РАДИОУГЛЕРОДНОЕ ДАТИРОВАНИЕ МОРЕН ПО РАССЕЯННОЙ ОРГАНИКЕ

Расширенный вариант научной статьи по результатам исследований в проекте INTC#Kr-330.2, помещенной в сборнике «Климат, ледники и озера Тянь-Шаня: путешествие в прошлое». - Бишкек. «Илим», 2007 г. С. 74-92.(Climate, Glaciation, Lakes of Tien-Shan: Journey to the Past / Edited by V.V. Romanovsky; The Institute of Water Problems and Hydropower NAS KR, ISTC. – Biskek: Ilim, 2007. – 168 p.).

В.И. Шатравин.

Тянь-Шаньский высокогорный научный центр при Институте водных проблем

и гидроэнергетики Национальной Академии Наук Кыргызской Республики

Институт водных проблем и гидроэнергетики НАН РК

Аннотация

В статье приводится описание разработанного автором способа радиоуглеродного датирования морен с использованием рассеянной в моренном мелкоземе специфической ледниковой органики. Показаны природа этой органики, ее автохтонность и сингенетичность самим моренам и пригодность этой органики для надежного датирования морен радиоуглеродным методом. Подробно изложены методические приемы процедур, предшествующих С-14 анализам – грамотной генетической типизации морен и псевдоморен, выбору объектов датирования и приемов отбора образцов моренного мелкозема и их последующей предлабораторной подготовки. Приведены первые радиоуглеродные датировки морен, полученные этим способом.

Для геологов и географов, занимающихся проблемами четвертичной геологии и палеогляциологии.

Разновозрастные морены используются в качестве основных реперов при климато-стратиграфическом расчленении и палеогляцио-климатических реконструкциях четвертичного периода. В связи с этим важнейшей задачей исследователей четвертичного периода является определение абсолютных возрастов морен.

В настоящее время для датирования морен используются биоиндикационные, радиоуглеродный и термолюминесцентный методы. Биоидикационные (лихенометрический и дендрохронологический) методы используется для датирования морен наиболее молодых стадий голоценового оледенения, возраст которых не превышает первых сотен лет, и, кроме того, достоверность датировок, полученных этими методами, требует подтверждения. Термолюминесцентный метод датирования морен применяется очень редко и он также не зарекомендовал себя с точки зрения надежности. Для Средне-Азиатского региона известен лишь один случай применения этого метода. В литературе, посвященной палеоклиматическим реконструкциям Тянь-Шаня и Памира, имеются сведения (Власов В.К., Куликов О.А., Никонов А.А., 1984) по опыту применения термолюминесцентного метода для определения возрастов плейстоценовых ледниковых и межледниковых эпох в бассейне р. Мук-Суу (в урочищах Ляхш и Тупчак Северо-западного Памира), в котором находится крупнейший внутриконтинентальный ледник Федченко, и в Аличурской котловине (Восточный Памир). Датировки, полученные этим методом, в бассейне р. Мук-Су, находятся в диапазоне от 530 до 130 тыс. лет. Однако этот опыт следует признать совершенно неудачным на основании нижеследующего: 1. - сам метод термолюминесцентного датирования, согласно Руководству по изучению новейших отложений…(1976), находится в стадии разработки, поэтому он является далеко не совершенным; кроме того, этот метод разработан исключительно для датирования лессовых пород;

2 – датировки морен, полученные этим методом, нельзя принять за достоверные на основании еще следующего: а) согласно данным межлабораторного контроля, традиционная термолюминесцентная технология дает погрешности до 300-400 % искажения результатов (Шлюков А.И., Восковская Л.Т., Лященко М.Г. и др.1990); б) искажения результатов термолюминисцентного датирования относительно радиоуглеродного датирования резко возрастают по мере удревнения образцов – более чем в десять (!) раз. Здесь очень показательным может быть сравнение дат, полученных для морских отложений Каспийского моря термолюминесцентным и радиоуглеродным методами (Каплин П.А., Леонтьев О.К., Рычагов Г.И. и др. 1977), см. табл.1.

Таблица 1.

Абсолютные датировки (в тыс. лет) каспийских плейстоценовых отложений.

Метод датирования

Радиоуглеродный Термолюминесцентный

От 9,7 до 15,5 От 14,6 (+/-2,1) до 18,5 (+/-2,6)

(8) (5)

От 11,3 до 18,46 От 42,0 (+/-5) до 71,0 (+/- 10,0)

От 25,3 (+/-1,5) до 30,7 (+/-1,5) От 91,0 (+/-17,3) до 254,0 (+/-30,6)

(3) (5)

>40,0 От 400,0 (+/-48,0) до 480,0 (+/-53,0)

(1) (4)

Примечание: В скобках указано количество датировок.

3 - вызывает сомнение и достоверность генетической принадлежности к истинным моренам датированных отложений в вышеуказанных урочищах Памира: исследования автора этой статьи, выполненные с применением количественных фациально-литологических показателей (Шатравин В.И., 2000), позволили установить, что вышеуказанные конечные морены Ляхского и Тупчакского комплексов являются псевдоморенами, истинный генезис которых не гляциальный, а гравитационный и возраст их отвечает концу позднего плейстоцена – началу голоцена, что более чем на порядок меньше того, что получено термолюминисцентным датированием.

При палеогляциологических реконструкциях наиболее широко применяется радиоуглеродный метод датирования морен. Этот метод считается достаточно хорошо разработанным и позволяет получать надежные датировки по нижнему пределу до 50 – 60тыс. лет, что вполне отвечает требованиям исследований, проводимых для целей долгосрочного прогнозирования оледенения и климата. Однако датировать радиоуглеродным методом собственно морены до настоящего времени не представлялось возможным.

Морены традиционно считаются хронологически «немыми» образованиями. В связи с отсутствием в них какой-либо концентрированной автохтонной органики морены относятся к числу неперспективных и для радиоуглеродного датирования. На то, казалось бы, есть основания: как может оказаться органика в моренах, литогенез которых протекает в суровых гляциальных (подобных антарктическим) физико-географических условиях? Не смотря на это, к настоящему времени в мире получено большое количество радиоуглеродных датировок голоценовых и позднеплейстоценовых морен. Для получения таких датировок широко применяется традиционный способ радиоуглеродного датирования морен с использованием органики (как концентрированной – в виде древесины, древесного угля, торфа и пр., так и рассеянной – в виде гумуса ископаемых почв), найденной в над- или же в подморенных отложениях. А в тех случаях, когда концентрированная органика обнаруживалась в собственно моренных субстратах, то она оказывалась исключительно аллохтонной (то есть, пришлой из вне) и не сингенетичной самим моренам..

Этот способ позволяет лишь косвенно оценить возраста морен – то есть, установить только факт того, что морена не моложе или же не древнее датированных образцов. Но при этом всегда остается без ответа вопрос – на сколько сами морены моложе или же древнее датированных образцов. Использование таких датировок неизбежно приводит к противоречиям и далеко неоднозначным стратиграфическим построениям и палеогляциологическим реконструкциям.

Ранее автором (1992, 1994 б) при исследованиях, направленных на установление закономерностей гляциального, гравитационного и др. типов литогенеза высокогорных зон, была обнаружена в моренах рассеянная органика, установлены ее природа и геохимическая роль в гляциальном литогенезе с образованием морен. Показано, что эта органика содержится в тонкодисперсной части моренного мелкозема и она является автохтонной и сингенетичной самим моренам, поэтому ее можно использовать для радиоуглеродного датирования морен (1992,1998 б). Была получена одна радиоуглеродная датировка (2342+/- 42, УПИ-782), чем подтверждена возможность датировать морены по рассеянной органике.

При радиоуглеродном датировании морен по рассеянной органике первостепенным и наиболее важным является выделение истинных морен от псевдоморен. Псевдоморенами называют морфолитологические образования, которые лишь внешне подобны моренам, но генезис их не гляциальный. Как было ранее показано автором (1992, 1994а, 2000 и др.), в большинстве случаев псевдоморены представлены деляпсивными гравитационными образованиями голоценового возраста и они не содержат рассеянную органику. Мероприятия по надежной генетической типизации морен и псевдоморен и процесс грамотного отбора образцов моренного мелкозема и их последующей предлабораторной (до С-14 анализа) подготовки в совокупности представляют собой новый, не традиционный способ радиоуглеродного датирования морен.

В рамках проекта МНТЦ#Kr-330.2 были существенно доработаны процедуры отбора образцов и последующего их обогащения рассеянной органикой. Этим способом уже получены первые три и впервые в мире прямые (то есть, по автохтонной и сингенетичной самим моренам органике) радиоуглеродные датировки голоценовых морен. Ниже приводится подробное методическое описание процедур по датированию морен этим способом, а также основных результатов предыдущих исследований автора, послуживших основой для этого способа.

Для радиоуглеродного датирования морен использовалась микроорганика и продукты ее гумификации, рассеянные в моренном мелкоземе и поступившие в морену из исходного ледникового мелкозема эолового происхождения. Ледниковый мелкозем представляет собой скопление на поверхности ледников пыли, состоящей из тонкодисперсных частиц (преимущественно алевритовой фракции - частиц размером от 0,1 до 0,01 мм), привнесенных эоловым путем, то есть, ветром. Эта пыль на поверхности ледников находится в агрегированном состоянии с образованием так называемого крупитчатого мелкозема. Мощность ледникового мелкозема составляет от нескольких миллиметров до первых сантиметров, достигая в отдельных местах нескольких десятков сантиметров. Ледники в этом случае играют роль мощных пылесборников.

В связи с периодичным сезонным вытаиванием выпадающего на ледники снега и движением ледников из области аккумуляции в область абляции на поверхности ледников происходит увеличение концентрация этой пыли. По этой причине абляционные (то есть, находящиеся в зоне сезонного таяния снега – а это нижние, языковые части ледников) в летнее время выглядят темными, вплоть до черных (см. фото № 1).

Фото № 1. Фрагмент поверхности одного из ледников Тянь-Шаня. 1– черного цвета – ледниковый мелкозем с гляциохионофильной органикой в области абляции ледника. 2 – область аккумуляции ледника. 3 – фирновая линия, разделяющая поверхность ледника на области абляции и аккумуляции.

Ледниковый мелкозем является средой обитания гляциохионофильной (специфической ледниковой) органики. Последняя представлена микро–фауной и –флорой, однако в ней не исключена и тонкодиспергированная органика другого вида, занесенная на ледники ветром.

Гляциохионофильная органика на ледниках и снежниках широко известна и представляет собой специально приспособленные к жизни во льду и в снеге так называемые гляциохионофильные организмы, представленные в основном диатомовыми и сине-зелеными водорослями. Видовой состав микроорганики в эоловом ледниковом мелкоземе на поверхности Тянь-Шаньских ледников был изучен и описан Глазовской М.А. (1952). Согласно ее исследованиям, органика этого мелкозема представлена сине-зелеными и диатомовыми водорослями, спорами мхов и грибов, гифами грибов, пыльцой растений и пр.

Гляциохионофильные водоросли на поверхностях ледников обнаруживаются на ледниках не только в Тянь-Шане, но и в других горах, в частности, на Кавказе, Памире и в Гималаях. Причем, концентрация этих водорослей на ледниках может быть весьма значительной, приводящей даже к окрашиванию ледников в летние периоды, случаи чего были нередкими и они освещены в литературе.

Геологом – ученым Маркиным В.И. (1994) дается подробная характеристика сине-зеленых водорослей как чрезвычайно живучих и неприхотливых на земном шаре микроорганизмов. Согласно его описаниям, эти водоросли отличаются огромным многообразием и замечательной приспособленностью к самым разным условиям обитания, например, в Антарктиде, на высочайших вершинах мира, в тундре, в пустынях и даже в кипящей воде вулканических источников. Это так называемые цианобактерии, одноклеточные микроорганизмы, патриархи Земли нашей, появившиеся миллиарды лет т. назад и не претерпевшие биологической организации на протяжении всей геологической истории. Этим микроорганизмам для жизнедеятельности нужен кислород.

Однако ничего более этого в литературных источниках не имеется, в том числе и относительно прикладного значения этой органики к ледникам и их моренам.

При изучении гляциального литогенеза автором было установлено, что тонкодисперсная часть моренного мелкозема пылеватой фракции (частиц размером от 0,1 до 0,01 мм) формируется в основном не за счет конседиментационного диспергирования более грубого обломочного материала (как это принято считать), а за счет эолового мелкозема, выпадающего на поверхность ледников (Шатравин В.И.,1992). Это было подтверждено и с помощью балансовых расчетов с учетом интенсивности выпадения пыли на Тянь-Шанские ледники и содержания в их моренах пылеватой фракции. Тем самым было подтвержден факт автохтонности и сингенетичности самим моренам содержащейся в моренах рассеянной органики.

Присутствие в ледниковом мелкоземе органики столь велико, что она легко обнаруживается даже внешне - по выраженному сероводородному запаху. Эта органика способствует агрегированию («склеиванию») минеральных зерен эоловой пыли с образованием зернистой структуры – так называемого крупитчатого мелкозема. Зернистая структура ледникового мелкозема и сильно выраженный сероводородный запах этого мелкозема были ранее установлены гляциологом Авсюком Г.Н. (1950) при изучении ледников Внутреннего Тянь-Шаня. Им же был сделан вывод о существенной роли микроорганизмов в процессе образования крупитчатой структуры ледникового мелкозема.

Эти органо-минеральные образования являются очень устойчивыми к воздействию воды и не размокают не только на поверхности ледников, но и в сплошной водной среде. При проведенном автором эксперименте этот мелкозем не размокал даже при многочасовом кипячении. Содержание органики в ледниковом мелкоземе весьма значительное. Ранее по двум образцам, отобранным на ледниках Северного Тянь-Шаня, в Институте почвоведения НАН РК были получены следующие результаты: содержание органического углерода и гумуса в первом образце составило 2,66 % и 4,59% соответственно, во втором образце – 0,93% и 1,61% соответственно. Соотношение гуминовых кислот к фульвокислотам (Сгк/Сфк) – 1,06 в первом образце и 0,86 - во втором образце.

Весьма важной особенностью ледниковой органики является ее гумификация, которая в ледниковых условиях протекает чрезвычайно активно. Наблюдения автора на ледниках Тянь-Шаня показали, что, попав на поверхность ледника, эоловый мелкозем очень интенсивно (в течение одного абляционного сезона, то есть, 3-4 летних месяцев) осветляется, приобретая белесые и голубовато-зеленые тона. Это происходит в результате оглеения, то есть, восстановления окисных соединений в закисные, что, безусловно, происходит в кислой восстановительной среде под воздействием гумусовых кислот разлагающейся ледниковой органики. Опытами почвоведов установлено, что наиболее активно разложение органического вещества, а, следовательно, его гумификация и кислотообразование происходят в первые три месяца, в течение которых разложение органики происходит более чем на 60% (Александрова Л.Н., 1980). Согласно ее данным, наиболее благоприятным для гумификации является чередование увлажнения с недостатком влаги. Согласно исследованиям Пономаревой В.В. и Плотниковой А.В. (1980), важными агентами гумусообразования являются мороз и сухость. В силу сказанного ледниковые условия являются весьма благоприятными для активного протекания процессов гумификации. Как показали предыдущие исследования автора (1992, 1994а, б), образующиеся при этом гумусовые кислоты (основными составляющими которых являются гуминовые кислоты и фульвокислоты) в гляциальном литогенезе играют восстановительную и выщелачивающую роль, создавая при этом специфическую геохимическую среду – так называемую геохимическую фацию закисного железа (по автору). Последним обусловлены геохимические особенности моренного мелкозема и его соответствующие низкие количественные показатели окисно-закисного коэффициента по железу.

Согласно Сергееву Е.В. (1971), наличие гумуса в грунтах придает им совершенно иные свойства, делает их водоустойчивыми (неразмокаемыми). Учитывая наличие в ледниковом мелкоземе вышеуказанных водорослей (а они нитевидные), становится понятным, почему ледниковый мелкозем агрегируется, образуя зернистую структуру.

Устойчивость ледникового мелкозема к размоканию препятствует его размыву и выносу с поверхности ледников талыми водами. Поэтому скапливающийся на ледниках органо-минеральный мелкозем в течение всего периода существования ледников претерпевает трансформацию – в связи с абляцией (таянием и испарением) ледников он вытаивает, гумифицируются и в конечном случае ассимилируются с мелкоземом морен, при этом активно участвуя в геохимических процессах гляциального литогенеза.

Пройдя все стадии гляциального литогенеза, ледниковая органика диспергируется, гумифицируется и разубоживается, превращаясь в органику, рассеянную в моренном мелкоземе. Таким образом, содержащаяся в моренах рассеянная органика в виде гумуса является автохтонной и сингенетичной самим моренам. В связи с этим был сделан вывод о возможности использовать эту органику для установления надежных абсолютных возрастов морен радиоуглеродным методом.

Ранее по многочисленным образцам моренного мелкозема и в различных профильных лабораториях были выполнены определения содержания в них гумуса. Во всех случаях это содержание было в пределах от 0,1- 0,2 % до 1,0 % во фракции <0,25 мм, что позволяло с уверенностью рассматривать эти образцы как подходящий субстрат для радиоуглеродного анализа по стандартной методике датирования почв. По одному такому образцу с содержанием органического углерода 0,56% была получена вышеуказанная радиоуглеродная дата.

В рамках проекта при отборе образцов моренного мелкозема на радиоуглеродные анализы мы руководствовались следующими литературными источниками:

1) – Руководство по изучению новейших отложений. Под редакцией профессора П.А. Каплина (1976).

2) - Радиоуглеродное датирование гумуса почв. Метод и его применение в почвоведении и палеогеографии (Чичагова О.А.,1985).

Согласно первому источнику, минимальное необходимое содержание в образце гумуса – 1 % при навесках образцов до 20 кг. Согласно второму источнику, навеска образца в зависимости от содержания в нем гумуса и соотношения Сгк/Сфк (соотношения содержания гуминовых кислот к фульвокислотам) определяется исходя из следующей таблицы (см. табл. № 2).

Таблица 2.

Вес почвы (кг) для радиоуглеродных исследований в

зависимости от содержания гумуса и соотношения Сгк/Сфк.

------------------------------------------------------------------------------------------------

Содержание гумуса, %

Сгк/Сфк 0,5 0,5-1 1-2 2-5 5-10

------------------------------------------------------------------------------------------------

<1 20-30 20 10-15 5-7 5

1 20 10-20 7-10 5 3 - 5

1 – 2 10–20 7-10 5–7 3-5 3

>2 10 7 5 3 2-3

Для повышения содержания гумуса в образцах моренного мелкозема выполнялось их обогащение посредством отмучивания в дистиллированной воде с последующим выпариванием взвеси на водяной бане. Это позволяло повысить в них содержание органики в несколько раз. По серии образцов предварительно были выполнены определения содержания в них гумуса и органического углерода по стандартной методике Тюрина. Определения выполнялись в двух независимых лабораториях – в Институте земледелия НАН Киргизстана и в НИИ сельского хозяйства им. Докучаева в России. Для части образцов в НИИ с/х им. Докучаева было выполнено определение Сгк/Сфк. Эти результаты приведены в таблице № 3.

Таблица 3.

Результаты анализа гумуса образцов моренного мелкозема.

------------------------------------------------------------------------------------------------------------

Образец и его Органический Гумус Сгк/Сфк

номер. углерод, % %

------------------------------------------------------------------------------------------------------------

Образцы голоценовых морен.

ТТ-9-04 обогащенный 0,72 (0,59) 1,25 (1,02) 0,7

ТТ-10-04 --//-- 1,2 2,08 не определялось

ТК-33-04 --//-- 0,75 (0,52) 1,3 (0,9) 5,2

ТК-34-04 --//-- 0,9 (0,43) 1,56 (0,75) 0,55

ТК-35-04 --//-- 0,75 (0,5) 1,3 (0,86) 0,55

ТТ-1-05 полевое тестирование экспресс-методом

ТТ-2-05 --//--

КИ-19-05 --//--

Образцы позднеплейстоценовых

морен

КА-2-04 не обогащенный 0,24 0,47 не определялось

КА-3-04 --//-- 0,31 0,54 - -//--

КА-4-04 --//-- 0,18 0,31 --//--

ТТ-18-04 обогащенный 0,27 (0,10) 0,47 (0,18) не определялось

ТТ-29-04 --//-- 0,27 (0,23) 0,47 (0,4) 0,55

ТТ-31-04 --//-- 0,42 (0,12) 0,73 (0,21) не определялось

ТК-36-04 --//-- 0,85 (1,0) 1,46 (1,75) 0,32

ТК-38-04 --//-- 0,4 0,68 не определялось

КО-25-05 полевое тестирование экспресс-методом

В таблице числовые значения в скобках – полученные в лаборатории НИИ с/х им. Докучаева. Следует сказать, что результаты определения содержания гумуса, полученные в этих лабораториях, значительно разнятся, что можно объяснить только субъективными факторами, имеющими место при выполнении анализов различными исполнителями на пределе возможностей метода.

Полевое тестирование образцов выполнялось по методу, предложенному руководителем лаборатории геохронологии НИИ географии СПбГУ профессором Х.А. Арслановым. Этот метод заключался в качественном анализе пирофосфатно-щелочной вытяжки гуминовых кислот из образцов и позволял выполнить приблизительное содержание гуминовых кислот в испытуемом образце непосредственно в полевых условиях.

К настоящему времени были получены радиоуглеродные датировки 3-х образцов моренного мелкозема голоценовых морен. Радиоуглеродные анализы были выполнены в следующих 2-х независимых лабораториях:

1 - в лаборатории геохронологии НИИ географии СПбГУ под руководством профессора Х.А. Арсланова по методике, применяемой к почвенным образцам. Основным требованием, предъявляемым к этим образцам, было: содержание органического углерода не менее 3-4 г в навесках образцов до 6 кг. Возраста образцов были получены на традиционном оборудовании, что в списке датировок указано как «ЛУ»;

2 – параллельно анализы двух образцов были выполнены в Венском атомном институте VERA профессором Вилдом. Технология извлечения чистого углерода в этой лаборатории нам не известна. Возраста образцов были лучены техникой AMS – на атомном масс-спектрометре с линейным ускорителем, что в списке датировок указано как «AMS». Главным преимуществом такой техники является возможность выполнять анализы по минимальным навескам чистого углерода до 0,005 г, что почти в тысячу раз меньше того, что требуется для анализов на традиционных установках, в том числе и в лаборатории Х.А. Арсланова. При этом датирование наших образцов в Венском атомном институте было выполнено по навескам менее 200 г обогащенного моренного мелкозема.

Ниже приводится список образцов и полученных датировок.

Образец ТТ-9-04 - 7545+/-110 (ЛУ-5557А)

(органика рассеянная) 7440+/-120 (ЛУ-5557В)

8560-:8400 (AMS)

Образец ТТ-10-04 - 3790+/-110 (ЛУ-5581А)

(органика рассеянная) 5605+/-310 (ЛУ-5581В)

4850-:4420 (AMS)

Образец ТТ-1-05 - 3380+/-180 (ЛУ -5992)

(органика рассеянная)

В лаборатории Х.А. Арсланова радиоуглеродный анализ образцов моренного мелкозема выполнялся по стандартной методике датирования почвенных образцов по гуминовым кислотам. В списке результатов датировки с буквой «А» получены по гуминовым кислотам, полученным горячей щелочной вытяжкой, а датировки с буквой «В» - по гуминовым кислотам холодной щелочной вытяжки. Датирование образцов по двум фракциям проводится для идентификации загрязнения образца приносимыми извне более растворимыми формами гуминовых кислот и для идентификации загрязнения корешками растений: фракция гуминовых кислот холодной вытяжки более чувствительна к загрязнению посторонними гуминовыми кислотами, обычно более молодыми – из современных почв; фракция гуминовых кислот горячей вытяжки более чувствительна к загрязнению корешками растений, но более молодого возраста, чем образец. Таким образом, по заниженному значению возраста одной из двух фракций можно делать вывод о том, каким более молодым углеродом заражен образец Согласие возрастов обеих фракций свидетельствует о том, что гумус не загрязнен указанными компонентами. По этой причине желательно проводить датирование подобных образцов по двум фракциям. Если навески образца мало, то фракции горячей и холодной вытяжки объединяются.

В данном случае, согласно приведенным в списке датировкам, можно сделать вывод о том, что образец ТТ-9-04 является достаточно чистым, а образец ТТ-10-04 – загрязнен органикой корешков растений, что вполне может отвечать действительности в связи с особенностями отбора этих образцов. Поэтому в обоих случаях из датировок, полученных в лаборатории геохронологии СПбГУ, были приняты к сведению наибольшие значения результатов.

В связи с тем, что полученные результаты датирования этих образцов в вышеуказанных независимых лабораториях несколько отличаются и не имеется оснований отдать предпочтение тем или иным результатам, то будет логичным принять к сведению их усредненные значения. Разброс значений полученных дат в этих лабораториях и принятых к сведению отличаются не более, чем на 11-12 %.

По остальным образцам из числа вышеприведенных радиоуглеродные анализы не были выполнены, и это в связи с тем, что эти образцы не отвечали требованиям лаборатории геохронологии СПбГУ, использующей традиционное радиометрическое оборудование.

Весьма важным является то, что согласно таблице № 3, все эти образцы по содержанию в них гумуса и соотношению Сгк/Сфк можно признать перспективными для датирования даже на традиционном оборудовании. Для этого необходимо лишь увеличить исходные навески обогащенного мелкозема с 6 кг до 25-30 кг. Основанием тому послужил анализ первого нашего экспериментального образца (КА-2-04), наиболее бедного по содержанию в нем гумуса: из навески 2,5 кг необогащенного отмучиванием (была взята лишь фракция отсева <0,25 мм) образца было извлечено 0,174 г чистого углерода; при обогащении отмучиванием содержание углерода повышается в 2-3 раза. Следовательно, из навески в 30 кг обогащенного образца было бы извлечено как минимум 4 г чистого углерода, чего вполне достаточно для радиоуглеродного анализа в этой лаборатории. Все другие образцы (за исключением одного) являются более богатыми по содержанию в них гумуса.

К сказанному следует добавить, что в Радиометрической лаборатории Института географии РАН имеется опыт датирования на традиционном оборудовании бедных по гумусу почвенных образцов навеской до 30 кг (см. табл. № 2). Кроме того, в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (Всероссийского геологического института) на усовершенствованном (с усиленной защитой от фоновых помех) традиционном радиометрическом оборудовании) такие анализы выполняются по значительно меньшим исходным навескам образцов.

При датировании таких образцов техникой AMS необходимые для анализа навески образцов могут быть в сотни раз меньше. Все это говорит о реальной возможности датировать морены по рассеянной органике. Причем, при датировании образцов техникой AMS значительно облегчилась бы задача по отбору и предлабораторной подготовке образцов.

Радиоуглеродные анализы образцов моренного мелкозема выполнялись по традиционным методикам и поэтому не представляют собой новаторство. Предшествующие этим анализам мероприятия по отбору образцов и их предлабораторной (до С-14 анализов) подготовки дело новое и наиболее важное в радиоуглеродном датировании морен по рассеянной органике и поэтому заслуживают нижеследующего подробного описания.

Генетическая типизация истинных морен и псевдоморен

Это первый и наиболее важный этап в радиоуглеродном датировании морен по рассеянной органике. Традиционно применяемые методы генетической диагностики четвертичных отложений не позволяют правильно выделять истинные морены от псевдоморен. При таком подходе в качестве достаточных признаков морен считаются такие внешние визуально определяемые признаки, как наличие мощной аккумулятивной формы и грубообломочного материала.

Однако в результате предыдущих исследований автора (1992; 1994а, б; 2000 и др.) на основе количественных фациально-литологических показателей на примере Тянь-Шаня, Памира и Кавказа было установлено, что основная масса морфолитологических образований, которые традиционно исследователями принимаются за плейстоценовые морены, на самом деле являются псевдоморенами голоценового возраста (точнее – позднеплейстоцен-голоценового), истинный генезис которых не гляциальный, а гравитационный и представлены они пространственно широко развитыми специфическими оползнями (деляпсием). Для наглядности cказанного приведена фотография (см. фото № 2).

Фото № 2. Морфо-лито-стратиграфическое сочленение псевдоморены с истинными моренами в одной из долин Тянь-Шаня. Картина типичная для Тянь-Шаня, Памира и Кавказа.1 – морены голоценовые; 2 – псевдоморена – деляпсивное гравитационное образование; 3 – морена позднеплейстоценовая. Стрелкой показано направления срыва (оползневого смещения) гравитационных (склоновых) отложений, образовавших псевдоморену.

На фото № 3 приведена одна из типичных псевдоморен Тянь-Шаня, а также характер ее морфолито-стратиграфического сочленения с голоценовыми и плейстоценовыми моренами.

Фото № 3. Морены (gl) и псевдоморены (gr) в долине р. Орто-Кой-Суу (Северный Тянь-Шань. 1 – голоценовый морено-ледниковый комплекс. 2 – деляпсивное гравитационное образование (псевдоморена). 3 – позднеплейстоценовые морены.

Это открытие позволило вскрыть тот самый «корень зла», из-за которого возникли большие сложности и противоречия в четвертичной геологии и палеогляциологии. Следует сказать, что вышеуказанные псевдоморены в стратиграфическом разрезе занимают промежуточное положение между позднеплейстоценовыми и голоценовыми моренами (см. фото №№ 2 и 3) и в противовес истинным моренам являются яркими палеоклиматическими реперами теплого и очень влажного периода, имевшего место в нынешнем неледниковье.

Псевдоморены не содержат рассеянную органику и без должного навыка отличить их от истинных морен не возможно. В связи с этим в комплексе работ по радиоуглеродному датированию морен в первую очередь должны быть выполнены обследования ледниковых долины с целью выявить истинные морены и псевдоморены. В этом деле вполне достаточными являются ранее установленные автором генетические признаки этих типов отложений, среди которых литологические, текстурно-структурные и морфо-литологические.

Литологические признаки

Наиболее показательными оказались гранулометрические и геохимические признаки.

Гранулометрические признаки. Для их установления отбираются образцы заполнителя моренного грунта (фракция <20 мм) для гранулометрического анализа. Наиболее показательным является степень глинистости (S= <0,005/1-0,005) - соотношение процентного содержания фракций <0,005 мм и 1 - 0,005 мм , где <0,005 – глинистая фракция, 1 - 0,005 (мм) – область мономинеральных частиц, не подвергающихся дальнейшему дроблению при физическом выветривании со ссылкой на Сергеева Е.В. (1971).

На примере Тянь-Шаня получены следующие статистические (с использованием более 300 образцов) значения степени глинистости морен и псевдоморен:

морены голоценовые - 0,078

морены плейстоценовые - 0, 107

Псевдоморены деляпсивного (оползневого –

наиболее массового происхождения) - 0,159

Как видно из приведенных показателей, степень глинистости псевдоморен в 1,5 – 2 раза выше таковой истинных морен.

Кроме того, различия в гранулометрическом составе этих отложений наглядно прослеживаются и графически, что представлено на рис. № 1.

Рис. № 1. Типичные кумулятивные кривые и гистограммы гранулометрического состава в полулогарифмическом масштабе мелкозема морен (1 – голоценовых морен; 2 – плейстоценовых морен), псевдоморен (3) и склонового элювия (4).

Характерной особенностью мелкозема морен фракции <0,5 мм является большая доля частиц крупноалевритовой фракции (0,05 – 0,1 мм), что наглядно видно на приведенном графике. Это прямо связано с особенностями гляциального литогенеза, в котором, как показали исследования автора, решающую роль в формировании гранулометрического состава мелкозема морен играют эоловые мелкоземистые отложения, имеющие место на поверхности ледников.

Проанализированные образцы моренного мелкозема были взяты из морен, образовавшихся на субстратах преимущественно скальных палеозойских пород гранитоидного состава. В связи с этим вполне допустимо, что морены на субстратах других пород (в том числе и нескальных) могут иметь иной гранулометрический спектр мелкозема. Однако в любом случае в силу вышеприведенной закономерности гляциального литогенеза в грансоставе моренного мелкозема должен прослеживаться гранулометрический акцент на крупноалевритовую фракцию.

По этой причине моренный мелкозем как бы запесоченный, что при должном навыке внешне легко обнаруживается даже на ощупь.

Для голоценовых морен весьма характерным является постепенное увеличение содержания тонкодисперсных фракций в направлении от корневых частей морен к языковым, что сказывается на заметном увеличении показателя степени глинистости.

Степень глинистости голоценовых морен зависит и от относительных размеров ледников, то есть, от коэффициента оледенения ледниковой долины (измеряемого отношением площади ледника к площади вмещающей его долины). При этом при увеличении коэффициента оледенения долины уменьшается относительная площадь камнесбора – оголенных склонов ледниковой долины, с которых поступает обломочный материал на ледник как источник формирования морен. В связи с этим, как правило, морены долинных ледников имеют более высокую степень глинистости, чем морены каровых ледников.

Псевдоморены (из числа вышеуказанных деляпсивных гравитационных образований) отличаются лучшей выдержанностью по мелкоземистому заполнителю как в горизонтальном, так и в вертикальном разрезе, а также более высокими показателями степени глинистости. Очень характерной особенностью грансостава их мелкозема (см. график) является «гранулометрический провал» крупноалевритовой фракции (0,05 – 0,1 мм). Более высокая степень глинистости мелкозема псевдоморен при должном навыке обнаруживается в полевых условиях даже на ощупь.

Геохимические признаки. Моренный мелкозем имеет окраски светлых тонов – сизые, серовато-зеленые, белесые. Этим обусловлены и соответствующие окраски морен в их естественных обнажениях. Мелкозем деляпсивных гравитационных отложений (то есть, псевдоморен) всегда имеет красновато-бурые окраски различных тонов.

Соответствующие окраски отложений морен и псевдоморен обусловлены различным содержанием двух- и трех валентного железа. Для оценки последнего показательным является окисно-закисный коэффициент по железу К=Fe2О3/FeO

Результаты силикатного анализа на фазовое состояние железа, выполняемые по стандартной методике геохимических анализов, оказываются не стабильными и малопоказательными. Это связано с наложением на общий окисно-закисный фон железосодержащих минералов примесей и, в первую очередь, окислов и гидроокислов железа. По этой же причине не показательны и спектральные анализы.

При бинокулярном обследовании мелкопесчанистых и алевритовых фракций обнаруживается, что минеральные зерна деляпсивных гравитационных отложений покрыты красно-бурыми железо-окисными пленками, так называемыми железистыми «рубашками». В моренных отложениях такие пленки отсутствуют, либо слаборазвиты. Эти пленки являются пигментирующими и от степени из развития зависит цвет мелкозема отложений и в целом естественных обнажений этих отложений.

В целях генетической типизации морен и псевдоморен достаточно оценить относительное содержание окиси и закиси железа в исследуемых отложениях. В этом деле весьма показательными оказались анализы, выполняемые по методу, разработанному автором.

Для анализа ситовым способом отбиралась фракция 0,1 – 0,14 мм. Минеральные зерна отмывались от глинистых налипов, подвергались электромагнитному (или же в отсутствии его – просто магнитному) сепарированию для удаления железосодержащих минералов, после этого обрабатывались в тяжелой жидкости с целью выделить кварц-полевошпатовые минералы из общей массы минеральных зерен. Выделенные таким образом кварц-полевошпатовые минеральные зерна обрабатывались слабым раствором соляной кислоты до их осветления, что означало полное растворение железистых оболочек. Содержавшееся на минеральных зернах железо переводилось в раствор и дальнейший анализ выполнялся по традиционной методике определения фазового состава железа. В данном случае применялся калориметрический метод, который позволяет выполнять определения и в полевых условиях.

Определенные таким способом окисно- закисные коэффициенты по железу составляли: от 0,03 до 0,07 для морен, и от 0,3 до 1,0 для псевдоморен. Как видно, окисно-закисные коэффициенты для морен и псевдоморен разнятся более чем на порядок.

Имеют место следующие закономерности: как и степень глинистости, окисно-закисный коэффициент по железу является весьма устойчивым в пределах каждой отдельно взятой псевдоморены как в продольном, так и в вертикальном разрезе; в моренах наблюдается изменение этого коэффициента в продольном профиле – постепенное его уменьшение от корневых частей морен к их языковым частям вплоть до вышеуказанных среднестастистических значений.

Следует сказать, что в порядке исключения имеют место случаи, когда цвет моренного мелкозема имеет не типичные окраски, чаще – розовато-красного цвета. Такие исключения обусловлены присутствием в моренном мелкоземе каких-либо минералов-красителей. Например, присутствие калиевого полевого шпата – ортоклаза (а он розовато- красного цвета), придает моренному мелкозему соответствующий розовато-красный цвет. Однако контрольный геохимический анализ непременно покажет соответствующий моренам низкий окисно-закисный коэффициент по железу.

Как показали исследования автора, приведенные литологические признаки морен и псевдоморен прямо связаны с особенностями гляциального и гравитационного типов литогенеза.

1) Литогенез гляциальный протекает в так называемой геохимической фации закисного железа. Восстановительная геохимическая среда этого литогенеза образуется за счет гумусовых кислот разлагающейся (читай- гумифицирующейся) гляциохионофильной (специфической ледниковой) органики, которая обитает на ледниках как в аэробных, так и в анаэробных условиях. Гумусовые кислоты чрезвычайно агрессивны к минералам горных пород и в первую очередь, к окислам железа, марганца и алюминия (как показали опыты геохимиков, превосходят в этом плане концентрированную соляную кислоту); участвуя в гляциальном литогенезе, они играют троякую роль:

- создают кислую восстановительную среду, в которой окисные соединения переходят в закисные;

- разрушают окисные соединения (и прежде всего железо-окисные), создавая при этом подвижные в водной среде закись железа и ее органо-минеральные соединения (соединения закиси железа с гумусовыми кислотами);

- выщелачивание; то есть, способствуют растворению и выносу за пределы среды литогенеза закисных форм железа и их органо-минеральных соединений.

По этой причине моренный мелкозем имеет весьма низкие показатели окисно-закисного коэффициента по железу, а сами морены (вернее – их грунты) имеют окраски светлых тонов.

2) Литогенез гравитационный, при котором образуются псевдоморены – деляпсивные (оползневого типа) гравитационные образования, которые всеми исследователями ошибочно принимаются за истинные морены. Гравитационный литогенез протекает в так называемой геохимической фации окисного железа. Источником обломочного материала этих отложений являются полигенетические склоновые отложения, в которых повсеместно доминирует элювиальная составляющая. Элювий горных склонов аридного Центрально-Азиатского региона образуется в условиях активного физического и химического выветривания и окисления, поэтому закономерными его особенностями являются высокие показатели степени глинистости и окисно-закисного коэффициента. Деляпсивные гравитационные отложения унаследовали эти особенности от исходных склоновых отложений.

Приведенные гранулометрические и геохимические показатели определяются аналитически лабораторными методами и поэтому выступают в роли количественных (а стало, быть, объективных, относительно традиционно применяемых исключительно визуально определяемых признаков) показателей.

На фото № 4 и рис № 2 показан пример литолого-фациально-генетической типизации морен и псевдоморен с использованием количественных фациально-литологических показателей в одной из речных долин Тянь-Шаня.

Фото № 4. Морфо-лито-стратиграфическая комбинация позднеплейстоценовых и голоценовых морен и массовых деляпсивных гравитационных образований (псевдоморен) на правом борту долины р. Чон-Ак-Суу хр. Кунгей-Ала-То.

1 – деляпсивное гравитационное образование 1-й возрастной генерации (массивное аккумулятивное образование). 2 – нерасчлененные деляпсивные гравитационные образования последующих возрастных генераций (натекообразные формы). 3 – позднеплейстоценовая морена. 4 – голоценовые морены. 5 – эрозионный врез на субстрате гравитационных отложений (глубина вреза до 150 м).

Рис. 2. Схематический литолого-фациально-генетический разрез правого борта долины

р. Чон-Ак-Суу (см. фото № 4), построенный по количественным фациально-литологическим показателям.

1 – gr I - деляпсивное гравитационное образование 1-й возрастной генерации.

2 – gr II - нерасчлененные деляпсивные гравитационные образования последующих

возрастных генераций

3 – gl QIII - позднеплейстоценовая морена.

4 – gl QIV - голоценовые морены.

- количественные фациально-литологические показатели:

в числителе – окисно-закисный коэффициент по железу (К=Fe2O3/FeO);

в знаменателе – степень глинистости (S= <0,005 / 1- 0,005).

Структурно-текстурные признаки

Отложениям морен и псевдоморен свойственны кластические неравномерно-зернистые структуры. Первичную моренную структуру, свойственную моренам на начальных стадиях их литогенеза можно охарактеризовать как порфирокластическую вследствие рассеяния обломков горных пород в ледовой массе. Такая структура свойственна молодым голоценовым моренам, которые еще находятся в сингенетической связи с ледником. В дальнейшем при вытаивании льда образуется устойчивая вторичная кластическая неравномерно-зернистая структура. Такая структура свойственна голоценовым моренам более ранних возрастных генераций, в которых уже полностью вытаял ледниковый лед. Такой же структурой обладают и все плейстоценовые морены.

Первичная текстура морен, обусловленная движением ледника, полосчатая (псевдослоистая). Она свойственна голценовым моренам поздних возрастных генераций, в которых еще не полностью вытаял ледниковый лед. В моренах более ранних возрастных генераций в связи с полным вытаиванием льда произошла переупаковка обломочного материала, и их первичная полосчатая текстура приняла вид беспорядочной текстуры. Такая же беспорядочная текстура и у плейстоценовых морен, однако имеют место и исключения. Эти исключения связаны с вторичными (эпигенетическими) процессами деляпсивного (оползневого) характера, имеющего место на субстратах не только псевдоморен, но и плейстоценовых морен. Другими словами, произошло оползание этих отложений. Подробно об этом изложено в авторской работе (1990б).

На фото № 5 приведен один из примеров эпигенетического оползания субстрата позднеплейстоценовой морены в одной из долин Тянь-Шаня.

Фото № 5. Нижняя часть долины р. Чок-Тал, Северный Тянь-Шань. Пример эпигенетического оползания позднеплейстоценовой морены. 1 – реликтовый субстрат морены. 2 – оползшая часть морены.

На фото № 6 приведена вторичная псевдослоистая текстура позднеплейстоценовой морены в результате эпигенетического оползания этой морены.

Фото № 6. Долина р. Чирканак, Северный Тянь-Шань. Пример вторичной псевдослоистой текстуры позднеплейстоценовой морены.

В псевдоморенах из числа деляпсивных гравитационных образований структура и текстура являются конседиментационными (образовавшимися в одно и то же время) с этими образованиями. Текстуры псевдоморен исключительно полосчатые (псевдослоистые). Полосчатость обусловлена линейно вытянутыми в направлении движения скоплениями крупных обломков. На фото № 7 приведен пример полосчатой текстуры одной из псевдоморен Тянь-Шаня

Фото № 7. Долина р. Чон-Ак-Суу, Северный Тянь-Шань. Полосчатая (псевдослоистая) текстура псевдоморены (изображенной на фото № 4 и рис. № 2) в обнажении эрозионного вреза. Видимая мощность отложений во врезе – до 150 м (см. фото № 3).

Весьма важными и показательными являются следующие текстурно-структурные особенности морен и псевдоморен. В псевдоморенах из числа деляпсивных гравитационных образований обломки крупных фракций равномерно окружены мелкоземистым заполнителем и все их грани покрыты глинисто-пылеватыми налипами. Эта особенность связана с деляпсивным (оползневым) характером отложений, для которых характерны так называемые текстуры течения. При послойном вязко-пластичном течении (что имеет место при образовании псевдоморен) крупные обломки вращаются и, как следствие, облекаются глинисто-пылеватыми налипами.

В моренах с ненарушенной текстурой налипы в виде ссадок развиты исключительно на верхних гранях крупных обломков. Нижние грани чистые и под ними сконцентрированы отмытые песчано-гравийные фракции. Налипы, как правило, представлены не только глинисто-пылеватыми, но и карбонатными ссадками. Такая особенность обусловлена специфическими условиями гляциального литогенеза, при котором на начальных стадиях образования морен (на стадии седиментогенеза, когда обломочный материал еще находится в сингенетической связи с ледниковым льдом) имеет место интенсивная циркуляция грунтовых вод в толще морен не только в горизонтальном, но и в вертикальном разрезах. В моренах с нарушенной текстурой (подвергнувшихся эпигенетическому оползанию) таких ссадок и участков с промытыми фракциями не обнаруживается – они утрачиваются при эпигенетических оползневых течениях грунта.

Морфо-литологические признаки

Среди морфолитологических признаков морен и псевдоморен следует принимать к сведению характер рельефа этих образований. В рельефе псевдоморен, как правило, прослеживаются элементы флюидного рельефа, свойственного отложениям, образующимся при вязко-пластическом течении грунтов. Наглядным аналогами могут быть типичные современные оползни, развивающиеся на субстратах нескальных глинистых пород. Для плейстоценовых морен с ненарушенной текстурой (то есть, не подвергнувшихся эпигенетическому оползанию) характерным является рельеф мягких очертаний с хорошо выраженными продольными валами береговых морен. Плейстоценовые морены, подвергнувшиеся эпигенетическому оползанию, имеют рельеф во многом подобный рельефу деляпсивных гравитационных образований. Однако в этом случае валы оползших моренных грунтов морфологически не связаны со склонами долины, вмещающей эти морены. Наглядным тому примером может быть ситуация, изображенная на фото № 5.

Очень важным морфологическим элементом является контакт псевдоморен с подстилающими их позднеплейстоценовыми моренами. Как правило, этот контакт морфологически хорошо выраженный.

В рельефе голоценовых морен четко прослеживается флюидноподобный валообразный рельеф. Однако в отличие от псевдоморен, моренные валы голоценового оледенения морфологически не связаны со склонами вмещающей ледник долины. Такой рельеф связан с пластическими течениями погребенного под моренным чехлом ледникового льда. Причем, чем моложе моренные валы, тем в большей степени в них сохранился погребенный лед. В связи с этим представляется логичным и генетически более грамотно голоценовые морены в совокупности с ледниками называть голоценовыми морено-ледниковыми комплексами.

На фото № № 8, 9 и 10 приведены типичные для Тянь-Шаня комбинации деляпсивных гравитационных образований и голоценовых морено-ледниковых комплексов долинных и каровых ледников.

Фото № 8. Морены и псевдоморены в долине р. Чок-Тал (Северный Тянь-Шань).

1 – голоценовые морено-ледниковые комплексы. 2 – деляпсивные гравитационные образования (псевдоморены). 3 – позднеплейстоценовые морены. Стрелками показано направления срыва (оползания) полигенеических склоновых отложений, образовавших псевдоморены.

Фото № 9. Комбинация голоценового морено-ледникового комплекса карово-долинного ледника и деляпсивных гравитационных отложений (псевдоморен) в одной из долин Северного Тянь-Шаня. 1 – голоценовый морено-ледниковый комплекс. 2 – деляпсивные гравитационные образования (псевдоморены). Стрелками показано направление срыва (оползания) полигенетических склоновых отложений, образовавших псевдоморены.

Фото № 10. Комбинация голоценового морено-ледникового комплекса карового ледника и деляпсивного гравитационного образования (псевдоморены) в бассейне р. Тургень-Ак-Суу (Северный Тянь-Шань. 1 – голоценовый морено-ледниковый комплекс. 2 – деляпсивное гравитационное образование – псевдоморена.

Отличия псевдоморен от морен следует искать не только в вышеуказанных литологических и текстурно-структурных особенностях, но и в логичной морфогенетической привязке псевдоморен из числа деляпсивных гравитационных отложений к исходным склонам, а также в величине мощностей этих отложений относительно других линейных размеров. Последнее весьма показательно, когда псевдоморены имеют большие мощности. Многочисленны случаи, когда исходные формы (кар, ниша на склоне или просто склон) небольших размеров дают внушительные по мощности деляпсивные гравитационные образования. Так, указанные выше крупнейшие в горах Тянь-Шаня гравитационные образования в долинах рек Чон-Ак-Суу (см. фото № 4) и Тон, имеющие только видимые в обнажениях мощности 150 и 80 м соответственно, развились в незначительных по размерам долинах. В долине р. Иссык-Ата (Северный Тянь-Шань) в рядовых по размерам карах зародились и разгрузились в основной долине мощнейшие деляпсивные гравитационные образования (которые также традиционно принимаются за плейстоценовые морены). Видимая мощность наибольшего из них около 200 м. Уже одно только это обстоятельство не позволяет отнести их к гляциогенным образованиям, то есть – к моренам.

Приведенных диагностических признаков вполне достаточно для надежной литолого-фациально-генетической типизации истинных морен и псевдоморен в каждой конкретной ледниковой долине.

Следует сказать, что вышеуказанные псевдоморены из числа массовых и пространственно широко развитых гравитационных образований являются закономерными для высокогорных зон и других регионов, в частности Памира и Кавказа. Это дает основание считать, что установленная закономерность является межрегиональной. На фото № 11 приведены массовые деляпсивные гравитационные образования на Восточном Памире

Фото № 11. Горное обрамление южного берега оз. Яшиль-Куль (Восточный Памир). Массовые деляпсивные гравитационные образования: 1 – первой возрастной генерации (массивные образования); 2 – нерасчлененные образования последующих возрастных генераций (натекообразные).

Выбор объектов датирования

Для целей палеогляциологических реконструкций следует выбирать моренные валы, которые морфологически хорошо выражены в рельефе. Использование таких валов позволяет правильно и наиболее полно реконструировать основные палеогляциологические события в пределах возможностей радиоуглеродного метода датирования.

Для датирования голоценовых морен наиболее подходящими являются моренные валы голоценовых морено-ледниковых комплексов каровых ледников или же небольших долинных и карово-долинных ледников. Такие комплексы имеют наиболее выраженные в рельефе и хорошо сохранившиеся моренные валы в отличие от морено-ледниковых комплексов крупных ледников. Кроме того, было установлено, что именно морены малых голоценовых ледников наиболее богатые по содержанию в них рассеянной органики. На фото №№ 10 и 12 приведен один из таких комплексов, явившийся объектом датирования.

Фото № 12. Общий вид комбинации голоценового морено-ледникового комплекса и псевдоморены в бас. р. Тургень-Ак-Суу (Северный Тянь-Шань) и мест отбора образцов моренного мелкозема для радиоуглеродного датирования.

I, II, III, IV, V – морены 1-й, 2-й, 3-й, 4-й и 5-й (соответственно) возрастных генераций голоценового оледенения.

gr – псевдоморена – деляпсивное гравитационное образование.

Приведенные на фотографияхи морено-ледниковые комплексы морфологически представляют собой типичные каменные глетчеры, иначе – каменные ледники (rock glacier). Однако, как показали предыдущие исследования Шатравина В.И. (1990а, 1992), подобного рода каменные глетчеры являются типичными гляциогенными образованиями и происхождение их связано исключительно с деятельностью голоценовых ледников. Факт наличия в них ледникового льда установлен по специфическим формам рельефа (термокарстовые воронки и западины) и в многочисленных естественных и искусственных обнажениях

Как объекты для датирования голоценовые морено-ледниковые комплексы в виде каменных глетчеров являются наиболее подходящими в связи с тем, что на них очень хорошо рельефно выражены разновозрастные морено-ледниковые генерации. Хорошая морфологическая выраженность разновозрастных моренных валов в каменных глетчерах связана с тем, что каровые ледники, несущие на себе моренный покров, выползая из узких каровых долин, имеют большую свободу для растекания уже за пределами кара. По этой причине их разновозрастные моренно-ледниковые генерации зачастую, двигаясь по пути наименьшего сопротивления, обособились друг от друга.

Весьма важной особенностью выбранных для датирования каменных глетчеров является то, что они приурочены к периферийным частям отрогов горных хребтов и находятся на значительном удалении от крупных ледников, и тем более, от центров оледенения Тянь-Шаня. Кроме того, каменные глетчеры связаны с каровыми ледниками, особенностью которых является очень низкая степень оледенения (отношение площади ледника к площади вмещающей его долины, в данном случае – каров); и, наоборот, - очень большой относительной площадью камнесбора – оголенных ото льда склонов коренных пород, с которых на ледники поступает обломочный материал как источник для образования морен. В связи с этим каменные глетчеры очень чутко реагируют на климатические изменения и оставляют при этом морфологически хорошо выраженные разновозрастные морены.

Совершенно иная ситуация для морено-ледниковых комплексов крупных ледников, вложенных в долины с высокими показателями степени оледенения и имеющие незначительные относительные площади камнесбора. В связи с большой инертностью такие ледники менее чутко реагируют на климатические изменения, и в связи с незначительными относительными площадями камнесборов они имеют морфологически слабовыраженные разновозрастные морено-ледниковые генерации.

Для датирования позднеплейстоценовых морен также следует выбирать наиболее хорошо сохранившиеся и морфологически выраженные разновозрастные моренные валы. Как показала практика, в горах Тянь-Шаня такие морены наиболее хорошо сохранились в небольших и коротких ледниковых долинах южных макросклонов горных хребтов. Хорошая сохранность морен в таких долинах связана с небольшой степенью оледенения этих долин и соответственно с большой относительной площадью камнесбора, а также с относительно небольшой водностью рек этих долин. Один из таких примеров позднеплейстоценовых морен показан на фото № 13.

Фото № 13. Долина р. Орто-Кой-Суу в ее нижней и средней части (Северный Тянь-Шань). Позднеплейстоценовые морены: 1 – первой возрастной генерации; 2 – второй возрастной генерации.

Морены последней (третьей) возрастной генерации позднеплейстоценового оледенения в этой долине приведены на фото № 3.

Следует сказать, что отбор образцов моренного мелкозема для радиоуглеродного датирования из морен 1-й возрастной генерации позднеплейстоценового оледенения не представляется целесообразным. Это в связи с тем, что предполагаемый возраст морен этой генерации, наверняка, будет запредельным для радиоуглеродного метода датирования. Однако эксперимент по датированию этой моренной генерации все же интересно провести

III

Отбор образцов моренного мелкозема и последующая их предлабораторная подготовка.

При отборе образцов моренного мелкозема должны соблюдаться следующие два основных требования:

1 – достичь глубины отбора образца из реликтового моренного грунта, находящегося ниже глубины проникновения поверхностных процессов гипергенеза (окисления и физического выветривания);

2 – производить отбор образцов на глубинах, на которых исключается заражение моренного грунта более молодой органикой поверхностного почвенно-растительного слоя (гумусом поверхностных почв и корешками растительности).

Оба эти требования выполняются посредством отбора образцов на достаточно больших глубинах от поверхности морен или же кровли обнажений морен. Глубина, считающаяся достаточной, зависит от возраста морен, от типов ледников, с которыми связаны эти морены, и физико-географических условий местонахождения морен.

На примере Тянь-Шаня на практике автором было установлено, что мощность поверхностных гипергенных горизонтов голоценовых морен составляет от нескольких десятков сантиметров (в наиболее молодых генерациях морен в непосредственной близости от ледников) до 1,5-2 м (в наиболее древних генерациях). На субстратах позднеплейстоценовых морен мощность гипергенных горизонтов изменяется от 1-1,5 м до 2-3 -х и более метров в направлении от молодых до более древних возрастных генераций морен. Как в первом, так и во втором случае мощность гипергенных горизонтов на субстратах морен зависит от абсолютных высот расположения морен и климатических условий, влияющих на наличие и степень развития поверхностных почвенно-растительных слоев.

Вопрос о глубине проникновения в толщи моренных отложений гумуса поверхностных почв не достаточно решен и требует дальнейших специализированных исследований. Однако, как показала практика, эта глубина зависит не только от степени развития на моренах почвенно-растительного покрова, но и от литологических особенностей моренного грунта. Установлено, что чем плотнее моренный грунт, тем меньше глубина проникновения гумуса поверхностных покровов. В связи с этим наибольшая глубина проникновения поверхностного гумуса в рыхло-сложенных грунтах голоценовых морен малых ледников, и прежде всего – каровых, которые представляют собой морено-ледниковые комплексы каменных глетчеров. Последнее обусловлено не только рыхлой текстурой грунтов каменных глетчеров, но значительным развитием на их поверхности почвенно-растительного слоя в связи с достижением нижними (наиболее древними) валами каменных глетчеров низких абсолютных высот.

Согласно рекомендации Руководства по изучению новейших отложений под редакцией проф. Каплина П.А. (1976), обязательным условием при отборе образцов на радиоуглеродный анализ является зачистка стенки обнажения не менее чем на 1 м, а в пологих задернованных склонах – не менее чем на 2-3 м. Эти нормативы и были приняты как руководящие при отборе образцов моренного мелкозема в рамках проекта.

При отборе образцов моренного мелкозема следует стремиться использовать свежие естественные обнажения и, кроме того, - отбирать образцы из обнажений как можно дальше (по глубине разреза) от поверхностного почвенно-растительного слоя. При отборе образцов из обнажений следует сделать достаточно глубокую зачистку обнажения. Глубина этой зачистки зависит от степени свежести обнажения и может достигать 1м и более.

В случае отсутствия подходящих естественных обнажений (а это, как правило – стенки эрозионных врезов) необходимо закладывать горные выработки. Выработки следует закладывать на фронтальных и боковых уступах морен. При этом наиболее оптимальным вариантом выработки является комбинация шурф-канава, заложенной на верхней бровке уступа. Такая выработка позволяет углубляться в моренный субстрат без крепления стенок выработки, что является очень важным при работе в труднодоступных условиях местонахождения морен. Как показала практика, в связи с неустойчивостью (обваливанием и осыпанием) моренных грунтов в стенках обнажений (как естественных, так и искусственных) для отбора кондиционных образцов моренного мелкозема необходимо вынуть (перелопатить) не менее 5 – 7 тонн моренного грунта, а в ряде случаев (что имело место на моренных субстратах каменных глетчеров) – и более 100 тонн. Наиболее устойчивыми к осыпанию и обваливанию являются грунты плейстоценовых морен и голоценовых морен больших ледников.

На фото 14 показана горная выработка, заданная на субстрате голоценовой морены.

Фото № 14. Головная часть горной выработки для отбора образца моренного мелкозема, заданной на верхней бровке фронтального уступа голоценовой морены каменного глетчера (см. фото № 12). 1 – обнажения выработки. 2 – место отбора образца.

Для контроля качества образца моренного мелкозема в зависимости от глубины его отбора очень удобно применять полевой экспресс-метод оценки содержания в моренном мелкоземе гуминовых кислот (по которым выполняется радиоуглеродный анализ по методике, применяемой к почвенным образцам). Этот экспресс- метод был предложен руководителем лаборатории геохронологии Института географии СПбГУ, профессором Х.А. Арслановым. Метод калориметрический и позволяет прикидочно оценить содержание гуминовых кислот в пирофосфатно-щелочной вытяжке из мелкозема морен. Бурый цвет раствора свидетельствует о содержании в образце гуминовых кислот около 0,2 %.

Глубину отбора образца можно считать достаточной, если дальнейшее углубление по разрезу показывает стабильные результаты тестирования.

Кроме того, посредством такого тестирования имеется возможность выбрать для датирования морены, наиболее богатые по гумусу.

В большинстве случаев непосредственно на месте не представляется возможным сделать отсев моренного мелкозема в связи с увлажненностью моренных грунтов. Поэтому в таких случаях отбирается моренный грунт-сырец, который в рюкзаках транспортируется вниз, до базового лагеря, где уже в более подходящих условиях подвергается полевой предлабораторной подготовке. На практике было установлено, что для обеспечения необходимых 6 килограммов (что было поставлено в качестве одного из условий лаборатории геохронологии СПбГУ) обогащенного моренного мелкозема каждого образца исходные навески моренного грунта-сырца ( взятого из субстрата морен без просеивания, но с удалением обломков крупнее 2-3 см) должны были составлять от 300 до 500 кг.

Полевая подготовка образцов заключается в просушивании моренного грунта-сырца, его растолочке (механическом отделении тонкодисперсных фракций от грубообломочных посредством истирания) и последующем просеве. Просушивание моренного грунта выполнялось на солнце на чистых пластиковых тентах. При этом основным требованием было исключение возможности попадания на просушиваемый грунт посторонней органики в виде фрагментов и листьев древесно-кустарниковой растительности. Растолочка высушенного грунта выполнялась посредством интенсивного встряхивания грунта в закрытой металлической посуде и последующего истирания мелкозема металлическим предметом. Просев грунта выполнялся на стандартных лабораторных ситах.

В полевых условиях моренный мелкозем просеивался до фракции <0,5 мм и этот отсев навесками от 25 до 50 кг для каждого образца транспортировался вниз по долинам и далее в город, где уже в стационарных лабораторных условиях выполнялось дальнейшее его обогащение отмучиванием.

Отмучивание образцов моренного мелкозема выполнялось в дистиллированной воде. На практике были установлены следующие оптимальные параметры отмучивания: высота столба взмученного мелкозема – 25 – 30 см; время отстоя взвеси – 10 минут. По истечении этого времени взвесь осторожно с помощью гибкой пластиковой трубки переливалась в другую емкость и после этого выпаривалась на водяной бане до получения сухого остатка.

Для этих процедур должна использоваться чистая стеклянная, эмалированная или же из нержавеющей стали посуда.

Перед отправлением на радиоуглеродный анализ обогащенные таким образом образцы тестировались на предмет содержания в них гумуса и органического углерода в целом. Нами это выполнялось по стандартной методике Тюрина, широко применяемой при анализах почвенных образцов.

Заключение

Как было показано выше, все обследованные морены оказались перспективными для их датирования радиоуглеродным методом даже на традиционном радиометрическом оборудовании. Для датирования наиболее бедных из них по содержанию рассеянной органики необходимо выполнить одно из двух: 1 - увеличить исходные навески обогащенного отмучиванием моренного мелкозема до 25 - 30 кг (в радиометрических лабораториях имеется опыт датирования бедных по гумусу почвенных образцов таких навесок); 2 - либо добиться более высокой степени обогащения образцов органикой, что позволило бы использовать для С-14 анализов образцы меньших навесок.

Идя первым путем, необходимо соответственно в 4 -5 раз увеличить и объемы моренного грунта-сырца, отбираемого в наиболее бедных по гумусу моренах. В таком случае вес грунта-сырца, подлежащего полевой обработке может достигать 2 - 2, 5 тонн, а вес отсева мелкозема, предназначенного для дальнейшего лабораторного обогащения – 150 – 200 кг. Безусловно, этот путь наиболее простой и вполне реален, но он очень трудоемкий для работы в труднодоступных местах нахождения морен. Второй путь позволяет значительно облегчить процессы отбора образцов и их полевой подготовки, но он является не проработанным и требует дальнейших изысканий.

Кардинально решить проблему датирования морен по рассеянной органике позволяет использование для радиоуглеродных анализов техники AMS – атомных масс-спектрометров с линейными ускорителями. Использование такой техники позволяет снизить необходимые навески образцов моренного мелкозема в сотни раз, доведя их до нескольких сотен граммов. Реальные возможности этого уже подтверждены полученными радиоуглеродными датировками по двум образцам в Венском (Австрия) атомном институте.

Другим важным направлением в деле радиоуглеродного датирования морен по рассеянной органике является усовершенствование метода полевого тестирования моренного мелкозема на содержание в них гуминовых кислот. Предложенный профессором Х.А. Арслановым калориметрический экспресс-метод по пирофосфатно-щелочной вытяжке дает показательные результаты при содержании в образцах гуминовых кислот близких к 0,2 %. Для большинства образцов моренного мелкозема полевые анализы по этому методу оказываются не достаточно чувствительными. Разработка экспресс-метода более чувствительных анализов позволила бы значительно облегчить процедуру поиска чистых (не зараженных молодым радиоуглеродом) разрезов моренных отложений, что одновременно значительно уменьшило бы трудоемкость работ по отбору образцов.

Приведенное описание можно рассматривать как методическое руководство по радиоуглеродному датированию морен по рассеянной органике. Этот способ датирования морен – дело новое и его разработка во многом носила поисковый характер. Как и любое другое большое методическое руководство, данное руководство необходимо совершенствовать. В связи с этим необходимо проведение дальнейших специализированных исследований. На данном этапе исследований весьма важным является следующее: эксперимент по радиоуглеродному датированию морен с использованием рассеянной органики оказался успешным и это позволило снять геохронологический «занавес» с морен – этих важнейших климато-стратиграфических реперов четвертичного периода.

Имеются основания считать, что по рассеянной органике можно датировать морены и материкового оледенения. Согласно имеющимся литературным источникам, в мелкоземистом заполнителе морен материкового оледенения так же, как и в моренах горного оледенения, преобладает алевритовая фракция (она же – пылеватая). Такая фракция имеет преимущественно эоловое происхождение (ею в основном сложены лессы). Безусловно, вышеуказанные вездесущие сине-зеленые водоросли имели место и на поверхности ледников материкового оледенения, и они участвовали в гляциальном литогенезе образования морен этих ледников. Это дает основание с уверенностью рассматривать мелкозем морен материкового оледенения как перспективный материал для радиоуглеродного датирования по рассеянной в нем органике. Более того, предполагается, что в этих моренах содержание рассеянной органики будет выше, чем в горных моренах. И это в связи с тем, что ледники материкового оледенения находились на незначительных абсолютных высотах, где имеются более благоприятные условия для обитания гляциохионофильных микроорганизмов.

Литература

Власов В.К., Куликов О.А., Никонов А.А. Первые данные о возрасте ледниковых комплексов Памира по данным РТЛ - анализа // ДАН СССР.- 1984. – Т. 274, - № 6.
Руководство по изучению новейших отложений: сопряженный анализ новейших отложений. Под ред. П.А. Каплина. – М. Изд-во МГУ, 1976.
Шлюков А.И., Восковская Л.Т., Лященко М.Г., Геофак МГУ; Шаховец С.А. ТИГ ДВО АН СССР, г. Владивосток; Шейкман В.С. ТГУ, г. Таллин. Прогресс новой ТЛ – технологии на Русской равнине. // Комиссия по изучению четвертичного периода АН СССР. Доклады VII Всесоюзного совещания. Т. 3., Таллин, 1990.
Каплин П.А., Леонтьев О.К., Рычагов Г.И. и др. Хронология и палеогеография плейстоцена Понто-Каспия (по данным абсолютного датирования). // Палеогеография и отложения плейстоцена южных морей СССР. М. «Наука». М. 1977.- с. 33-41.

5. Shatravin, V.I. Reconstruction of the Pleistocen and Holocene glaciations of the Tian-

      Shan and Pamir:new results. // Pamir and Tian- Shan: Glacier and

      Climate Fluctuations during the Pleistocene and Holocene.

      International Workshop, July 22-23, 2000. Institute of Soil

Science and Soil Geography, Univ. of Bayreuth, Germany.

6. Шатравин В.И. Фациально-литологические особенности четвертичных отложений

высокогорных зон Северного Тянь-Шаня. Автореферат канд. дисс. Институт

геологии НАН РК, 1992. - 21 с.

7. Шатравин В.И. Основные закономерности гляциального и гравитационного типов

литогенеза горных районов. // Геология кайнозоя и сейсмотектоника Тянь-Шаня.

Бишкек, «Илим», 1994б.- с. 15-26.

8. Шатравин В.И. Радиоуглеродное датирование «немых» толщ четвертичных

отложений. // «Главнейшие итоги в изучении четвертичного периода и основные

направления исследований в XXI веке». Тез. докл. Всероссийского совещания,

ВСЕГЕИ. Санкт-Петербург, 1998б, – с. 55.

9. Шатравин В.И. Фациально-литологическая типизация основных генетических

генераций четвертичных отложений высокогорных зон. // Геология кайнозоя и

сейсмотектоника Тянь-Шаня. Бишкеке, «Илим», 1994а. – с. 3-1.

10.Глазовская М.А. Эоловые мелкоземистые накопления на ледниках хребта

Терскей-Ала- Тоо// Тр. Ин-та географии АН СССР. 1952. –т.49 –с. 51-69.

11. Маркин В.И. Нашествие сине-зеленых. Журнал «Техника молодежи», 1994 № 2.

12. Авсюк Г.А. Ледники плоских вершин. // Работы Тянь-Шаньской физико-

географической станции. АН СССР, труды Института географии, 1950.

13. Александрова Л.Н. Органическое вещество почвы и процессы его трансформации.

Л. «Наука», 1980.

14. Пономарева В.В., Плотникова А.В. Гумус и почвообразование. Л. «Наука», 1980.

!5. Грунтоведение. Под ред. Е.М. Сергеева. Изд-во Московского университета, 1971.–

594 с.

16. Чичагова О.А. Радиоуглеродное датирование гумуса почв. Метод и его

применение в почвоведении и палеогеографии. Москва, «Наука», 1985, - с. 15.

17. Шатравин В.И. Эпигенетические гравитационные образования на субстратах

морен и псевдоморен горного обрамления оз. Иссык-Куль и их

палеогеографическое значение. // Проблемы геоэкологии и природопользования

горных территорий. Тез. докладов Vсъезда Географического общества

Киргизской ССР, г. Пржевальск, 21-23 мая 1990 г. Фрунзе, «Илим» 1990 б, - С.

66.

18. Шатравин В.И. Природа каменных глетчеров и курумов Тянь-Шаня и их экзодинамическое воздействие на природные ландшафты. //Проблемы геоэкологии и природопользования горных территорий. Тез. докладов V съезда Географического общества Киргизской ССР, г. Пржевальск, 21-23 мая 1990 г. Фрунзе «Илим» 1990 а, - с. 65.