ФЕДЕРАЛЬНАЯ ЦЕЛЕВАЯ ПРОГРАММА
“ГОСУДАРСТВЕННАЯ ПОДДЕРЖКА ИНТЕГРАЦИИ ВЫСШЕГО ОБРАЗОВАНИЯ
И ФУНДАМЕНТАЛЬНОЙ НАУКИ НА 1997-2000”К).К. Васильчук, В.М. Котляковосновы изотопномГЕОКРИОЛОГИИи гляциологииДопущено Министерством образования
Российской Федерации в качестве учебника для
студентов высших учебных заведений,
обучающихся по направлениям
“География” и “Геология”Издательство Московского университета
2000
УДК 551.345+551.32+550.42:546.027
ББК 26.222.8+26.3
В19Рецензен т ы:
профессор кафедры применения изотопов и радиации
в сельском хозяйстве МСХА, доктор химических наук В И Рани некий,
ведущий научный сотрудник ИВП РАН., канд. техн. наук АЛ Ь'сиков.Кафедра криолитологии и гляциологии географического факультетаМосковского государственного университета им. М.В. ЛомоносоваВасильчук Ю.К., Котляков В.М.В19 Основы изотопной геокриологии и гляциологии: Учеб¬
ник. — М.: Изд-во Моск. ун-та, 2000. — 616 с.ISBN 5-211-02557-1Учебник охватывает основные аспекты применения стабильных и радиоактив¬
ных изотопов при исследовании наземных и подземных льдов. Рассмотрены прин¬
ципы их использования и техника измерений, а также теоретические основы анали¬
за стабильных изотопов в исследованиях криосферы, проблемы их сохранности в
подземных льдах и в ледниках. Всесторонне освещены вопросы связи состава ста¬
бильных изотопов с температурой в атмосферных осадках, в наземных и подземных
льдах, их использование в палеогеографических построениях. Подробно рассмотрены
керны ледниковых щитов Гренландии и Антарктиды, ледниковых шапок на остро¬
вах Арктики и ряда горных ледников. Анализируются данные по опорным поздне¬
плейстоценовым и голоценовым геокриологическим разрезам повторно-жильных
льдов и пластовых льдов Сибири и Северной Америки. Рассмотрены новейшие ме¬
тоды исследований возраста подземных и наземных льдов с применением радиоак¬
тивных изотопов.Учебник предназначен для студентов старших курсов, магистрантов и аспиран¬
тов. Он может быть также полезен как хрестоматия по изотопным геокриологическим
и гляциологическим проблемам для специалистов-геокриологов, гляциологов, физи-
ко-географов, геоморфологов, геологов-четвертичников, палеоклиматологов и дру¬
гих, занимающихся проблемами происхождения и развития подземных и наземных
льдов, а также вопросами эволюции палеоклимата.УДК 551.345+551.32+550.42:546.027
ББК 26.222.8+26.3Yurij K.Vasil'chuk, Professor. Corresponding Member of the Russian Academy of NaturalSciencesVladimir M.Kotlyakov, Professor. Academician of the Russian Academy of Sciences
PRINCIPLES OF ISOTOPE GEOCRYOLOGY AND GLACIOLOGY. A ComprehensiveTextbook. Moscow University Press. 2000. 616 pp.This textbook presents the main principles and applications of stable and radioactive
isotopes to the study of glaciers and ground ice. It includes a variety of features: the basic
principles of stable and radioactive isotope study in the cryosphere, the preservation of ice
records and measurement techniques. It describes the relationship of isotope fractionation
and isotope composition with the temperature of precipitation for glaciers and ground ice
and then uses these principles to explain cryospheric processes. It considers the records of
ice cores from the Greenland and Antarctic ice sheets, ice caps of the Arctic Islands and a
number of mountain glaciers. Reference cross-sections for ice-wedges and massive ice of
Late Pleistocene and Holocene age throughout Siberia and Northern America are presented
together with numerous diagrams and data tables. Modern research methods of radioactive
isotope application for ground and glacier ice dating are discussed.The textbook is intended for undergraduates as well as graduate students. It will help
geocryologists, glaciologists, geographers, geomorphologists, Quaternary geologists and
paleoclimatologists to understand the outcome of isotopic processes occurring in cryosphere
and to realize the important role they play in environmental evolution.© Центр "Интеграция", 2000 г.ISBN 5-21 1-02557-1	© Ю.К. Васильчук, В.М. Котляков. МГУ, 2000 г.
ВВЕДЕНИЕКак известно, в криосфере вода нахо¬
дится в твердой фазе, при температуре 0°С
или ниже. Вода как химическое вещество,
независимо от фазового состояния, состо¬
ит из атомов кислорода и водорода. Прак¬
тически сразу после открытия стабильных
изотопов этих двух элементов (в 1929 и
1932 гг.) стало ясно, что сочетание разных
изотопов в водяном паре, воде и во льду в
процессе фазовых переходов меняется,
прежде всего, в зависимости от температу¬
ры соответствующего перехода. Эти обсто¬
ятельства способствовали внедрению ана¬
лиза стабильных изотопов при изучении
снега и льда, почти одновременно с их от¬
крытием. В.Дансгор, С. Эпстайн и X. Эш-
гер выполнили первые определения содер¬
жания стабильных и радиоактивных изото¬
пов в ледниках, а Р.В.Тейс, М.Стайвер и
Дж.Р. Маккай — в мерзлых породах. Эти ис¬
следования получили название изотопной
гляциологии (Котляков, Гордиенко, 1982)
и изотопной геокриологии (Васильчук, 1992),
т. е. отраслей криологии Земли, которые
изучают изотопный состав снега, наземно¬
го и подземного льда, с целью реконструк¬
ции прошлого, анализа современных ни-
вально-гляциальных и криогенных явле¬
ний и процессов, а также прогноза их бу¬
дущего развития.Интерес к исследованию изотопного со¬
става криосферных объектов очень велик,
значение первых изотопных кривых Грен¬
ландского (станция Кемп-Сенчури, Сам¬
мит) и Антарктического (станция Бэрд)5
ледниковых щитов или мощных сингене
тических льдов в Сеяхинском повторно¬
жильном комплексе на Ямале сравнимо с
такими явлениями, как открытие озоновых
дыр и парникового эффекта, а также с
первыми находками мерзлых трупов ма¬
монтов на севере Сибири или открытием
залежей углеводородов на Арктическом
шельфе.Одна из важнейших задач изотопной гео¬
криологии и гляциологии — проблема па¬
леореконструкций — потребовала поиска
методов точного определения возраста льда,
что стало возможным благодаря внедрению
анализа радиоактивных изотопов в криос-
ферные исследования. Здесь выделяется
радиоуглеродный метод, позволяющий да¬
тировать объекты криосферы возрастом от
сотен лет до нескольких десятков тысяч
лет, и анализ ряда короткоживущих радио¬
элементов, таких как тритий, свинец и дру¬
гих для датирования льдов возрастом в де¬
сятки и первые сотни лет.Настоящий учебник освещает основные
аспекты применения стабильных и радио¬
активных изотопов при исследовании на¬
земных и подземных льдов. Он предназна¬
чен для студентов старших курсов, магист¬
рантов и аспирантов, уже знакомых с кур¬
сами геокриологии и гляциологии, поэтому
специальные вопросы этих наук рассмат¬
риваются кратко, лишь по мере необходи¬
мости.Учебник может быть также полезен как
хрестоматия по изотопным геокриологи¬
ческим и гляциологическим проблемам для
геокриологов, гляциологов, физико-геогра-
фов, геоморфологов, геологов-четвертич-
ников, палеоклиматологов и других специ¬
алистов, занимающихся проблемами про¬
исхождения подземных и наземных льдов и
развития их во времени, а также вопросами
эволюции палеоклимата.
Часть IИСТОРИЯ и
МЕТОДОЛОГИЯизотопныхИССЛЕДОВАНИЙГлава перваяИСТОРИЯ
ОТКРЫТИЯ
СТАБИЛЬНЫХ И
РАДИОАКТИВНЫХ
ИЗОТОПОВ,
ПРИНЦИПЫ ИХ
ИСПОЛЬЗОВАНИЯ
И ТЕХНИКА
ИЗМЕРЕНИЙСоотношение стабильных изотопов
кислорода и водорода в различных ти¬
пах подземных и наземных льдов —
это, по существу, единственный кри¬
терий для реконструкции прямых ха¬
рактеристик палеосреды в момент
формирования льда. Главную роль иг¬
рают термодинамическая температур¬
ная зависимость состава стабильных
изотопов и долговременная сохран¬
ность изотопной “записи”. Область
применения изотопных методов весь¬
ма широка: от палеозойских карбона¬
тов до водяных паров в верхней атмо¬
сфере. В области криосферы исследо¬
вания стабильных изотопов позволяют
создать природный палеотермометр,
позволяющий с высокой точностью
(до 1—2°С) определять температурные
условия формирования природных
объектов, содержащих кислород или
дейтерий.Однако создание высокоточного
палеотермометра требует хорошей
временной привязки получаемых дан¬
ных. В геологии это стало возможным
благодаря абсолютному датированию
природных объектов, калий-аргоново-
му, рубидиево-стронциевому методам
и др. Для объектов криосферы, воз¬
раст которых, как правило, не превы¬
шает нескольких десятков тысяч лет,
самым подходящим оказался радиоуг¬
леродный метод: период полураспа¬
да радиоуглерода составляет около
5700 лет, что позволяет с высокой сте¬
пенью точности (до 1—2 тыс. лет) ус¬
танавливать возраст углеродсодержа¬
щих объектов от первых тыс. до 35—
40 тыс. лет, а в отдельных случаях —
до 70—75 тыс. лет.7
1.1.	ИСТОРИЯ ОТКРЫТИЯ и ИЗУЧЕНИЯ СТАБИЛЬНЫХИ РАДИОАКТИВНЫХ ИЗОТОПОВИстория изотопных исследований разных компонентов крио¬
сферы насчитывает уже более 60 лет. Практически сразу после
открытия изотопов кислорода и водорода начались активные из¬
мерения их вариаций в разных видах природных льдов. Водород
открыт в 1766 г. англичанином Г. Кавендишем, кислород — в
1772 г. англичанином Д. Пристли и шведом К. Шееле, а углерод
был известен с древности. В первой половине XX в. открыты ста¬
бильные и радиоактивные изотопы этих химических элементов.Из курса обшей химии можно вспомнить, что слово изотоп —
производное от двух греческих корней: isos — равный, одинако¬
вый и topos — переводится как место. Этот термин предложен в
1910 г. английским радиохимиком Ф. Содди, который исследо¬
вал в лаборатории Э. Резерфорда радиоактивный распад и, в
частности, экспериментально доказал образование изотопов ра¬
дия из урана, за что был удостоен Нобелевской премии в 1915 г.
По Ф. Содди, изотопы — это такие разновидности атомов, кото¬
рые, обладая равным положительным зарядом ядра, отличаются
своим атомным весом. Для объяснения изотопии Ф. Содди ис¬
пользовал модель атома Э. Резерфорда и гипотезу А. Ван-ден-
Брука о численном равенстве порядкового номера элемента и
положительного заряда ядра его атома (Soddy, 1913).В 1910 г. Ф. Содди, комментируя результаты работ шведов
Д. Стремгольма и Т. Сведберга (которые на основании экспери¬
ментальных исследований по изучению химии радиоэлементов
пришли к выводу о необходимости помещать в одну клетку пе¬
риодической системы по несколько радиоэлементов) писал:
“Эти закономерности могут явиться началом новых обобщений,
которые прольют свет не только на радиоактивные процессы,
но и на элементы вообще и на Периодический закон”. Тогда же
Ф. Содди предположил, что налицо не простые химические ана¬
логии, но химические тождества. По Ф. Содди, “все радиоэле¬
менты незначительно отличаются по своему атомному весу, по¬
этому химическая однородность не служит гарантией того, что
всякий элемент не является смесью нескольких с различными
атомными весами или что атомный вес не есть просто среднее
число”. Эти идеи Ф. Содди подготовили открытие изотопии. В
монографии “Химия радиоэлементов” (т. 1, 1911; т. 2, 1914) он
отметил, что место, занимаемое элементом в периодической
системе — не просто функция массы, но в значительной мере
зависит от заряда атома. Отсюда он сделал вывод, что химичес¬
кий элемент может состоять из атомов с различными атомными
весами, а то, что принято называть атомным весом, может быть
просто среднеарифметическим числом.8
Особенно важной работой того периода для развития изотоп¬
ных методов были исследования Ф.У. Астона. В 1920 г. он опуб¬
ликовал обобщающую работу об экспериментах, проведенных
на своем первом масс-спектрографе. В ней Ф. Астон привел най¬
денные значения масс около 30 изотопов у 11 элементов (Н, Не,
С, N, О, Ne, Cl, Ar, Кг, Хе, Hg) и сформулировал правило це¬
лых чисел: “все массы (за исключением 'Н, 2Н, 3Н) — атомные
и молекулярные — элементов или сложных соединений, которые
были измерены, суть целые числа в пределах точности опыта. С
другой стороны, не нужно полагать, что правило целочислен-
ности соблюдается с математической точностью. Электромаг¬
нитная теория утверждает, что масса, в общем, не аддитивна и...
обычно масса ядра меньше, чем сумма масс составных частей”.
Ф. Астон полагал, что можно обнаружить этот эффект, повысив
разрешающую способность масс-спектрографа. Он предложил
для обозначения изотопов снабжать символ химического эле¬
мента индексом, соответствующим массовому числу изотопа,
например, 22Ne, 23Na и т.д. Этой работой Ф. Астона было за¬
креплено открытие изотопии среди нерадиоактивных элементов.Заметная роль в открытии и исследовании стабильных изото¬
пов принадлежит английским физикам Дж.Дж. Томсону и Ф. Ас¬
тону. В 1919 г. в журнале “Nature” была опубликована статья
Ф.Астона под названием “Неон”, где он получил несомненные
доказательства того, что атмосферный неон (атомный вес 20,20)
представляет собой смесь двух изотопов атомных весов 20,00 и22,00	с точностью до 0,1%. Менее чем через месяц в другой
важнейшей публикации Ф. Астон написал о том, что хлор со¬
стоит из двух изотопов с массами 35 и 37. Он подчеркнул в этой
статье, что из более чем 40 различных величин измеренных масс
все они без единого исключения падают на целые числа. Это
была первая формулировка “правила целых чисел” для изото¬
пов. Две упомянутые работы Ф. Астона стали началом достовер¬
ного открытия атомов, ибо дали возможность определять атом¬
ные веса чисто физическим способом. Первые эксперименты по
регистрации изотопов выполнены Ф. Астоном на масс-спекгро-
графе, построенном им в Кавендишской лаборатории в 1919 г.
Впоследствии Ф. Астон, совершенствуя приборную базу (второй
масс-спектрограф проработал с 1925 по 1935 г., а третий, соз¬
данный в 1937 г., имел большую разрешающую силу за счет
усовершенствованной фокусировки лучей), экспериментально
доказал существование большого количества изотопов. Уже в
1919 г. им был продемонстрирован изотопный состав хлора и
ртути, а в марте 1920 г. опубликованы данные об изотопах арго¬
на, гелия, водорода, азота, криптона и ксенона. В июле после¬
довали данные о боре, фторе, кремнии, броме, сере, фосфоре и
мышьяке. В 1922 г. Ф. Астону была присуждена Нобелевская9
премия за открытие правила целых чисел и обнаружение изото¬
пов большого числа нерадиоактивных элементов. В 1921 г.
Дж.Дж. Томсон и Ф. Астон открыли два изотопа лития, затем
изучили изотопный состав натрия, калия, рубидия, цезия, нике¬
ля. До 1924 г. еще более 20 элементов получили свою изотоп¬
ную характеристику (Астон, 1948; Aston, 1942).Надо сказать, что открытие стабильного изотопа какого-либо
элемента означало фиксацию новой разновидности атома, отли¬
чающейся от других только по массе. Такая фиксация проводи¬
лась лишь по двум параметрам — массовому числу изотопа и
его относительному содержанию в плеяде (а для элементов с од¬
ним стабильным нуклидом фиксация проводилась только по
массовому числу). С одной стороны, это упрощало процесс от¬
крытия изотопов, с другой — усложняло его, так как повышало
требования к точности эксперимента и нередко приводило к
ложным открытиям не существовавших в природе изотопов.
При этом единственным критерием достоверности открытия ос¬
тавалось только его подтверждение в ходе более точных иссле¬
дований.В ряде случаев открытие изотопов одного элемента способ¬
ствовало открытию изотопов других элементов. Так, открытие
изотопа кислорода У. Джиоком и Г. Джонстоном в 1928 г. внес¬
ло расхождение в шкалу атомных весов, что привело к предпо¬
ложению о существовании тяжелого изотопа углерода, и уже в
1929 г. А. Кинг и Б. Бёрдж, изучая полосатые спектры СО-,, смог¬
ли объявить об открытии редкого изотопа 13С. Затем они пришли
к заключению о том, что массы двух изотопов углерода целочис¬
ленны с точностью до 1/10000, и оценили их относительную рас¬
пространенность в 1/400. Позднее А. Нир и Е.А. Гульбрансен, вы¬
полнив очень тщательные измерения, показали, что процентное
содержание |2С и 13С равно 98,9 и 1,1%.Особенно важны для нас 1929 и 1932 гг. У.Ф.Джиок и
Г. Джонстон в Англии, проводя спектрометрический анализ ат¬
мосферного кислорода с помощью анализа абсорбционных
спектров воздуха, обнаружили редкие изотопы кислорода |70 и
lxO (Giauque, Johnston, 1929). В 1932 г. Г. Юри, Ф. Брикведе и
Г. Мэрфи в США открыли тяжелый изотоп водорода — дейте¬
рий. Они рассчитали по формуле Н.Бора возможные изотопи¬
ческие компоненты бальмеровских линий и затем наблюдали их
в эксперименте (Urey et al., 1931). В 1934 г. Г. Юри за открытие
тяжелого водорода была присуждена Нобелевская премия. Уже к
1935 г. оставалось проанализировать только четыре элемента:
платину, золото, палладий и иридий — все они были изучены
А. Демпстером, усовершенствовавшим масс-спектрографию ме¬
тодом вакуумной искры.10
Практически сразу после открытия изотопов кислорода и во¬
дорода начались активные исследования этих изотопов в при¬
родных системах, особенно в разных фазовых состояниях воды
(пар, снег, лед). Изучались речные, озерные, морские, дожде¬
вые, подземные воды, льды поверхностных водоемов, снег и др.
В частности, Р.В. Тейс и К.П. Флоренский в ГЕОХИ исследовали
концентрации дейтерия в реках и озерах России, они изучали
также изменения концентрации стабильных изотопов при про¬
мерзании и таянии льда. Р.В. Тейс выполнила также измерения
содержания стабильных изотопов в некоторых образцах подзем¬
ных льдов Якутии, Чукотки и Полярного Урала. Главным недо¬
статком этих исследований (с позиции сегодняшнего дня) была
их малая точность, так как измерения проводились плотностными
методами. Существенно изменилась ситуация в исследовании
вариаций стабильных изотопов в 40-е гг. с появлением более со¬
вершенных масс-спектрометров А. Демпстера и А.О. Нира.Исторически сложились следующие определения: масс-спек-
троскопия — это общее название метода анализа содержания
стабильных изотопов с помощью электрических и магнитных
полей; назначение метода заключается в определении массы и
относительного содержания изотопов в исследуемом веществе.
Установки для такого анализа называются масс-спектрометрами.
Такое название обычно связывается с особенностями фокуси¬
ровки и регистрации ионных пучков методом парабол, когда
ионы одинакового заряда и массы не фокусируются по скорости
и поэтому регистрируются (одновременно) на фотопластинке в
виде характерных парабол. Собственно масс-спектрометр — это
установка, на которой сфокусированные ионные пучки каждого
сорта регистрируются поочередно электрическим методом (на¬
пример, измерением ионного тока, попадающего на электро¬
метр); масс-спектрограф — это прибор, где сфокусированные
ионы каждого сорта регистрируются одновременно фотографи¬
ческим методом (например, на фотопластинке).В 1946 г. в высшей технической школе в Цюрихе Г.К. Юри
прочитал лекцию об изотопах и для иллюстрации действитель¬
ных различий химических свойств, в противоположность гос¬
подствовавшей тогда теоретической версии об идентичности хи¬
мических свойств, сослался на испарение воды из стакана. Три
изотопа |60, |70 и |80 испаряются с разной скоростью. Разли¬
чия в массе приводят к тому, что пар уносит несколько большее
количество наиболее легкого изотопа |60. Остающаяся в стакане
вода по мере испарения постепенно обогащается более тяжелы¬
ми и редкими изотопами |70 и lsO. Г. Юри предположил, что
океаны, в которых этот процесс длится уже очень давно, должны
быть существенно богаче тяжелыми изотопами кислорода, чем
пресная вода. В произошедшей тогда дискуссии П. Ниггли от-I	1
метил, что если бы в морской и пресной воде было разное отно¬
шение изотопов кислорода, то и содержащие кислород веще¬
ства, осажденные из этих вод, имели бы эти отличия. П. Ниггли
полагал, что изотопный состав карбонатных отложений (корал¬
лов, известняков и др.), мог бы помочь установить их проис¬
хождение — органогенное или хемогенное — в пресной или в
морской воде.Позднее в Чикаго Г. Юри вычислил, каковы будут различия от¬
ношений изотопов между карбонатом пресной и морской воды.
Он определил, что относительное количество изотопов кислорода
в карбонате частично будет зависеть от температуры воды, кото¬
рая была при отложении карбоната. Это побудило его заметить:
“У меня внезапно оказался в руках геологический термометр”. В
1948 г. Г. Юри писал, что карбонат кальция кристаллизуется мед¬
ленно в воде при 0°С, и если отношение изотопов lsO и |60 в воде
было 1/500, то отношение изотопов кислорода в карбонате каль¬
ция, кристаллизовавшегося при 0°С, будет 1,026/500, т. е. lsO кон¬
центрируется в карбонате кальция по сравнению с водой. Если же
температура равна 25°С, то изотопы кислорода концентрируются
только до величины 1,022/500. Это показывает, что существует
незначительный температурный коэффициент для избытка изо¬
топа 180 в карбонате кальция по сравнению с его количеством в
воде. Это различие так незначительно, что атомный вес кислорода
в карбонате кальция изменится только на 0,00007 атомной едини¬
цы при изменении температуры на ГС, а при повышении темпе¬
ратуры от 0 до 25°С — лишь на 0,0002 атомной единицы.Тогда же Г. Юри пришел к выводу, что этот геологический
“термометр” обладал бы огромной инерционностью, будучи за¬
хороненным в горных породах после “регистрации температуры
какой-нибудь прошедшей геологической эпохи, и затем сохра¬
нял бы ее неизменной до настоящего времени”. Это убедитель¬
ный довод, поскольку морские организмы откладывают карбо¬
нат кальция в равновесии с водой, в которой они живут, а после
их смерти раковины опускаются на дно и захораниваются. Изо¬
топный состав сохраняется стабильным весьма продолжительное
время. Интересно, что подобные мысли о фракционировании
веществ при химических реакциях в геологических объектах вы¬
сказывались еще в конце XIX в. В. Крукс в докладе на химичес¬
кой секции Британской ассоциации в Бирмингеме в 1886 г. ска¬
зал: «...если мы говорим, например, что атомный вес кальция
равен 40, мы в действительности выражаем тот факт, что боль¬
шинство атомов кальция в действительности имеют атомный
вес 40, но не исключена возможность, что некоторые имеют вес
39 или 41 и еще меньшее количество — 38 и 42 и т.д. Мы вспо¬
минаем здесь о ньютоновских “old worn particles” (старые поно¬12
шенные частицы). Разве не может быть, чтобы эти тяжелые и
легкие атомы были бы разделены с помощью процесса, схожего
с процессом химической перегонки? Эта сортировка могла бы
частично иметь место тогда, когда атомная материя конденсиро¬
валась из первоначального раскаленного состояния; она могла
также частично происходить в геологические эпохи благодаря
последовательным растворениям и осаждениям различных по¬
род. Все это может казаться смелым предположением, но я не
думаю, что химия не в состоянии проверить его реальность».Приведенная выше цитата показывает, что идея об изотопах
возникла давно, хотя вначале они назывались и по-другому (на¬
пример, В. Крукс называл их мета-элементы). Этот термин был
предложен Ф. Содди на заседании ассоциации в Бирмингеме в
1913 г., когда он предпринял попытку доказать возможность су¬
ществования веществ с одинаковыми или практически одинако¬
выми химическими и спектроскопическими свойствами, но с
разными атомными весами.Вывод Г. Юри, о котором мы упомянули, хотя и представля¬
ется простым, но на его доказательство было затрачено много
усилий. Уже первые исследователи (кроме самого Г. Юри это
С. Эпстайн, Ч. Эмилиани, X. Лоуэнштам, Дж. МакКри и др.)
столкнулись с проблемами, прежде всего технического порядка.
Во-первых, необходимо было настолько повысить точность су¬
ществовавших в то время масс-спектрометров, чтобы их можно
было использовать для измерения разницы количественных от¬
ношений, соответствующим температурным различиям в 1°С
или менее. Это была трудная задача, так как прежние масс-
спектрометры были пригодны лишь для измерения разницы в0,2% в отношении |80/|60 карбоната, что соответствовало раз¬
нице температур около 10°С, т. е. например, различиям аркти¬
ческого и умеренного поясов.Следующей проблемой, которую Г. Юри назвал “самой труд¬
ной химической проблемой, которая когда-либо стояла передо
мной”, было создание эмпирической температурной шкалы, с
помощью которой можно было проверить и дополнить теорети¬
ческие расчеты. Необходимо было извлечь из карбоната кальция
раковин окись углерода таким образом, чтобы масс-спектрометр
анализировал именно полученный газ. Эту часть проблемы в
1950 г. решил Дж. МакКри.Лишь осенью 1950 г. Г. Юри с коллегами смогли выполнить
первые анализы на ископаемом материале. Для исследований
был использован белемнит — вымерший головоногий моллюск
из юрских отложений на о. Скай у западного побережья Шот¬
ландии. Он обитал в теплых неглубоких морях более 150 млн лет
назад, и данные, которые по нему удалось получить, стимулиро¬
вали проведение обширных изотопных исследований морской13
фауны в последующие годы. Одним из самых заметных резуль¬
татов этих исследований является фораминиферовая колонка,
полученная Ч. Эмилиани в донном керне Карибского моря.Теоретическое предсказание и экспериментальное подтвер¬
ждение образования в атмосфере космогенного изотопа |4С
было выполнено в 40-е годы У. Либби, который не только решил
физико-химическую задачу, связанную с изменением концент¬
раций |4С в атмосфере и их распределением в углеродсодержа¬
щих объектах, но и сам впервые определил возраст образцов
древесины из погребений египетских фараонов и древесных ко¬
лец с известным возрастом. Эти работы удостоены Нобелевской
премии 1960 г. — “за введение метода использования углерода-14
для определения возраста в археологии, геологии, геофизике и
других областях науки”.Приведём лишь некоторые результаты датирования археоло¬
гических объектов известного возраста в радиоуглеродной лабо¬
ратории У. Либби: 1) кипарисовая перекладина из гробницы
Снофру в Медуме (Египет), по историческим документам она да¬
тирована в 4575 лет, по данным пяти измерений — 4802±210 лет;
2) деревянная потолочная балка в Саккара, относимая к первой
династии царя Удиму, жившего около 5700—5100 лет назад, по
данным двух измерений — 4883±200 лет; 3) кусок дерева от па¬
лубы погребальной ладьи из гробницы Сезостриса III, по исто¬
рическим документам — 3750 лет, по данным трех измерений —
3621 ±180 лет; 4) кусок дерева от гробницы периода Птолемеев, —
по историческим документам 2280 лет, по измерениям —
21901450 лет.Впоследствии метод радиоуглеродного датирования активно
использовался при исследовании возраста многолетнемерзлых
отложений до 50 тыс. лет и некоторых ледников до 10 тыс. лет.
Эти исследования позволили получить ряд важных результатов
для реконструкции истории подземного и наземного оледенения.Исследования трития, свинца и других сравнительно корот-
коживущих радиоактивных изотопов для определений возраста
пока не столь впечатляющи, но и здесь получены важные ре¬
зультаты, на которых мы остановимся ниже.1.2.	ОСНОВЫ ГЕОХИМИИ СТАБИЛЬНЫХ ИЗОТОПОВ1.2.1.	Стабильные изотопы кислорода и водородаСтабильные изотопы кислорода. Кислород — наиболее рас¬
пространенный элемент на Земле. Он образует газообразные,
жидкие и твердые соединения, большинство из которых стабиль¬
ны в широком температурном интервале. Соотношение изотопов
следующее: 160 - 99,763%, 170 - 0.0375% и |!<0 - 0,1995%.14
Стабильные изотопы водорода. Водород практически столь же
важен в криосферных исследованиях, как и кислород, правда,
есть дополнительные технические сложности в измерениях кон¬
центрации его изотопов, поэтому он реже используется в иссле¬
дованиях подземных и наземных льдов. Водород имеет два ста¬
бильных изотопа — 'Н (т. е. просто водород, называемый еще
протий) и 2Н (т. е. дейтерий, обозначаемый еще D): 'Н —
99,985% и 2H(D) - 0,015%.Изотопный состав кислорода некоторых природных образо¬
ваний приведен на рис. 1.1. Как видно из рисунка, наибольшим
постоянством изотопного состава кислорода характеризуются
магматические породы и каменные метеориты, заметно больший
диапазон значений 6|80 у осадочных и метаморфических породАТМОСФЕРА:Углекислый газ
Кислород молекулярный
Атмосферные осадки
ГИДРОСФЕРА:Кислород, растворенный в водеРеки и озераОкеаныПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ И ПОРОДЫ:
Осадочные карбонаты и силикаты
Изверженные и метаморфические породы
Базальты и граниты
РассолыТермальные водыПар и газ термальных вод и вулканов
ПРИРОДНОЕ ОРГАНИЧЕСКОЕ
ВЕЩЕСТВО
МЕТЕОРИТЫ:ТектитыХондритыВода углистых хондритов
ЛУННЫЕ ТЕЛА:Углекислый газ
Образцы породг: гI I I-60 -40 -20 0 +20 +40+608 О , %оРис. 1.1. Вариации изотопного состава кислорода в природных объектах15
как продуктов седиментации в водной среде и последующего
метаморфизма. А у атмосферных осадков этот диапазон очень
велик — достигает 70%с.Колебания изотопного состава водорода в природных объектах
(рис. 1.2) превышают изотопные вариации других химических
элементов. Самые незначительные колебания 5D отмечаются в
земных горных породах, а в атмосферных осадках, в подземных
и наземных льдах так же, как в лунных породах и в органическомСОЛНЕЧНАЯ АТМОСФЕРА		ЗЕМНАЯ АТМОСФЕРА:Водород молекулярный	—11 11 	-Атмосферные осадкиМетан	——ГИДРОСФЕРА:Реки и озера
ОкеаныПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ И ПОРОДЫ:Осадочные карбонаты
и силикаты
Изверженные и
метаморфические породыБазальты и граниты	—Рассолы	—Термальные водыПар и газ термальных		вод и вулкановОРГАНИЧЕСКОЕ ВЕЩЕСТВО		МЕТЕОРИТЫ:Тектиты	—Железные метеоритыВода углистых хондритов	—— —— -Органическое веществоуглистых хондритов	“ —- —— ■ЛУННЫЕ ПОРОДЫ:Вода в породах	- —— —— —— -Молекулярный водород	- ...... —-1000 -800 -600 -400 -200 0 200SD ,%оРис. 1.2. Вариации изотопного состава водорода в природных объектах16
вешестве метеоритов, они очень велики. Подобные различия в
распределении 5180 и 5D с успехом используется для определения
космического происхождения вещества.Атмосферная природа воды в большей части подземных и на¬
земных льдов служит основанием для интерпретации изотопно-
кислородного состава в терминах атмосферных условий. Еди¬
ный источник основной части влаги для них — поверхностные
воды Северной Атлантики; до 80—85% влаги в атмосферных
осадках Северного полушария поступает из Атлантики. Поэтому
при рассмотрении модели формирования изотопного состава
подземных и наземных льдов следует остановиться на изотопной
модели атмосферных осадков как основного ресурса влаги, пи¬
тающей льды.Во всей природной воде, независимо от фазового состояния,
почти весь кислород и водород представлены в виде стабильных
изотопов 160 и 'Н. В состав молекул воды входит небольшое ко¬
личество стабильных изотопов 170, 180 и дейтерия 2Н. Поэтому
чаще встречаются молекулы воды 2Н'Н, 160, ]Н2170 и 'Н^О, од¬
нако при изотопных исследованиях атмосферных осадков и под¬
земных льдов используются главным образом отношения 2Н/1Н и
IS0/I60, поскольку они встречаются довольно часто и разница в
атомных весах у них наибольшая. Современная техника масс-
спектрометрических анализов не позволяет измерять абсолютное
содержание 180 и 2Н с достаточной степенью точности, однако
относительное содержание изотопов двух образцов можно опре¬
делить с погрешностью не более 0,01%. Концентрацию стабиль¬
ных изотопов принято выражать относительными величинами в
промилле (%о) и обозначать греческой буквой 6 (6|80 и 8D). В
качестве нулевого эталона для измерений 2Н и |80 принят стан¬
дарт средней океанической воды (SMOW — standard mean ocean
water).Первые исследования изотопного состава осадков показали,
что главным механизмом, вызывающим изменения концентрации
lsO и 2Н, являются процессы фазового перехода воды. Физичес¬
кой причиной этого служит различие давлений (упругостей) па¬
ров изотопных составляющих воды, что приводит к фракциони¬
рованию (изменению содержания) |80 и 2Н при всех фазовых
переходах: испарении, конденсации, таянии и замерзании. Это
разделение тем больше, чем ниже температура фазового перехо¬
да; например, отношение давления водяного пара Н2160 к Н,180
равно соответственно 1,008 и 1,011 при температуре 25°С и 0°С;
пар, испаряющийся при более высоких температурах, будет
иметь относительно более тяжелый изотопный состав.Природное фракционирование атмосферной влаги по изо¬
топному составу происходит главным образом при испарении
пара с морской поверхности, его конденсации, изотопном обме¬17
не с окружающим паром и испарении при выпадении. При ис¬
парении молекулы воды обогащаются тяжелыми изотопами в
жидкой фазе, а при конденсации и замерзании происходит
обеднение этими молекулами водяного пара или воды. Изотоп¬
ные зависимости, сопровождающие испарение и конденсацию
водяного пара, определяются двумя факторами: изотопным рав¬
новесным разделением на границе фаз и изотопным распределе¬
нием в результате диффузии и конвекции в граничном слое од¬
ной или обеих фаз. Фракционирование, в отличие от диффузи¬
онного вклада в изотопные зависимости, в значительной степени
определяется температурой. Для случая равновесия между водой
(льдом) и паром удобно ввести коэффициент фракционирова¬
ния изотопов кислорода и водорода — отношение изотопных
концентраций в жидкой и парообразной фазах, который опреде¬
ляется как отношение упругостей пара при температуре равно¬
весия:а = Яж /R„ = рН2|60/р,,	(1.1)где — отношение 2Н/'Н (или |80/160) в жидкости (льду);
Rn — то же в паре; рН2160 и р, — упругости пара 'Н.,|60 и
2Н'Н|60 (Н2180); а > 1 во всех природных средах при обычных
температурах атмосферы.Коэффициент фракционирования а является функцией толь¬
ко температуры и не зависит от относительного состава молекул
воды. Наиболее точное определение температурной зависимости
а принадлежит М. Махобэ, который систематизировал свои на¬
блюдения следующими формулами:для Н,180 жидкость — пар"in а = (1137/Т2) — (0,4156/Т) — (2,0667 х 10~3),	(1.2)для 2Н1Н|60 жидкость — парIn а = (24 844/Т2)-(76,248/Т) + (56,612 х 10’3).	(1.3)Результаты М. Махобэ хорошо согласуются, в частности, с
данными измерений давлений паров. В целом независимые
опенки а, основанные на спектроскопических данных, подтвер¬
ждают результаты (1.2) в диапазоне температур 0—300°С и ре¬
зультаты (1.3) в диапазоне 0—200°С.Теоретически изотопные изменения состава атмосферной вла¬
ги очень близко описываются уравнением Дж. Релея (Rayleigh).
Оно основано на предположении, что образующаяся влага не¬
прерывно удаляется, и испарение и конденсация протекают в
равновесных условиях. Формула Релея, преобразованная для
изотопного состава В.Дансгором (Dansgaard, 1964), для жидкой
фазы имеет вид:18
5*=a/a0-Fnacp-l-l,(1.4)где 6ж — отношение изотопов в жидкости; Fn — часть оставше¬
гося пара (O^F^ 1), a - коэффициент изотопного фракциони¬
рования: в рассчитываемый момент времени, а0 — в начале про¬
цесса конденсации, аср — в среднем от начала процесса конден¬
сации до рассчитываемого момента времени. Соответствующая
формула для пара:5П = l/cxo - F“^-‘ - 1.	(1.5)Эти зависимости хорошо отражены на рис. 1.3, где графичес¬
ки показаны изотопный состав пара и конденсата в зависимости
от температуры и количества оставшегося в системе пара.Ар	Б1 пО	0,5	1,0-20-20 -10 0 10 20
Температура, СРис. 1.3. А. Изотопное фракционирова¬
ние остаточного пара и конденсата как
функция фракционирования пара Fn.
Рассчитано В.Дансгором (Dansgaard, 1964) по модели Дж.У. Релея. 6Ж — отно¬
шение тяжелых и лёгких изотопов в жидкости; 5П — отношение изотопов в
паре; 6С — отношение изотопов в сублимате при охлаждении; 5р — отношение
изотопов в равновесных условиях между паром и жидкостью в процессе изотер¬
мической конденсации; Fn — часть оставшегося пара (OssF< 1). Б. 6|80 вновь
образующегося конденсата как функция температуры в релеевском процессе
охлаждения. Для первой стадии конденсации 5|80 = 0. Изобарическое охлажде¬
ние: а — равновесие вода—пар, t0 = 20°C, б — равновесие вода—пар. t0 = 0°С,
в — равновесие лед—пар, t„ = 0°C. Преимущественно адиабатическое охлажде¬
ние равновесие вода—пар, t0 = 0°С (г)19
Главный источник атмосферной влаги, а, следовательно, и
изотопов 2Н и |80 — океан, который также получает большую
часть осадков. Океанические воды имеют однородный изотоп¬
ный состав, исключая те районы, где происходит смешивание
их с пресной водой рек.Концентрации 2Н (D) и |80 в морской воде и атмосферном
паре над океаном обычно соответствуют друг другу. Если такой
пар изъять из равновесной системы и подвергнуть охлаждению,
то первое небольшое количество конденсата должно иметь тот
же изотопный состав, что и океаническая вода. Над океаном,
где вода в среднем имеет 6180 = 0, водяной пар в близком кон¬
такте с поверхностью океана содержит примерно на 8—10%о
меньше изотопа |80 и на 100%с меньше дейтерия, чем средняя
океаническая вода. Поэтому эти значения должны преобладать в
облаках над обширными океаническими зонами низких и средних
широт.Экспериментальные исследования показали близость природ¬
ных процессов конденсации атмосферных осадков к равновес¬
ным условиям. Однако условия протекания процессов фазового
перехода воды не всегда соответствуют релеевским. Например,
испарение практически происходит в неравновесных условиях
из-за ненасышенности атмосферы водяным паром и быстрого
удаления влаги с поверхности жидкости. При этом на фактор
фракционирования заметное влияние оказывают относительные
скорости диффузии изотопных молекул через поверхностный
слой жидкости и окружающий воздух. Кинетическое фракциони¬
рование при испарении с поверхности океана приводит к тому,
что водяной пар имеет 52Н = —80%о и 5|80 = — 9%с... — \3%с. Кон¬
денсация этого свежеобразованного пара протекает в равновес¬
ных условиях, так как относительная влажность всегда близка к
100%, и первая порция конденсата содержит около 62Н = -14%с
и б180 = —3%с.Водяные пары охлаждаются ниже температуры, соответствую¬
щей давлению насыщенных паров, разными путями. В. Дансгор
(Dansgaard, 1964) вычислил содержание |80 и 2Н в процессе кон¬
денсации воды, вызванной изобарическим и адиабатическим
охлаждением водяного пара в релеевском процессе (см. рис. 1.3),
при разных начальных температурах и диапазонах охлаждения
(изобарическое — происходящее при одинаковом давлении,
адиабатическое — происходящее в условиях закрытой системы,
когда система не получает тепла извне и отдает его в простран¬
ство. К адиабатическим можно отнести и быстро протекающие
процессы). Так, конденсат, образующийся в результате охлажде¬
ния от 20 до 0°С при постоянном давлении, обеднен дейтерием
и тяжелым кислородом соответственно на 95 и 11,7%о по срав¬
нению с первой порцией конденсата. Аналогичные значения20
для адиабатического охлаждения водяного пара равны 52 и
6,6%о- Отсюда следует, что изобарическое охлаждение благодаря
более существенному осушению пара способствует более актив¬
ному фракционированию изотопов кислорода и водорода, неже¬
ли адиабатическое охлаждение.Если уравнение Релея применимо к описанию изотопных из¬
менений атмосферной влаги, то вариации концентраций 180 и
2н должны подчиняться некоторому соотношению, определяю¬
щемуся коэффициентами фракционирования этих изотопов.
Впервые на линейную зависимость между содержанием 2Н и |80
в атмосферных осадках указал И. Фридман, а затем X. Крейг на
основе 400 измерений получил простое уравнение:52Н = 85|80+10.	(1.6)Постоянный член в этом уравнении обусловлен тем, что со¬
держание 180 в источнике пара в среднем на 1,2%о ниже по
сравнению с содержанием 2Н. В. Дансгор показал, что коэффи¬
циент пропорциональности и свободный член в уравнении (1.6)
изменяются соответственно от 3,5 до 8,0 и от +30 до —30. Ре¬
зультаты его расчетов также свидетельствуют о том, что изоба¬
рическое и адиабатическое охлаждение водяного пара на 40°С, а
также изотермическое испарение в равновесных рэлеевских про¬
цессах от начальных температур 0—30°С сохраняют линейный ха¬
рактер соотношения между концентрациями 2Н и |80 с коэффи¬
циентом, равным 8 (рис. 1.4).Механизм неравновесных процессов и объясняющие его тео¬
рии очень сложны. Но качественно многие наблюдаемые откло¬
нения от простых равновес¬
ных условий можно объяс¬
нить тем, что изотопные ком¬
поненты воды характеризуют¬
ся разными скоростями испа¬
рения (Е) в таком соотноше¬
нии: Е(1Н160) > Е(2Н'Н160) >> Е('н2180).Было показано, что допол¬
нительное -к равновесному
Фракционирование тяжелых
изотопов при испарении вла¬
ги относительно больше для
"О, чем для 2Н. Кроме того,
атмосферная влага постоянно
контактирует с природной во¬
дой или паром. Поэтому не¬
равновесные кинетические
эффекты наряду с возможны -6 О,%оРис. 1.4. Линия метеорных вол X. Kpeit-
га, демонстрирующая прямую зависи¬
мость между 5D и 5isO [согласно уравне¬
нию 1.6). Показана также линия для снсга »
Антарктике, где эта зависимость очень
строгая21
ми обменными процессами на границе раздела двух фаз (жид¬
кость—пар) могут вносить свой вклад в изотопное фракциониро¬
вание 180 и 2Н в природном цикле. Это приводит к нарушению
равновесного соотношения между содержанием |80 и 2Н, подоб¬
ного установленному X. Крейгом. При неравновесном испарении
и конденсации возникает обогащение дейтерием по сравнению
с тяжелым кислородом (так называемый дейтериевый эксцесс —
deuterium excess, обозначаемый как dexc, — т. е. избыток дейтерия
по сравнению со стандартным равновесным его соотношением с
кислородом в атмосфере), которое позволяет оценить степень не¬
равновесное™ системы.По данным Й. Мияке и др. (Miyake et al., 1968), зависимость
между содержанием 2Н и 180 в осадках при равновесных усло¬
виях в замкнутой и незамкнутой системах облако—пар на ран¬
ней стадии фракционирования может выражаться графически
приблизительно прямой линией, исходящей из начальной точки
с наклоном, меньшим чем (а2н - l)/(al8Q- 1). Отклонения от
прямой линии объясняются влиянием на фракционирование
кинетических процессов. Поскольку при неравновесном испаре¬
нии в источнике пара изотоп 180 часто обеднен по сравнению с
2Н, линия, показывающая зависимость между этими изотопами,
сдвигается вверх от линии, характеризующей равновесные усло¬
вия. Напротив, когда осадки подвергаются кинетическому испа¬
рению, сдвиг зависимости 52Н — 6180 направлен вниз от равно¬
весной линии. В выпадающих осадках, в которых происходит
изотопный обмен с окружающим паром, зависимость между 2Н
и 180 располагается выше прямой линии 52Н = 86180 вблизи на¬
чальной точки.Изотопы 2Н и |80 участвуют в метеорологическом цикле на
протяжении всего года, и их концентрация в осадках в любом
районе определяется расстоянием от источника происхождения
влаги, температурой конденсации осадков, обменом с окружаю¬
щей средой и испарением осадков при выпадении. Обогащение
тяжелыми изотопами при испарении осадков связано с относи¬
тельной влажностью и интенсивностью выпадения осадков.
Концентрация изотопов зависит от температуры при испарении
источника влаги — с увеличением температуры содержание 2Н и
180 в водяном паре незначительно возрастает. Концентрация 2Н
и |80 зависит также от источника пара — является ли им океа¬
ническая вода или испарение внутри континента. Существенна
также частичная конденсация, вызванная охлаждением водяных
паров при их поднятии в атмосфере, когда преимущественно
осаждаются молекулы воды 'Н2180, имеющие меньшую упру¬
гость пара.Поскольку главной причиной образования осадков служит
охлаждение атмосферных водяных паров, конденсация которых22
на последней стадии всегда происходит при более низких тем¬
пературах по сравнению с источником пара, существует зависи¬
мость между содержанием стабильных изотопов в осадках и
температурой. Следствием ее влияния на распределение изотоп¬
ного состава атмосферных осадков служат сезонный, широтный,
высотный и континентальный эффекты изменений 5|80 и б2Н
(Dansgaard. 1964; Dansgaard et al., 1969).Сезонный и широтный эффекты возникают оттого, что тем¬
пературный градиент между источником происхождения и об¬
ластью выпадения осадков изменяется по сезонам и с широтой.
Минимальные значения в сезонных осадках характерны для
зимы, а максимальные — для лета или ранней осени. Темпера¬
туры над континентами обычно уменьшаются с увеличением ши¬
роты, поэтому широтный эффект выражается в преимуществен¬
ном удалении тяжелых изотопных компонентов при последова¬
тельном выпадении осадков из облаков, движущихся в направ¬
лении высоких широт. В частности, он обусловлен неодинако¬
вым влиянием солености и изотопного состава поверхностных
океанических вод на разных широтах, которые служат дополни¬
тельным источником влаги.Высотный эффект — это следствие уменьшения влагосодер-
жания атмосферы и уменьшения температуры с высотой, он
обусловлен потерей тяжелых изотопов на низких высотах и пос¬
ледующим их обеднением в атмосферном паре по мере его ох¬
лаждения на больших высотах.Континентальный эффект заключается в уменьшении содер¬
жания 5180 и 52Н в атмосферных осадках с удалением от побе¬
режья при постоянстве температуры и высоты. Естественно, эти
эффекты могут накладываться друг на друга. Наиболее простая
теоретическая модель, объясняющая влияние температуры на
содержание 5|80 и б2Н в атмосферных осадках, была предложе¬
на В. Дансгором на основе равновесных фазовых переходов. Она
рассматривает единый локальный источник атмосферной влаги
в тропических широтах и уменьшение влагосодержания атмо¬
сферы вследствие конденсации осадков при их охлаждении в
процессе перемещения по направлению к полюсам. В этой мо¬
дели не учитывается взаимодействие с другими источниками
влаги, обладающими иным изотопным составом, горизонталь¬
ное и вертикальное смешивание различных масс водяного пара,
изменение 5|80 и 52Н в осадках ниже облачного слоя при обмене
с окружающим воздухом. В твердой фазе изотопный обмен про¬
исходит на поверхности кристалла льда. Поскольку фракциони¬
рование в системе пар—лёд больше, чем в системе пар—жид¬
кость, содержание 180 во льду выше, чем в воде на первой сту¬
пени конденсации, хотя оно постепенно уменьшается до низко¬
го содержания, когда протекает процесс Релея.23
Изменение изотопного состава твердых осадков ниже облач¬
ного слоя незначительно, так как испарение воды в твердом со¬
стоянии не сопровождается заметной трансформацией изотоп¬
ного состава. То же относится и к возможным обменным эф¬
фектам: например, ледниковый покров Антарктиды или поверх¬
ность Арктической криолитозоны добавляет к осаждающимся
над ним влажным воздушным массам лишь небольшое количе¬
ство изотопно-легкого пара, которым можно пренебречь. Отсю¬
да следует, что изотопный состав осадков в зимние месяцы в
умеренных и полярных широтах отражает такие же изотопные
изменения в атмосферной влаге. В этот период интенсивность
влагообмена между атмосферой и подстилающей поверхностью
уменьшается, и распределение стабильных изотопов в осадках
полярных и умеренных широт на континентах приближается к
простой модели релеевской дистилляции.Вода на поверхности, естественно, будет обогащаться тяже¬
лым кислородом. И если для океана или моря это обогащение
достаточно быстро компенсируется из-за активного перемеши¬
вания, то при испарении воды с поверхности озера, реки, не¬
большой лужи или из полигональной канавки активное испаре¬
ние может приводить к значительному изотопному утяжелению
остающейся воды. На рис. 1.5 схематично изображен путь влаги
от испарения на западе над Атлантикой до выпадения по мере
продвижения к востоку.Такой закономерный характер возможен лишь в равновесных
условиях, когда на испарение, а затем на конденсацию пара и
воду не действуют иные факторы, кроме температуры. Но в
природе они существуют — это, прежде всего, достаточно быст-Абс.высота,м2000М7,5°/ЛЛ А600Осо1I / \-13%о) ► /-W%o\* ^8%^\-11%о -9-11 %о . -16%о
* ' • « * .,-26%оТ /0%о Европа север Зап. Сибирисевер ЯкутииРис. 1.5. Изменение изотопного состава атмосферной влаги на пути от испарения
на западе над Атлантикой ло выпадения на севере Якутии и Западной Чукотки24
рая смена температур, нарушающая равновесный режим, и ве¬
тер, активно способствующий испарению. Поэтому в реальных
условиях значения несколько отличаются от показанной схемы,
но поразительно то, что отличия эти часто несущественны. После
образования облаков над Атлантикой и переноса их в северные
и восточные районы температура воздуха снижается и в облаках
начинается конденсация влаги, приводящая к выпадению осад¬
ков, при положительных приземных температурах — дождя, а при
отрицательных — снега.Итак, главным фактором, определяющим содержание тяже¬
лого кислорода и дейтерия в атмосферных осадках и, естествен¬
но, в наземных и подземных льдах, служит температура воздуха.
Это принципиально важно для количественных палеотемпера-
турных реконструкций.1.3.	ТЕОРИЯ И ТЕХНИКА МАСС-СПЕКТРОМЕТРИЧЕСКИХИССЛЕДОВАНИЙ СТАБИЛЬНЫХ ИЗОТОПОВ1.3.1.	Методы лабораторных измерений. Первоначально для
изотопных определений использовались масс-спектрографы
Ф. Астона, регистрировавшие люминесценцию катодных лучей
на пластине. Точность таких приборов была достаточно велика
для качественного разделения изотопов, но для установления
весьма небольшой их разницы, например, в природных льдах
или подземных водах, разрешение на масс-спектрографах было
недостаточно.Гораздо более тонкие эффекты стало возможно улавливать
после изобретения масс-спектрометра А.О. Нира в конце 30-х го¬
дов (Nier, 1940). Масс-спектрометры — это приборы для разде¬
ления заряженных атомов и молекул по их массам, основанные
на воздействии на движущиеся ионы электрических или маг¬
нитных полей. Первым масс-спектрометром в современном
смысле этого термина следует считать прибор А. Демпстера, соз¬
данный им в 1918 г. В этом приборе образованные в источниюе
положительные ионы исследуемого вещества ускоряются до
одинаковой кинетической энергии продольным электрическим
полем и разделяются на компоненты в поперечном магнитном
поле, отклоняясь в нем на я-радиан от первоначального направ¬
ления. Предложенная А. Демпстером комбинация магнитного и
электрического полей обладает способностью фокусировать
ионы, вылетающие из источника под некоторым углом к его
продольной оси. До конца 30-х годов этот масс-спектрометр и
его последующие модификации были единственными, на основе
которых шло совершенствование масс-спектрометрической ап¬
паратуры.25
А.О. Нир создал масс-спектрометр с фокусировкой по на¬
правлению, осуществляемой с помощью секторного однородно¬
го магнитного поля с углом отклонения пучка л/3 радиан. В
дальнейшем этот прибор был значительно усовершенствован са¬
мим автором и в таком виде послужил основой для создания
промышленных образцов масс-спектрометров. На приборах это¬
го типа выполнено и выполняется в настоящее время подавляю¬
щее число изотопных анализов. Успеху прибора Нира во мно¬
гом содействовало то обстоятельство, что анализатор Демпстера
с магнитным полем л-радиан требовал применения тяжелого
магнита, и, кроме того, по условиям фокусировки источник и
приемник ионов должны были располагаться на границе маг¬
нитного поля, что для решения многих аналитических задач не¬
удобно. Позднее эти приборы были усовершенствованы прибо¬
ростроительными фирмами (Micromass, Varian, Finnigan, Cameca
и др.). Одна из последних модификаций, разработанная дочер¬
ним предприятием фирмы Varian — компанией Finnigan, пока¬
зана на рис. 1.6.В этом приборе используется совершенная система очистки
образцов, уравновешивания с углекислым газом, полностью ав¬
томатизирована система регистрации ионного пучка. Здесь по-
прежнему используется принцип А.О. Нира, а именно измене¬
ние секторным магнитным полем пучка ионов под углом л/3
(рис. 1.7). Тот же принцип использовал и датский гляциолог и
геофизик В. Дансгор, создав один из самых производительных и
совершенных масс-спектрометров в мире (рис. 1.8).Рис. 1.6. Одна из современных модификаций промышленных масс-спектромет¬
ров, используемых для измерений вариаций стабильных изотопов кислорода и
водорода (прибор Finnigan-Mat 251). Этот прибор позволяет измерять более 40 об¬
разцов в сутки. В нём можно измерять в газах соотношение изотопов 'H/D,
l3C/12C, l5N/l4N, i80/160, 34S/32S, а также He, Ne, Аг, Кг. Хе26
Рис. 1.7. Схема масс-спектрометра А О. Нира, показывающая расположение ион¬
ного источника, электромагнита и приемника: 1 — роторный форвакуумный на¬
сос; 2 — вакуумный манометр; 3 — ионный насос; 4 — система напуска; 5 —
ионизационный манометр; 6 — турбомолекулярный насос; 7 — корпус откачива¬
ющего усилителя; 8 — вакуумный манометр; 9 — электромагнит, создающий
секторное магнитное поле; 10 — ионный анализатор с коллекторной щелевойсистемойВ масс-спектрометрах разделяемые ионы регистрируются
электрическими методами. Современный масс-спектрометр типа
нировского состоит из трех основных частей: источника положи¬
тельно заряженных моноэнергетичных ионов, магнитного масс-
анализатора и приемника ионов.Источником ионов называется часть масс-спектрометра,
предназначенная для образования ионов исследуемого вещества
и формирования пучка ионов. Из всех известных в настоящее
время способов получения положительных ионов наиболее рас¬
пространен способ образования их за счет соударения молекул
газа при давлении 1/10-4 тор и менее с электронами небольшой
энергии.Источник, в котором для получения ионов используется этот
механизм, называют ионным источником с электронной бом¬
бардировкой. Для прецизионного (т. е. высокоточного) изотоп¬
ного анализа водорода, кислорода и углерода используется только
этот тип источника, в основе которого лежит модель А. Нира. В
этой модели ось траектории электронного пучка параллельна
длинной оси щели источника и, следовательно, параллельна си¬
ловым линиям магнитного анализатора. Параллельность траекто¬
рии электронного пучка направлению силовых линий магнитно¬
го поля анализатора и фокусировка электронов дополнительным
магнитным полем составляют две особенности, характерные для
всех конструкций источников ионов нировского типа.27
Рис. 1.8. Масс-спектрометр, сконструированный под руководством В.Дансгора
(на фото справа, слева — один из авторов этого учебника) в лаборатории Отдела
геофизики Института им. Нильса Бора в Университете Копенгагена. Этот при¬
бор позволяет измерять более 180 образцов в сутки, на нем выполнены огромные
массивы определений стабильных изотопов ледников Гренландии (например,
только из керна Саммит — более 50 тыс. образцов). В центре снимка система
пробоподготовки, позволяющая также измерять одновременно 8 эталонов, что
делает измерения исключительно точнымиПри измерениях в камеру ионного источника напускается
анализируемый газ. Его молекулы ионизируются путем бомбар¬
дировки электронами. В источнике ионов, применяемом в сов¬
ременных масс-спектрометрах, анализируемый газ при давле¬
нии 10~6 или 10-4 тор по керамической трубке вводится в иони¬
зационную камеру, находящуюся под потенциалом в несколько
тысяч вольт относительно корпуса прибора. Ионизационную ка¬
меру пересекает пучок электронов, испускаемый накаленным
вольфрамовым или рениевым катодом. Энергия электронов мо¬
жет регулироваться изменением ионизирующего потенциала не¬
большого напряжения в пределах от 20 до 100 в. Пучок электро¬
нов фокусируется магнитным полем, существующим между се¬
верным и южным полюсами постоянного магнита. Образовав¬
шиеся в результате соударения молекул анализируемого газа с
электронами положительно заряженные ионы, ускоренные
электрическим полем высокого напряжения, коллимируются
(собираются) в пучок или в пакет ионов и вытягиваются через
узкую щель из области ионизации электрическим полем, сущест¬
вующим между передней плоскостью ионизационной камеры и28
вытягивающей линзой. Современный источник ионов представ-
пяет собой тщательно изготовленное ионно-оптическое устрой¬
ство, смонтированное на металлическом фланце с применением
высококачественных изоляторов из специальных сортов керами¬
ки (Есиков, 1980).Пучок ионов попадает в поле магнитного масс-анализатора,
создаваемое электромагнитом, полюса которого размещены та¬
ким образом, чтобы линии магнитного поля были перпендику¬
лярны направлению движения ионов. Магнитное поле отклоня¬
ет ионы от прямолинейной траектории, и они начинают дви¬
гаться по круговым траекториям, радиусы которых пропорцио¬
нальны массам изотопов. В результате тяжелые ионы в магнит¬
ном поле отклоняются меньше, чем легкие ионы. Разделенные
пучки ионов продолжают двигаться в камере масс-спектрометра
и попадают в приемник ионов, который состоит из металличес¬
кого цилиндра, перед которым устанавливается пластина с уз¬
кой щелью. При анализе элемента, имеющего несколько изото¬
пов, изменением напряженности магнитного поля или ускоряю¬
щего напряжения в источнике добиваются того, чтобы в прием¬
ную щель поочередно попадали разделенные ионные пучки. Пу¬
чок, попавший в щель, далее попадает в приемный цилиндр
(коллектор) и нейтрализуется электронами, поступающими к
цилиндру от земли, через высокоомное сопротивление. При
бомбардировке коллекторной пластины положительными иона¬
ми, имеющими энергию в несколько килоэлектрон-вольт, вто¬
ричные электроны покидают коллектор, вызывая существенное
изменение регистрируемого тока. Падение напряжения на концах
высокоомного сопротивления усиливается с помощью электрон¬
ной лампы, измеряется цифровым или аналоговым вольтметром и
обычно фиксируется самописцем. В изотопных масс-спектромет-
рах, как правило, используются приемники ионов, предназначен¬
ные для одновременного детектирования двух или даже трех
массовых пучков исследуемого элемента.В последние годы основные усилия разработчиков направлены
на совершенствование четырех основных характеристик масс-
спектрометров: точности измеряемых изотопных характеристик,
степени автоматизации подготовки проб, увеличение числа анали¬
зируемых стабильных изотопов и уменьшение размеров самого
масс-спектрометра. В идеале естественно решать эти задачи од¬
новременно. В связи с этим можно отметить достижение фирмы
Micromass, создавшей компактный прибор CF-IRMS, помещаю¬
щийся на поверхности обычного письменного стола (длина с
системой пробоподготовки до 1 м, высота до 0,5 м). Прибор ха¬
рактеризуется высокой точностью измерений — выше 0,15%о для
измерений б|80 и выше 2%с для измерений 5D, широким набо¬29
ром стандартов для калибровки системы, высокой производи¬
тельностью (на уравновешивание 60 образцов уходит около 4 ча¬
сов, на измерение 1 образца требуется 2 мин, даже самые тонкие
изотопные различия могут быть определены более чем в 250 об¬
разцах в сутки), для него требуются очень малые образцы — ме¬
нее 1х10-9моля вещества. Эта система полностью автоматизиро¬
вана и может быть использована не только для измерений кон¬
центрации стабильных изотопов в подземных и наземных льдах,
но, например, для измерений изотопных колебаний в газах в сне¬
ге, происходящих под влиянием жизнедеятельности бактерий.1.3.2.	Объемы анализируемых образцов и их подготовка к измере¬
ниям. Для подготовки анализируемого в масс-спектрометре газа
используется реакция изотопного обмена С02 и Н20 при опре¬
деленной фиксированной температуре. Берётся 0,5—10 мг воды,
что в 100—150 раз больше, чем углекислого газа, ее помещают в
специальный стеклянный контейнер, из которого вакуумом уда¬
ляют воздух, в том числе и растворенный в воде. Затем в кон¬
тейнер напускается расчетное количество углекислого газа, пос¬
ле чего контейнер изолируют и термостатируют. По достижении
изотопного равновесия (в зависимости от конструкции масс-
спектрометра, контейнера и pH воды этот процесс длится от не¬
скольких минут до суток) углекислый газ отделяют от воды,
чистят на криогенных ловушках (от водяных паров и примесей)
и переводят в ампулу для изотопного анализа. Разрешающей
способностью масс-спектрометра называется величина, характе¬
ризующая способность масс-спектрометра раздельно регистри¬
ровать ионы, близкие по массам (Есиков, 1980).Разрешающая способность масс-спектрометра — одна из
важнейших метрологических характеристик прибора, и поэтому
величина разрешающей способности часто служит основным
ориентиром, по которому определяется пригодность прибора для
решения стоящей перед исследователем задачи.Из сказанного ясно, что для изотопно-кислородного анализа
требуется очень небольшой образец — в практике это объём,
равный пузырьку из-под пенициллина. В последние годы разви¬
ваются и микроизотопные измерения, требующие объема изме¬
ряемой пробы до 2 мл.1.3.3.	Стандарты. Первоначальным стандартом для палеотем-
пературных определений был стандарт PDB — полученный по
белемниту мелового возраста из формации Пи-Ди. Этот амери¬
канский стандарт к настоящему времени почти полностью исчер¬
пан. Сейчас Национальное американское бюро стандартов пред¬
ложило два других карбоната в качестве стандартов: NBS-18 —30
карбонатит и NBS-19 — известняк. Но для измерений в природ-
Hbix водах и льдах наиболее удобен уже упомянутый стандарт
среднеокеанической воды SMOW, предложенный X. Крэйгом, где
за нуль принято относительное значение соотношения |80/160 и
2н/1 н. Эта вода используется и непосредственно в лаборатор¬
ных измерениях, для калибровки лабораторных стандартов.При измерениях стабильных изотопов кислорода обычно оп¬
ределяется соотношение |80/160, поскольку эти изотопы имеют
большую распространенность и наибольшую разницу масс. В
стандартной океанической воде абсолютное отношение 180/|60
составляет (2005,20 - 0,45) х 10~6. В природных кислородсодер¬
жащих объектах величина этого отношения может варьировать в
пределах 10%. Измерять абсолютное соотношение |80/|60 не¬
просто, поэтому в практике используется разность значений
|80/|Ь0 в стандарте и измеряемом образце:|8П/16П - |8о/|6п
§|80 = 1	; ста1Ш хЮОО, %0.	(1.7)18о/16останлПри измерениях стабильных изотопов водорода определяется со¬
отношениеgD = p/'Hocp -d/'h^ х 1000^ %о	(1 8)Г)/ ньу п станлДля облегчения калибровки результатов изотопных измере¬
ний, а также для измерений в изотопически лёгких водах и
льдах был введён второй водный стандарт SLAP (standard light
Antarctic precipitation), отличающийся от SMOW по кислороду
на -55,5%о и по дейтерию на —428%о.Зависимость между стандартом SMOW и РОВ для изотопов
кислорода выражается следующим соотношением:5I8°smow = 1,030865180PDB + 30,86.	(1.9)Как правило, значения б в образцах природных льдов и боль¬
шинства вод отрицательные по отношению к SMOW, т. е. обра¬
зец содержит меньшую, чем океаническая вода, концентрацию
тяжелого кислорода.Интересно, что в масс-спектрометре для разделения газа на
четкую и тяжелую фракции используется то же свойство изотоп¬
ных смесей, что и в природе при формировании атмосферных
осадков, а именно различия в их массах, а, следовательно, и раз¬
ная плотность как в жидком, так и в газообразном состоянии.31
1.4.	ОСНОВЫ ГЕОХИМИИ РАДИОАКТИВНОГО ИЗОТОПА УГЛЕРОДАУглерод — один из самых распространенных элементов во
Вселенной — основа существования жизни на Земле. В природе
распространены три изотопа: два стабильных |2С и 13С и один
радиоактивный 14С. Их соотношение примерно таково: 12С —
98,89%, 13С — 1,11%, а количество |4С в современном органи¬
ческом веществе в 1012 (т. е. в триллион раз) меньше, чем 12С, а
в древней органике в 1014 — 1015 раз меньше.Радиоуглерод образуется в результате нейтрон-протонной ядер-
ной реакции. Высокоэнергетическое первичное космическое из¬
лучение, на границе атмосферы Земли на 90—95% от средней
интенсивности состоит из галактических космических лучей.
Это первичное космическое излучение практически полностью
состоит из положительно заряженных частиц — протонов (85%),
а-частиц (14%) и ядер более тяжелых атомов (1%). В а-части-
цах и тяжелых ядрах сосредоточена значительная энергия и они
ответственны за образование от 32% 14С на геомагнитных полюсах
до 48% на экваторе. Солнечные космические лучи состоят в ос¬
новном из высокоэнергетических протонов, образующихся при
вспышках на Солнце. В результате отклонения частиц магнит¬
ным полем Земли интенсивность космических лучей минималь¬
на на экваторе и максимальна на геомагнитных полюсах. При
столкновении высокоэнергетической первичной заряженной
частицы с атомами атмосферных газов происходит расщепление
ядер мишени и самой первичной частицы, в результате чего вы¬
летают вторичные протоны, нейтроны, заряженные и нейтраль¬
ные к- и к-мезоны и гипероны. Эти высокоэнергетические час¬
тицы, распадаясь после ряда преобразований, производят новые
расщепления ядер, при которых образуется большое количество
вторичных нейтронов. Радиоактивный углерод 14С формируется
в верхних слоях атмосферы при реакции ядер изотопа азота l4N
с этими, образовавшимися в результате космического облуче¬
ния, вторичными нейтронами. При бомбардировке вторичными
нейтронами ядер стабильного азота последние испускают прото¬
ны и переходят в атомы радиоактивного углерода 14С.Образовавшиеся атомы 14С при взаимодействии с кислоро¬
дом атмосферы через закись углерода переходят в молекулы ди¬
оксида углерода. Происходит быстрое перемешивание С02 в ат¬
мосфере и гидросфере, и концентрация радиоактивного изотопа
углерода становится относительно постоянной, соответствую¬
щей состоянию равновесия. Эта равновесная концентрация не
меняется, поскольку распад |4С уравновешивается его образова¬
нием в атмосфере. Молекулы диоксида углерода попадают в32
ткани растений в результате процесса фотосинтеза," а также пос¬
тупают через корни в стебли и листья. Концентрация |4С в жи¬
вых зеленых растениях остается постоянной, поскольку распад
|4С уравновешивается его поглощением из атмосферы. Концент¬
рация |4С в организме (и, естественно, в костях, тканях и т. п.)
травоядных животных, куда попадают углеродсодержащие ионы
из атмосферы, также постоянна в течение их жизни. Когда рас¬
тение или животное умирает, поглощение |4С из атмосферы
прекращается, и в результате радиоактивного распада его кон¬
центрация уменьшается. При распаде радиоактивного углерода
испускается р-частица с максимальной энергией 0,155 мэв и об¬
разуется стабильный изотоп азота l4N.Содержание естественного 14С в современной древесине со¬
ставляет около 1 х Ю“10%. Удельная активность углерода био¬
сферы оценивается примерно в 14 расп/мин в 1 г.Период полураспада 14С, т. е. время, за которое его концент¬
рация и активность уменьшаются вдвое, составляет 5730±40 лет
(константа, установленная У. Либби и используемая при расче¬
тах 5568+30 лет). Таким образом, можно легко вычислить удель¬
ную радиоактивность того или иного образца органики по урав¬
нению:1= 15,3 ехрх (-0,693 x 1/5568), или 1 = 15,3 х 2<‘/5568), ( 1.10)где t — возраст органического вещества (годы), т. е. время, ис¬
текшее с момента смерти растения или животного, I — удельная
активность.Земные образования древнее 50—70 тыс. лет практически не
содержат 14С. Постулируется, что активность живой ткани пред¬
ставляет собой постоянную величину, не менявшуюся по край¬
ней мере последние 70 тыс. лет. В первом приближении такой
постулат оправдывает себя, хотя более детальные исследования
показали, что существуют систематические вариации радиоугле¬
рода в атмосфере, несколько искажающие данные определений
радиоуглеродного возраста. Но эти искажения незначительны.Нельзя не отметить, что радиоуглерод образуется в очень ма¬
лых количествах ещё в целом ряде ядерных реакций (например,
Даже при радиоактивном распаде урана в ядре Земли), но это
количество столь мало ощутимо, что оно значительно ниже по¬
рога чувствительности установок и не влияет на возрастные из¬
мерения. Но в то же время это дополнительное поступление ра¬
диоуглерода лимитирует возрастной предел радиоуглеродного
метода, т. е. даже создание очень чувствительных установок (или
обогащение проб) не может позволить измерять возраст древних
образцов из-за этих дополнительных, пусть и очень малых ко¬
личеств радиоуглерода.33
1.5.	ТЕОРИЯ И ТЕХНИКА ИЗМЕРЕНИЙ РАДИОУГЛЕРОДНОГО
ВОЗРАСТАСейчас можно говорить о существовании двух основных
принципов, используемых при измерениях радиоуглеродного
возраста: первый — измерение радиоактивности углерода в об¬
разце, второй — прямое измерение количества атомов—изотопов
радиоуглерода в образце.1.5.1.	Определение возраста по измерению радиоактивности
углерода. Первый принцип измерений радиоуглеродного возраста
состоит в том, что измерение содержания |4С в природныхектах проводится на сцинтилляционных (от лат. stintilatiu —1
сверкание, искрение) и пропорциональных счетчиках, позволя¬
ющих с высокой точностью регистрировать мягкое (3-излучение
(отделение электрона) низкой интенсивности. Более чем в двух
десятках лабораторий России используется сцинтилляционный
метод. Его преимущество заключается в возможности введения
в небольшой объем большого количества измеряемого углерода,
что позволяет увеличить чувствительность и соответственно
предел датирования счетчика. В том и в другом случае после
предварительной обработки и очистки углерода образцов из них
синтезируют счётное вещество: бензол для сцинтиллятора или
газ (метан, ацетилен, углекислый, этан и т. п.) для пропорцио¬
нального газового счетчика. В жидкий сцинтиллятор (бензол)
можно ввести на два порядка больше углерода, чем в тот же
объем газового счетчика. Поэтому предел возрастного датирова¬
ния сцинтилляционных установок больше, чем газовых. Однако
в тех случаях, когда вес углерода пробы меньше 1—2 г, измере-|
ния удобнее проводить на газовых счетчиках.У. Либби (1954) сформулировал ряд требований к измеритель¬
ной технике, применяемой для определения слабо радиоактив¬
ного углерода |4С. Когда измеряется природная концентрация
радиоуглерода в образцах, требуется самая чувствительная тех¬
ника и нужно, чтобы процесс измерения был возможно более
простым и надежным. Прибор должен быть сконструирован так,
чтобы обеспечить максимально удобное соотношение скорости
счета импульсов, вызванных самим образцом, со скоростью сче¬
та импульсов, вызванных фоном, т. е. космическим излучением
и загрязнением прибора и всего окружающего пространства ла¬
боратории. У. Либби использовал для этого счетчик Гейгера, так
как тогда это был единственный прибор почти со 100%-ной эф¬
фективностью, позволяющий обнаружить даже тепловую энер¬
гию отдельного электрона. После выбора счетчика Гейгера (ко¬
торый можно представить как цилиндр с проволокой, натянутой
вдоль его оси) и его модернизации, которая служила для макси¬мального счета импульсов от образца (заключавшейся в поме34
Рис. 1-9. Сеточно-стенный счетчик У. Либби, использовавшийся для измерений
активности радиоуглерода: 1 - люцитовая трубка; 2 - сетка; 3 - образец угле¬
рода; 4 - фон; 5 - люцитовый диск; 6 - анодная нить; 7 - цилиндр для образца;8 - вывод анодной нити; 9 - детали торца счетчика; 10 - вывод сеткищении на стенке цилиндра самого образца и замены материала,
из которого состоит стенка), был получен прибор, известный
под названием сеточно-стенного счетчика (рис. 1.9).Было еще множество оригинальных решений и усовершен¬
ствований, выполненных У. Либби с сотрудниками, основной
целью которых было создание как можно более чувствительного
прибора и в наибольшей степени уберечь сигнал от образца, от
сигналов активности извне и от ложных импульсов. В результа¬
те был создан совершенный для своего времени прибор, хотя
для одного измерения была нужна полная трехлитровая ёмкость
сухого углеродсодержащего вещества (расчет необходимого ко¬
личества был достаточно прост — для измерений требовалось от
10 до 12 г элементарного углерода, который содержится пример¬
но в 24 л углекислого газа). Тем не менее уже к 1951 г. был вы¬
полнен ряд уникальных определений по археологическим образ¬
цам, о которых уже упоминалось выше. Важной особенностью
этих измерений было хорошее согласие экспериментальных
данных с теоретической кривой, построенной с учетом экспо¬
ненциального закона распада радиоуглерода (рис. 1.10).Регистрация активности радиоуглерода проводится на чув¬
ствительных низкофоновых счетных установках. Импульсы от
испускаемых при распаде |4С электронов усиливаются, отбира¬
ются по энергиям, соответствующим спектру радиоуглерода,
поступают в пересчетный прибор и регистрируются. Для сниже¬
ния фона от внешнего излучения применяют защиту детектора
из различных материалов, чаще всего из свинца.Перед выполнением тонких лабораторных процедур по выде¬
лению углерода для датирования образец очищают от примесей
обработкой соляной кислотой (для удаления карбонатов, содер-35
16i Древесные кольца (580 г н.э.)Птолемей (200±150 г до н.э.)Тайинат (675±50гдо н.э.)Красное дерево (979±52 г до н.э.)Сезострис (1800 г до н.э.)^Джосер (2700±75 г до н.э.)
хСнофру (2625±75гдо н.э.)70 1 2 3 4 5 6 7 Возраст,тыс. летРис. 1.10. Вычисленная и измеренная У. Либби (1954) активность археологичес-!
ких образцов с известным историческим возрастомжащих углерод) и щелочными вытяжками (как правило, двумя —
вначале холодной, затем горячей для извлечения органических
загрязнителей).Весьма существенной (и даже основной) служит процедура
очистки углерода образца от примесей, так как именно она оп¬
ределяет точность датирования. Выделенный и очищенный уг¬
лерод служит препаратом для получения счетного вещества для
газового или сцинтилляционного счетчика. При определениях
сцинтилляционным методом образец подвергается воздействию
высокой температуры (выше +600—700°С), обугливается (в ряде
лабораторий органика сжигается и непосредственно получается
СО,, который идет на измерение) и обрабатывается для получе¬
ния ацетилена и из него счетного вещества, — например бензо¬
ла. Сейчас для получения ацетилена чаще всего используется
карбид лития, который образуется при реакции углерода изме¬
ряемого образца с металлическим литием при 700°С, а иногда
реакцию углекислоты (сожженной органики) с литием. Первый
способ используется чаще. Для получения ацетилена полученный
карбид лития разлагается при взаимодействии с дистиллирован¬
ной водой. Ацетилен подвергается очистке, после которой он
идет на синтез бензола (отметим, что бензол относительно просто
получается и служит хорошим сцинтиллятором). Стандартная
аппаратура для получения бензола отображена на рис. 1.11.Синтез бензола производится в вакуумной установке на хро¬
мовом (или ваннадиевом) катализаторе в трубке из кварцевого
или пироксового стекла, куда поступает очищенный ацетилен
образца. Перед синтезом в вакууме при температуре 400—450°С
в течение 1 часа высокоактивный хромалюмосиликатный ката-36
Рис. I ll- Принципиальная схема установки для разложения карбида лития и
синтеза бензола (по Арсланову, 1987): 1 — делительная воронка с водой; 2 — ре¬
актор из нержавеющей стали для получения и разложения карбида лития; 3 —
стакан из титана (при синтезе Li,С, из С + Li) или нержавеющей стали (при
синтезе Li,C, из СО, + СаС03); 4 — сосуд с водой для отвода тепла при разло¬
жении карбида; 5 и 7 — предохранительные барботеры; 6 — барботер с раство¬
ром CuCl, + FeCl3 + H,S04; 8 — склянка Тищенко для сухих поглотителей с
гранулированной КОН; 9, 10 и 11 — полихлорвиниловые "мешки” для хране¬
ния ацетилена из образцов (9, 10) и из кокса (11); 12 — ловушка из нержавею¬
щей стали для вымораживания ацетилена (— 190°С); 13 — манометр на 1 атм.;
14 — термопарная лампа ЛТ-2, подключенная к вакуумметру ВИТ-2; 15 — бар¬
ботер с вакуумным маслом (индикатор скорости поглощения ацетилена); 16 и
17 — осушительные трубки с гранулированной КОН (16) и Р,05 (17), смешанной
со стекловатой; 18 — съемная ловушка, охлаждаемая жидким азотом (— 190°С);19	— трубчатая электропечь для активизации катализатора и выделения бензола;20	— трубка со шлифом из пирекса или кварца, наполненная катализатором длясинтеза бензолализатор активируется. Синтез происходит при комнатной тем¬
пературе. После окончания синтеза, который шёл на катализа¬
торе, бензол в вакууме скачивается в емкость, охлаждаемую
жидким азотом, и замораживается.После размораживания бензол проходит осушку и очистку
(при этом часто применяют метод вакуумной сублимации). Очи¬
щенный бензол идет на приготовление счетного вещества (жид¬
кого сцинтиллятора) путем добавления активаторов, таких как,
например, 2,5-дифенилоксазол (РРО) в концентрации 4 г/л, со¬
ответствующей максимуму светового выхода, наблюдающемуся
на длине волны около 3800 А. Для того чтобы жидкий сцинтил¬
лятор люминесцировал в более длинноволновой области вводятся
вторичные активаторы-смесители спектра в количестве 0,1 г/л.
Они поглощают световое излучение активатора и переизлучают
его в интервале длин волн 4100—4300 А (т. е. в видимом спектре),
находящемся в соответствии со спектральной характеристикой
фотоумножителей.37
В современных установках синтез ацетилена и бензола про¬
изводится в единой системе, что значительно повышает чистоту
получаемого счетного вещества и производительность лаборато¬
рии, но такая установка требует особо тщательной очистки после
каждой процедуры синтеза бензола.Жидкостный сцинтилляционный счетчик, используемый для
измерения p-активности мягких излучателей, состоит из кюветы,
наполненной жидким сцинтиллятором, которая помещается пе¬
ред фотокатодами одного или двух фотоумножителей, улав¬
ливающих вспышки света, невидимые в обычном спектре, и
электронной аппаратуры, предназначенной для усиления ам¬
плитуды импульсов и их регистрации. В одноканальной уста¬
новке (рис. 1.12) применяется фотоумножитель ФЭУ-93. Алю¬
миниевая кювета объемом 15 мл приклеевается к фотоумножи¬
телю эпоксидной смолой по краю фотокатода. Сцинцилляцион-
ный детектор устанавливается в цилиндрический сосуд из не¬
ржавеющей стали, заполненный ртутью (слой ртути 2,5 см). Со¬
суд с ртутью помещается в массивную защитную камеру, верх¬
ний слой которой состоит из 10 см свинца, 10 см парафина с
борной кислотой (20%) и 5 см свинца; нижний слой и боковые
стороны — из 10 см свинца. Свинцовая камера обшита со всех
сторон стальным листом толщиной 0,4 см. Общий вес свинцо¬
вой камеры 1,5 т. Принципиально возможно вместо ртутной
(неактивной) защиты использовать сцинтилляционный неорга¬
нический монокристалл Nal (Т1) или Csl (Т1) (активная зашита),
включенный по схеме антисовпадений с основным счетчиком.Регистрация излучения при помощи жидкостно-сцинтилля-
ционных счетчиков состоит из следующих стадий: 1) преобразо¬
вания части поглощенной в сцинтилляторе энергии излучения в
энергию световых фотонов; 2) собирания фотонов на фотокатод
фотоумножителя, поглощения их катодом и выбивания электро¬
нов с поверхности фотокатода; 3) фокусировки электронов наРис. 1.12. Блок-схема одноканальной
радиоуглеродной установки со стаби¬
лизацией светодиодом (по Арсланову,
1987). К — кювета; ФЭУ — фотоум¬
ножитель ФЭУ-93; ПУ — предусили¬
тель; УС — усилитель; ЗГ — генератор
импульсов прямоугольной формы;
ГСИ — генератор опорных световых
импульсов; СЗ — схема запрета свето¬
вого импульса; СОН — схема опорно¬
го напряжения; ДД — дифференци¬
альный дискриминатор; ФНП — фор¬
мирователь импульсов нижнего поро¬
га дискриминирования; ФВП — фор¬
мирователь импульсов верхнего поро¬
га дискриминирования; САС — систе¬
ма антисовпадений; ПС — пересчет-
ный прибор; ЦПУ — цифропечатаю¬
щее устройство38
первый динод фотоумножителя и последующего умножения их
при помощи динодной системы фотоумножителя; 4) формиро¬
вания импульсов на выходе фотоумножителя, усиления, ампли¬
тудного анализа и регистрации импульсов при помощи электрон¬
ной аппаратуры.Счет активности образцов проводится на протяжении не¬
скольких часов — времени, достаточном для получения надеж¬
ного статистического материала. Затем измерение повторяется,
чтобы убедиться, что измеренные скорости счета, скорректиро¬
ванные с учетом фона, равны.В последние годы для измерений |4С в небольших образцах
стали использовать миниатюрные счётчики радиоактивности.
X. Эшгер датировал С02, заключенный в ледниковом льду (Oes-
chger et al; 1967) с помощью таких миниатюрных счётчиков. Для
нового счётчика было необходимо всего от 1—2 т льда вместо
10—20 т, которые потребовались бы, используй он традиционные
счётчики. Ныне точность и воспроизводимость определений этим
методом резко улучшились.В настоящее время используется система микросчётчиков,
созданная в Харуэлле (рис. 1.13). Это миниатюрный счётчик,Рис. ИЗ. Схема счетчика лля измерений небольших образцов |4С: 1 — 203-мил-
-шметровый стальной экранирующий корпус, 2 — бор, погруженный в полиэсте¬
ровый блок, 3 — предварительные усилители в дальних углах каждого счетного
оокса; 4 — мини- и микросчетчики, соединенные в центре 305 х 305-миллимет-
рового кристалла Nal; 5 — фотоумножители с кристаллической поверхностью(по Otlei et а/., 1988)39
его используют для небольших образцов весом в несколько мил¬
лиграммов. Разработчики из Харуэлла добились очень низкого и
стабильного фона самого прибора, высокой эффективности под¬
счета, а также максимального усиления сигнала от образца по
отношению к фону, высокой стабильности прибора во всех узлах
системы. Большое число считывающих детекторов позволяет
получать удовлетворительную воспроизводимость результатов
измерений.Важнейшее достижение в конструкции миниатюрного счет¬
чика, разработанного в Харуэлле, — это кристалл Nal высокой
очистки диаметром 305 мм и длиной 305 мм, который резко
снижает влияние фона. Именно получение этого кристалла и
позволило сконструировать по существу новый тип прибора для
измерения р-радиоакгивности. Разработчикам пока не удалось
до конца теоретически обосновать, почему именно такой крис¬
талл снижает воздействие фона столь значительно. В кристалл в
индивидуальных медных оболочках помещается шесть счетчи¬
ков, которые в целях исключения перекрестной интерференции
можно перемещать друг относительно друга. Конструкция счет¬
чика позволяет ему работать длительное время в условиях высо¬
кого давления. Введение в систему микрокомпьютеров позволи-j
ло проводить определения в режиме on line, т. е. по мере поступ¬
ления информации при непрерывных измерениях.1.5.2.	Определение возраста методом ускорительной масс-спект-
рометрии. Второй принцип, всё шире сейчас используемый для
измерений радиоуглеродного возраста, основан на прямом изме¬
рении количества радиоуглерода в образце. Он стал возможен
благодаря применению сверхчувствительных тандемных масс-
спектрометров с использованием высоковольтных ускорителей
(рис. 1.14). Как правило, в этой системе на первом масс-спектро-
метре проводится разделение в магнитном поле ионов с нужной
массой, и удаляются все другие частицы, обладающие массой,
равной массе исследуемого изотопа углерода. Затем изотоп |4С
ускоряется электрическим полем в несколько миллионов вольт
и вводится во второй масс-спектрометр, где непосредственно
регистрируется количество радионуклидов |4С. Это дает возмож¬
ность датировать образцы углерода массой менее 1 мг.В строении ускорительного тандемного масс-спектрометра
можно выделить пять главных частей (рис. 1.15): 1) источник
ионов; 2) рекомбинатор или преобразователь; 3) тандетрон, т. е.
тандемный высоковольтный ускоритель; 4) высокоэнергетический
масс-спектрометр; 5) контролирующая компьютерная система
для сбора данных.Первый высоковольтный распыляющий источник ионов с
полусферическим ионизатором и системой для доставки паров40
Рис. 1.14. Тандемный масс-спектрометр для измерений возраста сверхмалых ко¬
личеств углерода методом ускорительной масс-спектрометрии, т. е. AMS (accele¬
rator mass-spectrometry)цезия (см. рис. 1.15) производит пучки отрицательных ионов
мощностью около 36 кэВ (килоэлектрон-вольт) из образцов гра¬
фита, полученного из анализируемого образца. В этом источни¬
ке, контролируемом компьютером, может быть помещено и ис¬
следовано 60 образцов (предварительно подготовленные и очи¬
щенные образцы, превращенные в графит, помещают в контей¬
неры размером со среднюю таблетку), укрепленных на 100-мил¬
лиметровых дисках, при этом длительность цикла загрузки и
выгрузки этих дисков составляет менее 40 с.Чтобы минимизировать взаимное загрязнение образцов, в
дисках, несущих образцы, установлены очищающие ловушки.
Для исключения существенного фракционирования и измене¬
ния интенсивности ионизации из-за расщепления пучка ионов
цезия загружаемый образец движется перпендикулярно направ¬
лению пучка ионов в течение всего анализа. Исходящий из ис¬
точника пучок ионов фокусируется линзами и подвергается воз¬
действию небольшого постоянного магнита, расположенного
чаще всего под углом 90°, после чего ионы |2С проходят для ос¬
лабления потока через фарадеевскую воронку. Далее пучок
ионов через систему магнитов направляется непосредственно в
терминал ускорителя. Первая пара магнитов разделяет изотопы
углерода с массами 12, 13, 14, отклоняя потоки каждого изотопа
симметрично на 20 мм. Модулятор уменьшает загрузку пучка41
13Рис. 1.15. Схема ускорительного масс-спектрометра (ни примере модели 4I30-AMS,
eo.LiaiidcKou фирмы High Voltage Engineering Europa B.V.): 1 — диск-селектор с ячей¬
ками для 60 образцов; 2 — первый ионный источник; 3 — изолятор; 4 — фоку¬
сирующая линза; 5 — воронка Фарадея; 6 — первый магнит; 7 — электростати¬
ческая линза; 8 — второй магнит; 9 — определяющее задающее окно (диа¬
фрагма); 10 — третий магнит; 11 — вертикальная фокусировка; 12 — электромаг¬
нитный переключатель каналов; 13 — эталонирующий (независимый) второй
ионный источник; 14 — фокусирующий элемент; 15 — 2,5 MV (2,5-миллион-во-
льтный) — терминал; 16 — ионный обдирающий канал; 17 — фокусирующий че¬
тырехполюсник; 18 — механизм управления пучка; 19 — магнит, разделяющий
пучок ионов углерода на отдельные пучки с массами 12, 13 и 14 атомных еди¬
ниц; 20 — чашки (цилиндр Фарадея) — емкость дчя частиц углерода |:С; 21 —
емкость для частиц углерода '-'С; 22 — автоматически отводящие щели; 23 — ус¬
тройство для ослабления электростатики (дефлектор); 24 — анализатор ионов уг¬
лерода с массой 14; 25 — детектор частиц углерода |4С; 26 — компьютерная
система для контроля и анализа датировок|2С для ускорителя и масс-спектрометра, что необходимо делать,
так как этот стабильный изотоп углерода почти в 100 раз превы¬
шает по массе остальные. Вторая пара магнитов соединяет от¬
дельные пучки в единый пучок для одновременного ввода в тан-
детрон, где в ускорителе единично заряженные отрицательные
ионы фокусируются, ускоряются и направляются к терминалу
под напряжением +2,5 мэВ (миллион-вольт). После среднего
значения положительного заряда +3, путем столкновения с ато¬
мами аргона в ионном обдирающем канале достигается базовый
уровень энергии 10 мэВ.Заключительная часть анализа производится при помощи вы¬
сокоточного ахроматического масс-спектрометра, в состав которо-42
ro входят 110- и 90-градусный магниты и 33-градусный электро¬
статический детектор. Первый магнит разделяет три изотопа угле¬
рода. Пучки |2С и 13С измеряются раздельно в фарадеевских
чашках, расположенных на поверхности дважды фокусирован¬
ного 110-градусного магнита. Типичные значения тока, полу¬
ченные из образца, составляют от 300 до 800 нА. Изотопы 14С
проходят дополнительную обработку и определяются в напол¬
ненной изобутаном камере, изолированной от вакуумной систе¬
мы. Этот детектор обеспечивает финальный сигнал. При дати¬
ровании все нежелательные сигналы удаляются из спектра.Полный контроль выполняет компьютерная система со стек¬
ловолоконной оптикой. Разрешение и стабильность контроля
больше, чем 10“3. Каждое действие производится под контролем
двух персональных компьютеров: первый следит за источником,
а второй — за всей системой в целом и за сбором данных. Уста¬
новка может работать круглосуточно, обеспечивая (даже с уче¬
том перерывов, необходимых для чистки и профилактики при¬
бора) производительность до 2000—3000 образцов в год.1.5.3.	Образцы, используемые для датирования, их объём, под¬
готовка к анализу, возрастные пределы датирования. Материал да¬
тирования выбирается особенно тщательно, так как многие угле¬
родсодержащие объекты могут быть загрязнены более молодым
радиоуглеродом уже после захоронения в результате обменных
реакций.Опыт показывает, что из пригодных для радиоуглеродных
определений материалов, встречающихся в мерзлых толщах,
наибольшую надежность, точность и воспроизводимость имеют
ткани и малоразрушенные кости животных и слаборазложивша-
яся древесина. Также надежны скопления свежих веточек и кор¬
ней в бывших запрудах или в норках животных, угольки, обра¬
зовавшиеся в результате лесных или тундровых пожаров. Очень
точные даты можно получить и датируя автохтонный слабоми¬
нерализованный торф.Датирование многих материалов требует более критического
подхода. Это отдельные кости животных, даже свежего облика,
которые могли быть переотложены, древесина со следами ока¬
тывания, минерализованный торф, скопления разнородного дет¬
рита, органогенные илы и карбонатные конкреции. Невысокая
надежность датирования по этим материалам вызывается воз¬
можным неоднократным их переотложением, а также омоложе¬
нием при длительном контакте с насыщенными современным
радиоуглеродом растворами или водой.Есть группа материалов, которые следует использовать толь¬
ко в самом крайнем случае, когда ничего иного в разрезе найти
не удается. По ним точных дат получить не удается, и можно43
говорить лишь о возрастном пределе: не старше..., или не моло¬
же... Это сильно разложившаяся древесина, раковины моллюс¬
ков, окатанные кости, сильно рассеянный детрит и даже отдель¬
ные почвенные горизонты, хотя при хорошей выраженности
слоёв их вполне можно использовать для возрастных привязок.Очень полезно проводить серийное опробование разрезов по
вертикали и дублирование дат из одного возрастного горизонта
образцами из разных материалов: древесины и торфа, костей и
веточек и т. д. Такое дублирование нередко дает совпадающие
даты, а серии таких совпадений можно считать надежной осно¬
вой для создания стратотипических опорных разрезов.Вес требуемых для анализа образцов варьирует от их возраста и
материала, а также связан с требуемой точностью датирования.
Чем моложе образец, тем меньше он может быть, поскольку ак¬
тивность его выше. В целом можно рекомендовать (при тради¬
ционном радиоуглеродном датировании) такие навески: древес¬
ный уголь (неизмельченный), зерна, семена 50—100 г, древесина,
свежие кости или ткани животных — не меньше 0,3—0,5 кг, мерз¬
лый автохтонный торф 0,5—1,0 кг, рассеянный детрит 3—7 кг.Не стоит экономить время на поиски лучшего материала для
датирования — впоследствии это компенсируется уверенностью
в точности даты. В случае сильного загрязнения образца мине¬
ральными частицами следует промыть его в полевых условиях с
помощью сита в большом количестве воды; лучше всего исполь¬
зовать воду изо льда (ледникового, жильного или пластового),
синхронного образцу органики. Отмытый образец обязательно
надо хорошо высушить в марле или в нейлоновом чулке. С со¬
блюдением мер предосторожности следует подсушивать любые
образцы, извлеченные из мерзлой или моренной толщи, по¬
скольку при оттаивании активизируется деятельность бактерий
на их поверхности, что может привести к искажению радиоугле¬
родного возраста.Лабораторная обработка образца начинается с механического
удаления из него всех подозрительных примесей: менее разло¬
жившихся, чем основная масса веточек и стебельков, сильнее
разрушенных фрагментов древесины или костей и т. п. Для хи¬
мического удаления карбонатных примесей образцы обрабаты¬
ваются 2—5%-ной соляной кислотой, чаще всего кипящей, а для
экстракции гуминовых кислот — 2—3%-ным раствором щелочи.
Оставшийся образец или иногда последнюю щелочную вытяжку
(когда, например, после кипячения в щелочи образец почти
весь перешел в щелочную вытяжку) сушат и в дальнейшем сжи¬
гают в кислороде, синтезируя углекислый газ или бензол. Измеряя
количество импульсов полученного бензола образца (1об) и парал¬
лельно активность стандарта (наиболее широко используется ща-44
вепевая кислота Национального бюро стандартов США — 1ст) и
фона (1ф)> возраст образца (t) определяют по формуле:No _ N*t - Т In Т° "Фt_W »ГГЖ’	о-1')ТФгде т0, Тф и т, — время измерений эталона — стандарта, фона и
образца. Затем определяется погрешность метода, и результат
представляется в виде t ± A t лет.Есть ряд допущений, которые заставляют говорить о радиоуг¬
леродном, а не об абсолютном (календарном) возрасте образца.
Это прежде всего постулат о постоянстве изотопного состава
углерода в атмосфере на протяжении нескольких последних де¬
сятков тысяч лет, хотя в действительности он несколько коле¬
бался. Предположение о полном выходе образца из обменных
реакций после захоронения для мерзлых образцов во многом
справедливо, но даже при их кратковременном оттаивании об¬
мен мог возобновляться, а для карбонатов в результате пере¬
кристаллизации он неизбежен. Эти обстоятельства не мешают
говорить о том, что радиоуглеродное датирование — мощней¬
ший инструмент для получения знаний о точном возрасте чет¬
вертичных толщ.Вместе с тем радиоуглеродный метод имеет возрастные пре¬
делы точности, да и вообще применимости. По целой совокуп¬
ности признаков таким возрастным пределом для многолетне¬
мерзлых пород служит период в 35—38 тыс. лет. Даты, получен¬
ные в этом диапазоне, как правило, достоверны, а более древ¬
ние ориентировочны; уж очень сильно ослабевает активность
радиоуглерода — более чем в 100 раз и, как следствие, возраста¬
ет влияние загрязнений, активности фона и других трудно учи¬
тываемых факторов. Хотя физический предел возможности ме¬
тода — 60—80 тыс. лет, а с применением масс-спектрометрии и
приемов изотопного обогащения он увеличился до 100 тыс. лет.
Однако это требует особой очистки образцов и весьма тщатель¬
ного подбора материала для датирования.Материалы, полученные по ряду опорных разрезов криолито-
зоны, позволяют оценить достоверность радиоуглеродных дати¬
ровок по органическому материалу разного состава, сопоставлять
и ранжировать ряды получаемых дат по торфу, по рассеянной
Растительной органике, по древесине и датировки по костям.
Рассмотрим некоторые из них.Датирование по торфу. Одним из лучших материалов для да¬
тирования сингенетических отложений с мощными повторно¬45
жильными льдами служит автохтонный торф. По нему получа-
ются наиболее достоверные безинверсионные серии дат, напри-
мер по голоценовым торфяникам с сингенетическими жилами.
Разрезов же мощных сплошных позднеплейстоценовых сингене¬
тических торфяников с ледяными жилами пока не встречено.
Очень редко можно увидеть отдельные мощные горизонты ав¬
тохтонного торфа, переслаиваемые минеральными отложениями
в позднеплейстоценовых разрезах.Один из самых мощных горизонтов автохтонного позднеплей¬
стоценового торфа встречен в Куларском разрезе на севере Яку-|
тии — это линзы чистого почти полностью автохтонного торфа
толщиной 1,5—2 м. В торфе встречаются скопления веточек кус¬
тарников, разложившихся корешков, стеблей трав и мхов (что
указывает на автохтонность торфа и накопление его в условиях
болота), а также кости лошади, мамонта, зубра и бизона. Всю
позднеплейстоценовую (более 20—25 м) Куларскую толщу,
включая подстилающий ее золотоносный элювий, пронизывают
мощные и широкие (до 3 м в ширину) сингенетические жилы. 'В отложениях, фациально замещающих торф по горизонтали,
обнаружены кости in situ, которые датированы 37,7; 38,7; 40,5 тыс.
лет, т. е. они переотложены. Также переотложенными оказались
и скопления веточек и древесина; они датированы 41,1; 42,4 и
более 43,7 тыс. лет. Совсем другими оказались даты по торфу:
на глубине 11,5 м — 35700± 1500 лет (ГИН-4979), а на глубине11,2 м — 33300±1100 лет (ГИН-4987). Этот торф и по внешнему
виду (он очень чистый, практически без примесей минерально¬
го материала) и по датировкам явно автохтонный, т. е. форми¬
ровался на месте из мха, злаков и осок, произраставших здесь
же. Датировки по такому торфу можно считать достоверными.Других таких мощных горизонтов позднеплейстоценового
торфа очень немного. Горизонты автохтонного торфа мощ¬
ностью более 1 м встречены в нижней части разреза Дуванного
Яра, где получена 14С датировка 36900±500 лет (МГУ-469); об¬
нажении Молотковский камень, где получены |4С датировки в
верхнем горизонте торфа: 24550±260 лет (МАГ-160), 265001500
лет (МАГ-153) и 28100± 1000 лет (ГИН-2396), а в нижнем гори¬
зонте торфа — древнее 42800±400 лет (ГИН-143).Датирование по рассеянной растительной органике. Благодаря
хорошей сохранности дисперсный органический материал часто
встречается и многократно переотлагается в вечномерзлых отло¬
жениях. Многолетнемерзлые осадки могут быть насыщены ал-
лохтонной органикой настолько, что можно получить безинвер¬
сионные ряды дат. В тех случаях, когда осадки сформировались
во флювиальных (водных) условиях, дисперсный органический
46
материал обычно бывает единственным объектом для радиоугле¬
родного датирования.Л.Д. Сулержицкий (1982), изучавший радиоуглеродный воз¬
раст аллохтонной органики на пляже оз. Таймыр (центральная
часть п-ова Таймыр), показал, что разница возраста свеженамы-
той озерными водами органики может достигать 10 и более ты¬
сяч лет. Так, образец, взятый непосредственно из-под обнаже¬
ния на мысе Саблера, датирован 13600±400 лет (ГИН-1529).
Здесь же неподалеку на побережье оз. Таймыр на поверхности
сравнительно плоского низкого мыса Фуса свеженамытый рас¬
сеянный детрит датирован в 2860± 150 лет, а с пляжа залива,
разделяющего мысы Фуса и Саблера, по скоплениям детрита в
маленьких заводях получена дата 7400160 лет (ГИН-1287).В радиоуглеродной лаборатории ГИН выполнено сравнение
результатов датирования по разным материалам и по разным
щелочным вытяжкам из одного и того же образца: так, образец
растительного детрита с глубины 9 м обнажения высотой 22 м на
р. Нему-Дика-Тарида (Таймыр) из основания слоя песка с про¬
слоями торфа и детрита датирован 290001300 лет (ГИН-3479), а
по второй щелочной вытяжке из этого же образца получена да¬
тировка 325001400 лет (ГИН-3479г11). На юго-восточном берегуоз.	Баянай (Таймыр) с глубины 3 м из обнажения высотой 17 м
по первой щелочной вытяжке из рассеянных детритов получена
дата 297001300 лет (ГИН-3475г1), а по второй щелочной вытяж¬
ке - 233001400 лет (ГИН-3475г11).Поиск кондиционного материала датирования особенно ва¬
жен в толщах, где превалируют отложения, накапливавшиеся в
субаквальной среде. Так, на берегу протоки Аччагый-Аллаиха на
30 км выше ее впадения в р. Индигирку (север Якутии) в толще
ледового комплекса Т.Н. Каплина отобрала серию из образцов
торфа, древесины и т. д. При этом были получены возрастные
инверсии: два соседних образца на высоте 19 м над урезом реки
дали существенно различающиеся даты — древесина из псевдо¬
морфозы над ледяной жилой — 50 70011500 лет (ГИН-1682), а
прослой торфа рядом 3490011000 лет (ГИН-1685).Торф с древесиной на 4 м выше датирован в 4490011000 лет
(ГиН-1684), а на 6 м ниже - в 41400+800 лет (ГИН-1686). Вви¬
ду таких существенных разночтений эти даты не дают точного
возраста толщи, а вот семена трав из кладовой грызуна на высо-
ге 38 м над урезом, датированные 2980011800 лет (ГИН-1683),
безусловно, автохтонны и дают возможность, по крайней мере,
определить время завершения формирования комплекса.Возраст дисперсного органического материала в мерзлых от¬
ложениях может варьировать как по горизонтали, так и по вер¬47
тикали. Интерпретация этих данных трудна и требует сбора
многих образцов и отбраковки заведомо удревленных дат.Датирование по древесине — одни из самых проблемных в
сингенетических многолетнемерзлых породах. Дело в том, что
большая часть синкриогенных пород (особенно с мощными
жильными льдами) в позднем плейстоцене скорее всего форми!
ровалась в тундровых условиях. Поэтому древесные остатки в
этих районах, как правило, перенесены реками с юга, либо пе!
реотложены из более древних отложений. Если в первом случае
они синхронны времени формирования ледяных жил, то во вто¬
ром — почти всегда более древние.Поэтому по единичным находкам древесины в тундре дати-'
рование некорректно. Несколько иначе обстоит дело в тех слу¬
чаях, когда жилы формировались в позднем плейстоцене или
голоцене в лесотундровой или лесной зонах. Это, например,
районы Центральной Якутии, Забайкалья, Магаданской области
и др. Здесь древесные остатки чаще автохтонны. Однако неред¬
ко и здесь можно столкнуться с ситуацией, когда большая часть
древесных остатков в толщах субаквального типа (например, в
озерных отложениях) переотложена.Именно к таким разрезам относятся, озерные лёссовидные
отложения, вскрываемые в верхней части разреза Мамонтовой
Горы на Алдане в Центральной Якутии. Здесь по остаткам ока¬
танных стволов и веток в лёссовидной толще с мощными ледя¬
ными жилами (согласно нашему датированию по изотопно-кис¬
лородным данным и по автохтонному торфу, непосредственно
примыкающему к поверхности ледяных жил, они относятся к
голоценовому оптимуму, т. е. 9—4,5 тыс.лет назад) получено
множество датировок в интервале 40—35 тыс. лет.Датирование по костям животных отличают две важные осо¬
бенности. С одной стороны, этот материал дает очень хорошее
воспроизведение дат (разумеется, только при тщательной пред¬
варительной обработке и избавлении от контаминаций — за¬
грязнений в костном материале). Так, одновременно и аноним¬
но проводившееся Ю.К. Васильчуком и др. (2000 в) датирование
костей методом AMS-датирования и стандартным радиоуглерод¬
ным методом дали близкие результаты (табл. 1.1).Совпадение этих четырех датировок, включающих и криоли-
тозону и места с отсутствием многолетнемерзлых пород, с одной
стороны, и разный возраст отложений, с другой, весьма показа¬
тельно. Оно говорит о том, что ныне существует надежная мето¬
дика лабораторной подготовки костного материала (главным об¬
разом благодаря усилиям Л.Д. Сулержицкого) и уверенный спо¬
соб его радиоуглеродного датирования.48
Таблица /. /Сравнение радиоуглеродных датировок по костям мамонтов,
выполненных методом AMS-датирования в Аризонском университете
и стандартным радиоуглеродным методом в Геологическом институте РАН(по Vasil’chuk et a!., 1999b)Местоположение отбора костейAMS-дата, лет
и лабораторный номерСтандартная дата, лет
и лабораторный номерНизовья р. Яны, разрез Мус-Хая35400+2000(АА-27373)34600+470
(ГИН-8711)Река Мальта, бассейн р. Ангара14940+170(АА-27374)14720± 130
(ГИН-8476)Палеолитическая стоянка
Костенки, 40 км от г. Воронежа231201460(АА-27375)238001150(ГИН-7992)Остров Шокальского13600+160(АА-27376)13650+170
(ГИ Н-8427)Весьма близкие результаты были получены при датировках
костей разной сохранности в радиоуглеродных лабораториях
Москвы, Санкт-Петербурга и Новосибирска (табл. 1.2).Вторая особенность датирования связана с переотложением
костных остатков. Уже в момент гибели животного скелет не¬
редко растаскивается хищниками, а иногда и сородичами. Даже
в том случае, когда животное затонуло (например, в болоте), и
труп быстро замерз, впоследствии он может быть вскрыт при
денудации или подмыве отложений в результате снижения бази¬
са эрозии. В этом случае почти неизбежно кости растаскиваются
хищниками и переносятся на значительные расстояния, причем
нередко на более возвышенные, сухие участки прилегающих
территорий. Вследствие эрозии реками или волновой деятельно¬
сти озер, морей и т. д. скелеты расчленяются, кости размывают¬
ся и переносятся на гипсометрически более низкие уровни.
Даже целые сохранившиеся туши животных могут переноситься
в результате оползней и при этом сохранять свое мерзлое состо¬
яние, как это произошло с Магаданским мамонтенком Димой,
который сам датирован около 40 тыс. лет, а вмещающие его от¬
ложения на 30 тыс. лет моложе.Мы полагаем, что перенос костей после гибели животного —
это более закономерный процесс, чем их захоронение in situ
вплоть до настоящего времени. Даже сама находка отдельных
костей в толще уже указывает на переотложение (естественнее
Для костей быть “в сборе”, т. е. в целом скелете). Различия в датах
по костям, обнаруженным в одном и том же горизонте, указы¬
вают на их аллохтонность, а существенно более молодые датиров-49
Таблица 1.2Радиоуглеродные датировки по мамонтовым костям разной степени
сохранности из различных регионов криолитозоны России,по данным Л.Д. Сулержицкого (1998) и материалам из
(Vartanyan et а!., 1995)14С — дата, лет
и лабораторный номерМатериал и степень
его сохранностиМестоположение
находок костейМатериал разной степени сохранности, датированный в той же лаборатории31800±500 (ГИН-3240)Кость чистая
неразложившаясяРека Северная
на Таймыре30500+400 (ГИН-3240)Кость разложившаяся- " -38500+500 (ГИН-3136)Кость чистая
неразложившаясяРека Бодербо-Тарида
на Таймыре37500+400 (ГИН-3136)Кость разложившаяся	46100± 1200 (ГИН-3073)Кость чистая
неразложи вшаясяОзеро Таймыр43000± 1000 (ГИН-3073)Кость разложившаяся	21200+400 (ГИН-2224)Кожа неразложившаясяРека Пахтча на Камчатке213001400 (ГИН-2224)Кожа разложившаяся	21300+600 (ГИН-2224)Зуб чистый
неразложившийся	Различный костный материал разной степени сохранности,
датированный в разных лабораториях9600+300 (ВСЕГИНГЕО)Мягкие тканиРека Юрибей на Гыдан-
ском полуострове9730+100 (МГУ-763)Содержимое желудка	10000±70 (ЛУ-1153)Содержимое желудка	12530+60 (COAH-2203)КостьРека Аччагый-Аллаиха,
север Якутии12570180 (МАГ-826)Кость	403501880 (ЛУ-595)Содержимое желудкаРека Шандрин на севере
Якутии4175011290 (ЛУ-505)Мягкие ткани6260150 (ЛУ-2799)ЗубОстров Врангеля6360160 (АА-11529)Зуб_ _6760+50 (ЛУ-2736)БивеньОстров Врангеля6750+30 (ГИН-6990)Бивень_ _7250160 (ЛУ-2809)ЗубОстров Врангеля7295195 (АА-11530)Зуб	50
ки по органике другого состава заставляет думать, что кости пе-отложены, и хотя сами даты по ним валидны, они лишь фик-
сирУюТ вРемя жизни и гибели животного, но для датирования в
этих случаях их следует использовать лишь как предельные.Значительная примесь аллохтонного материала в сингенети¬
ческих многолетнемерзлых толщах, формирование которых свя¬
зано с деятельностью воды, приводит к противоречивым рядам
радиоуглеродных дат, по которым корректные возрастные при¬
вязки невозможны. Это требует повторного изучения тех же
толщ, а иногда и многократной повторности исследований. На¬
глядными примерами служат исследования в Фокс Пермафросг
Туннель (Северная Америка) и Дуванном Яре (Северная Азия),
по которым в разные годы получены слабо коррелирующие
между собой ряды датировок по 14С, общее число которых по
каждому из этих разрезов превышает 60. Отобрано большое ко¬
личество образцов, выполнены детальные анализы разнообраз¬
ных видов, а достоверной возрастной привязки пока получить
не удалось. Реальным результатом этих работ стала ожесточен¬
ная дискуссия по оценке возраста толщ, отличающегося у ряда
исследователей на порядок (для нижней части толщи Дуванного
Яра от 400 до 40 тыс. лет назад).Признание приемлемыми только датировок по качественному
материалу — по прослоям автохтонного торфа, по скоплением
веточек, сена и семян в норках животных, а также понимание
возможности переотложения отдельных даже хорошо сохранив¬
шихся костей животных, растительных детритов и древесины
позволяет объективно оценить совокупность радиоуглеродных
дат без дополнительных дорогостоящих полевых и лабораторных
исследований. Это, по сути дела, и служит основным методи¬
ческим приемом предлагаемой стратегии радиоуглеродного да¬
тирования. Однако по-прежнему необходимы методические ра¬
боты на некоторых разрезах сингенетических мерзлых толщ, где
в разных по генезису толщах из одних и тех же горизонтов сле¬
дует отобрать органику разных типов и провести ее датирование
по |4С.Процесс радиоуглеродного датирования подземных льдов и
многолетнемерзлых толщ — это не тривиальный статистический
набор дат. Он требует специальной стратегии датирования, т. е.
Решения четырех взаимосвязанных задач: а) изучения массива
имеющихся датировок органики в мерзлых породах в пределах
современной криолитозоны и их систематизации; б) создания
методики верификации радиоуглеродных датировок в пределах
имеющегося массива и оценки возможностей определения сте¬
пени достоверности радиоуглеродных дат; в) определения хро¬51
нологической репрезентативности органики разных типов для
получения радиоуглеродного возраста отложений; г) построения
региональных и глобальных диаграмм распределения стабиль¬
ных изотопов в подземных льдах и их возрастной привязки.Мы еще рассмотрим эти аспекты на разных конкретных раз¬
резах, здесь же подчеркнем, что радиоуглеродное датирование —
это современный и мощный инструмент привязки данных к ре¬
альной шкале времени. Однако он требует большой осторож¬
ности и тщательной работы на всех стадиях: отбора образцов, их
полевой и лабораторной очистки, непосредственных измерений
и при интерпретации полученных датировок.Значительно сложнее датирование радиоуглеродным методом
наземных ледников, так как в них практически не содержится
органического материала. Материалом для датирования здесь
служит углекислый газ, содержащийся в пузырьках защемленно¬
го во льду воздуха. Его концентрация хотя и очень мала, но все
же достаточна для измерений. Впервые возможность радиоугле¬
родного датирования молодого айсбергового льда Гренландии
была продемонстрирована В. Дансгором в середине 50-х годов.
Затем в конце 60-х годов X. Эшгер с коллегами (Oeschger et al.j
1967) выполнил радиоуглеродные измерения возраста поверх¬
ностного льда в Гренландии. Для датирования потребовалось
создание специальной системы отбора проб из скважин и таяния
большого количества льда, из которого извлекался С02, служив¬
ший счетным материалом. Таким образом, было получено семь
радиоуглеродных датировок в интервале от 4,4 до 6,0 тыс. лет.Один из основных путей повышения достоверности датиро¬
вания подземного или наземного льда видится в применении
ускорительной тандемной масс-спектрометрии. Наиболее реаль¬
ный материал для получения абсолютных возрастных датировок
таков:1)	микровключения растительного и животного происхождения,!
встречающиеся в повторно-жильных (органические включе¬
ния только очень малых размеров могут попадать в жилы по
трещинам и быть, таким образом, синхронными льду жил)
или иных подземных льдах (например, крылышки жуков, ди-1
атомовые водоросли и т. п.);2)	радиоуглерод из углекислого газа и метана, полученного не¬
посредственно изо льда. Концентрация метана, например в
повторно-жильных льдах, достаточно высока для получения
необходимого количества |4С и, как показали первые резуль¬
таты исследований в Институте низких температур в Саппо- j
ро на примере северо-якутских жил, датировки по радиоугле- j52
роду метана вполне могут применяться, хотя -здесь нужна из¬
вестная доля осторожности;3)	пыльца и споры, извлеченные непосредственно изо льдов
разных типов (их концентрация в наземных и подземных
льдах очень мала, но все же может быть достаточной для ис¬
следований. Датирование пыльцы из отложений уже апроби¬
ровано и дало хорошие результаты, причем получены и позд¬
неплейстоценовые датировки (Zhou et al., 1997).Больших успехов добился американский исследователь
А Вильсон (Wilson, 1998), который датировал по радиоуглероду
из углекислого газа позднеплейстоценовые подземные льды се¬
вера Канады.Важные результаты получены методом радиоуглеродного
AMS-датирования микровключений органики непосредственно
из позднеплейстоценовых сингенетических повторно-жильных
льдов Сеяхинского разреза на Ямале (табл. 1.3). Здесь были ото¬
браны большие образцы — весом до 60—100 кг льда. После от¬
таивания они отстаивались около двух суток, затем почти вся
вода была удалена, а суспензия минерального и органического
вещества отобрана в 1-литровые контейнеры (для каждого об¬
разца 12—15 контейнеров). Три таких контейнера были достав¬
лены в Изотопный центр в Гронингене. В них с помощью тон¬
чайших сит была выделена микроорганика, а из остальной части
приготовлены щелочные вытяжки. Радиоуглерод этих органи¬
ческих образцов был подвергнут AMS-анализу.Таблица 1.3Сравнение радиоуглеродных датировок по тончайшей органике,
отобранной непосредственно изо льда сингенетических повторно-жильных льдов,
выполненных методом AMS-датирования в Гронингенском университете(по Vasil 'chuk el al., 1999a)Но¬мерПолевой номер
образцаГлубина, м
(абс. выс., +м)Вид датируемого
материалаЛабораторныйномерВозраст
органики, лет1363-YuV/271,8 (+20,2)МикроорганикаGrA-1053814550+100laЩелочная вытяжкаGrA-984719920+1302363-YuV/8712.0 (+20,2)МикроорганикаGrA-1053914720+1002aЩелочная вытяжкаGrA-984823620± 1603363-YuV/12520,6 (+1,4)МикроорганикаGrA-105362096011403aЩелочная вытяжкаGrA-1053521440114053
Эти результаты — первое прямое датирование органики из
позднеплейстоценовых повторно-жильных льдов. Эксперимент
продемонстрировал, что более точные данные получаются при
датировании микроорганики. В щелочной вытяжке больше более
древней органики, попадающей в ледяные жилы, вероятно, по
морозобойным трещинам вместе с тончайшей пылью зимой во
время сильных ветров, раздувающих снег и оголяющих грунты. 1
В настоящее время разработана детальная методика исследо.!
ваний возраста методом AMS сверхмалых образцов различного
вида. Обзор этих достижений выполнен К. Туницем с коллегами
(Tuniz et al., 1998).Таблица 1.4Период полураспада радиоактивных изотоповИзотопПериод полураспада, годыИзотопПериод полураспада, годы85Кг10,4|4С5730’н12,359Ni80 000210рь21,48|Кг210 00039Аг27026А1740 00032Si33053Мп3 700 000Среди естественных радиоактивных изотопов для измерения
возраста ледников (и пока меньше в подземных льдах) применя¬
ются также тритий 3Н, 39Аг, 85Кг, 81Кг. Периоды полураспада не¬
которых радиоактивных изотопов приведены в табл. 1.4. Ис¬
пользование этих изотопов для датирования в каждом конкрет¬
ном случае лимитируется как возрастом льда, так и необходи-1
мостью регистрировать концентрацию того или иного изотопа и
её изменения — весьма малые по своей величине. Использова¬
ние большого числа радиоизотопов в измерениях возраста под-i
земных и наземных льдов пока еще проходит стадию апробации
и требует существенного усовершенствования и техники лабора¬
торных измерений, и методики полевого отбора датируемого
материала. Подробнее эти проблемы рассмотрены в гл. 7 и 8.1.6. выводы1.	Использование стабильных и радиоактивных изотопов в
исследованиях подземных и наземных льдов началось практи¬
чески сразу же после их открытия и создания соответствующих
лабораторных методов измерений. Стабильные изотопы кисло*
рода и водорода, открытые в конце 20-х — начале 30-х годов,
были измерены в подземных льдах уже в 40-е годы, а разрабо-54
иные в конце 40-х годов методы радиоуглеродных измерений
возраста были внедрены в практику криосферных исследований
в°50-е годы.2	Вариации стабильных изотопов кислорода в объектах крио-
(Ьеры достигают 70%с, а водорода — почти 500%о, точность
масс-спектрометрических измерений по ним составляет ±0,15 и
+2%е соответственно. Наряду с длительной сохранностью изо¬
топного состава это позволяет изучать самые тонкие процессы и
условия формирования природных льдов. Содержание стабиль¬
ных изотопов кислорода и водорода в объектах криосферы зави¬
сит прежде всего от температуры испарения и конденсации ат¬
мосферных осадков, питающих льды.3.	Первоначально изотопный состав вод и льдов измеряли с
помощью масс-спектрографов, затем стали применять масс-
спектрометры, в которых разделение заряженных атомов и мо¬
лекул происходит под воздействием на движущиеся ионы элек¬
трических и магнитных полей. Высокая чувствительность масс-
спектрометров позволяет выполнять прецизионные измерения
содержания стабильных изотопов в образцах льда весом от 2 до
10 мг. Высокопроизводительные масс-спектрометры дают воз¬
можность измерять до 200—250 образцов льда за сутки.4.	Для определения абсолютного возраста природных льдов
используется радиоуглерод, период полураспада которого со¬
ставляет около 5730 лет, что позволяет измерять возраст органи¬
ческого материала во льдах или в синхронных льдам отложениях
до 50—70 тыс. лет. Для измерения радиоуглерода применяются
жидкостно-сцинтилляционные и газовые пропорциональные
счетчики, для которых требуется всего несколько граммов угле¬
рода. Среди приборов нового поколения выделяются миниатюр¬
ные счетчики, позволяющие проводить измерения в углеродных
навесках менее 10 мг.5.	За последние 20—25 лет созданы ускорительные тандемные
масс-спектрометры, позволяющие непосредственно регистриро¬
вать количество атомов радиоактивного углерода (и других ра¬
диоактивных элементов) в самых малых примесях во льду, что
позволяет датировать любые типы подземных и наземных льдов
с высокой степенью точности по пузырькам углекислого газа,
метана и по микроорганическим остаткам.#
Глава втораяПРИМЕНЕНИЕ СТАБИЛЬНЫХ И РАДИОАКТИВНЫХ
ИЗОТОПОВ ДЛЯ ИССЛЕДОВАНИЯ ВОЗРАСТА,
ГЕНЕЗИСА И УСЛОВИЙ ФОРМИРОВАНИЯ
ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОБЪЕКТОВ ЛИТОСФЕРЫВ этой главе рассматриваются методы исследований и резуль-]
таты изотопных реконструкций в некоторых четвертичных объ¬
ектах литосферы и гидросферы, которые тесно коррелируют с
подземными и наземными льдами, либо оказывают существенное
влияние на их изотопные исследования.2.1.	МОРСКИЕ КАРБОНАТЫ: МОЛЛЮСКИ,ФОРАМИНИФЕРЫ И КОРАЛЛЫКарбонатные породы составляют примерно одну шестую гло¬
бальной массы осадков, а среди них заметно преобладают извест-,
няки и доломиты, скопления карбонатных раковин и кальциты.
Карбонатные осадки в основном имеют морское происхожде¬
ние. Как правило, мелководные карбонатные осадки обогащены
магнием, а глубоководные карбонатные илы, наоборот, обеднены
им. Наиболее интересны для изучения биогенные карбонаты.Наличие СаС03 минеральной природы — главный фактор,
определяющий концентрацию изотопов в карбонатных породах.
При изучении стабильных изотопов в карбонатах чаще всего ис¬
следуют содержание изотопов кислорода (|80/|60) и углерода
(|3С/|2С), выражаемое разностью между образцом и стандартом.
В качестве стандарта для карбонатов, как уже сказано, чаше ис¬
пользуют так называемый стандарт PDB.Стандарт представляет собой газ С02, полученный обработкой
при 25°С 100%-ной кислотой Н3Р04 карбоната ростра раковин
Belemnitella атепсапа из формации Пиди мелового-нижнемаас-
трихстского возраста в Южной Каролине. Для получения местных
стандартов применяют и другие карбонаты: золенгофенский из¬
вестняк, гренвильский мрамор, а в России использовали кальцит
из месторождения Слюдянка в Забайкалье, верхнеюрский бе¬
лемнит с Северо-Востока, интрузивный карбонатит из Уганды.
Иногда для выражения изотопного состава карбонатов использу¬
ют и SMOW. Для перехода от V-SMOW (Венский стандарт океа¬
нической воды) к PDB можно использовать следующие уравне-1
ния:И ГИДРОСФЕРЫ= 1,030915180рсв + 30,91,
1970026I80V_SMOW - 29,98.(2.1)(2.2)56
фракционирование изотопов
кислорода при осаждении кар¬
бонатных пород весьма чувстви-
тельно к температуре воды, в
которой происходит их осажде¬
ние. На рис. 2.1 показаны вы¬
численные значения 5|8Оров
кальцита и доломита для интер¬
вала температур от 25 до 150°С
при условии, что значение 51S0
среды (воды, в которой проис¬
ходит формирование карбоната)
равно О%о.Из графика видно, что чем
выше температура осаждения,
тем ниже содержание тяжелых
изотопов кислорода. Главная
причина заключается в том, что
в результате формирования кар¬
бонатов (независимо от их природы — органогенные или хемо-
генные) происходит интенсивное фракционирование, приводящее
к сильному обогащению тяжелым кислородом. В процессе образо¬
вания слаборастворимого карбоната из углекислого кальция, рас¬
творенного в воде (которого значительно больше и он заметно
беднее тяжелым изотопом кислорода), происходит обмен между
этими двумя компонентами. С ростом температуры воды обмен
становится все активнее, и соответственно возрастает обеднение
тяжелыми изотопами образующихся карбонатов.Чаще всего природный процесс осаждения карбонатов равно¬
весен. Нарушение равновесия может быть связано или с очень
быстрым осаждением, или с активным биологическим фракцио¬
нированием в некоторых карбонатпродуцирующих организмах.
В диапазоне температур от 0 до 30°С сохраняется обратная зави¬
симость изотопного состава от температуры (рис. 2.2).. Т	1	1 I ' гО -2 -4 -6 -8-10-12-146180 , %оРис. 2.1. Зависимость 5|80 (в %с к
PDB) кальцита (I) и доломита (2) от
температуры воды (по Land, 1983).
Подчеркнем, что, например, при ком¬
натной температуре доломит на 3—6%о тяжелее сосуществующего с ним
кальцитаРис. 2.2. Фракционирование изотопов
кислорода между СаСО, и водой в
Диапазоне температур седиментации
от 0 до 30°С (в %о к PDB) при образо¬
вании хемогенного (1) и биогенного
(2) кальцита и арагонита (3). Отметим,
что биогенное метаболическое фрак¬
ционирование (или эффект жизнедея¬
тельности) пока не поддается точному
теоретическому обоснованию и выяв¬
ляется лишь эмпирически: у некото¬
рых водорослей и морских звезд он
может достигать — 5%о, у форами-
нифер — колеблется от 0 до —2%о
(по Anderson, Arthur, 1983)о25 10 15 20 25 30
Температура воды, °С57
Приведенные графики свидетельствуют о том, что чем отрица¬
тельнее (изотопически легче) значения 6|80 в карбонатах (в ра¬
ковинах моллюсков, фораминифер и др.), тем выше были тем¬
пературы их образования (при постоянной солености воды). Это
подтверждено данными натурных экспериментов Г.К. Юри и его
сотрудников, выращивавших известковистые раковины морских
моллюсков при известных фиксированных температурах в термо¬
статированных бассейнах.Раковины живых брахиопод и двустворок (Volsella, Haliotis,
Strombus и др.) пропиливали или просверливали с помощью зуб¬
ной фрезы, а затем их помещали в бассейны (морской аквариум
на Бермудах, морская станция Гопкинса в Калифорнии и др.).
Моллюски залечивали свои раковины, наращивая новый извест-
ковистый материал. Выполненный затем изотопный анализ это¬
го нового карбонатного материала позволил построить эмпири¬
ческую шкалу зависимости 5180 от температуры (рис. 2.3).Полученное в ходе этих экспериментов уравнение (2.3) зави¬
симости изотопного состава карбоната раковин (5|8Ок) от темпе¬
ратуры воды (t°C) впоследствии неоднократно уточнялось. Оно
сыграло важнейшую роль во всех последующих изотопных ис¬
следованиях природных объектов, содержащих карбонаты или
сложенных ими (раковин морских моллюсков, фораминифер,
сталактитов, кораллов и др.). Это уравнение демонстрирует до¬
минирующую роль температуры среды в фракционировании
стабильных изотопов кислорода при химическом осаждении или
при биологическом наращивании карбонатов (рис. 2.4).Рис. 2.3. Изотопная температурная
шкала, полученная в результате экс¬
периментального выращивания рако¬
вин моллюсков в термостатирован¬
ных бассейнах (по Эпстайну, Юри
и др., 1956). Обработка этих данных но
способу наименьших квадратов дала
следующую линейную зависимость:Г= I4,8-5,4I5IS0K. (2.3) |
Образцы карбоната кальция были об¬
работаны нагреванием. Интересно,
что коэффициент 5,41 получен после
дополнительных исследований, когда
было установлено, что непосред¬
ственно при лабораторных измерени¬
ях возникли погрешности из-за вы¬
деления изотопов кислорода из ге¬
лия, пропускавшегося над образцами
во время опыта (первично был полу¬
чен коэффициент 5,91, сильно отличавшийся и от теоретически рассчитанного и
от тщательных экспериментов Дж. МакКри с неорганическими карбонатами, хи¬
мически осажденными из воды)58
Температурные шкалы для
осаждения органогенного и хе-
могенного кальцита, получен¬
ные Дж. МакКри в 40-х годах в
искусственных условиях, сов¬
падают, и это свидетельствует
об отсутствии заметных биоло¬
гических эффектов фракцио¬
нирования у некоторых видов
морских организмов, хотя по¬
нятие равновесного образова¬
ния СаС03 для раковин живых
организмов несколько условно
из-за неодинаковой продолжи¬
тельности их жизни и различ¬
ной активности.Зависимость изотопного со¬
става карбонатов от температу¬
ры проявляется в изменении коэффициента фракционирования с
ростом температуры. Коэффициент фракционирования изотопов
для системы кальцит—вода при 25°С равен 1,0286. Следовательно,
если изотопное равновесие установилось и осаждение кальцита
происходит в равновесных условиях, осаждающийся кальцит обо¬
гащается изотопом 180 относительно воды, и когда значение 5180
равно нулю (а оно близко к нулю почти во всех океанских водах),
то значение 5|80 в кальците составит +28,6%о (по шкале SMOW).
Поскольку коэффициент фракционирования зависит от темпера¬
туры (рис. 2.5), изотопный состав кислорода в кальците, находя¬
щемся в равновесии с водой, также определяется температурой.
На изотопный состав океани¬
ческой воды не влияют изме¬
нения температуры, поскольку-16 -8 0 8 16 24
Среднемесячная температура, “СРис. 2.4. Зависимость 5lsO в среде се¬
диментации от среднемесячной темпе¬
ратуры (по Anderson, Arthur, 1983). 1 —
морские и островные станции; 2 —
континентальные станцииРис. 2.5. Температурная зависимость
Фракционирования изотопов кисло¬
рода между карбонатом кальция и во¬
дой (а), фосфатом и водой (б), крем¬
неземом и водой (в). Величина Д5180
представляет собой разность между
значениями б180 в данном минерале и
в воде, находящейся в равновесии с
ним. Температурная зависимость во
всех трех образующихся минералах
практически одинакова, хотя карбо¬
наты и фосфаты при осаждении не¬
сколько меньше обогащаются тяже¬
лым кислородом, чем кремнезем
(из Фора, 1989)Д 5 180,59
количество воды столь велико, что некоторое изъятие тяжелого
кислорода в карбонат не может оказать значимого влияния на
изменения его концентрации в воде.Температурная зависимость, установленная Г. Юри, С. Эп¬
стайном и другими (см. уравнение 2.3 в подписи к рис. 2.3),
была впоследствии уточнена X. Крейгом:t° = 16,9 - 4,2(518Ок — 518Ов) + 0,13 (618Ок - 518Ов), (2.4)где 518Ок— скорректированное значение 5180 в С02, полученное
при обработке образца карбоната 100%-ной ортофосфорной кис¬
лотой при температуре 25,2°С, относительно стандарта, б18Ов —
скорректированное значение 8|80 в С02 воды, из которой осаж¬
дался карбонат.Почти сразу же было отмечено влияние на изотопный состав
карбонатов такого важного фактора, как соленость (рис. 2.6), и
хотя соответствие солености и значений 6180 морской воды не¬
полное, вариации изотопного состава воды даже в открытом
океане при тех же температурах достигают 1,5%о.Изменения изотопного состава воды фиксируются и в карбо¬
натах. Однако в низкоширотных приэкваториальных областях, где
происходит преимущественное осаждение карбонатов, вариации
5180 воды обычно менее значительны. В высоких арктических и
антарктических частях океанов, где 6|80 вод гораздо существен¬
нее, наоборот, массового осаждения карбонатов не происходит.1,5§ 1,0
оw 0,56 000-1,033,0	34,0	35,0	36,0	37,0	38,0Соленость, %оРис. 2.6. Зависимость 5180 океанических вод от солености: I, 2 — Атланти¬
ческий океан; 3 — Тихий океан; 4 — южная часть Тихого океана; 5, 6 — Индий¬
ский океан. Воды: гл — глубинные, дон — донные, пов — поверхностные(из Риббе и др., 1987)Пов. воды экв. Атл.	о,--'''"""0Q--OD 0Пов. воды
Пов. воды Инд. 0 а	° ° ^ АТЛПов.воды Сев. Тих* д	л ••**Центр юж. Тих.ГУу^- Глуб. воды сев. Атл. океанаГлуб. воды Тихого и	ф 1ж	Индийского океанов	0 2Дон воды Атл. океана	• 3Море Узделла	в 4А 5
□ 660
ЗеленыеводорослиМелководные
моллюски и
фораминиферыКрасные
водорослиНескелетныекомпонентыМелководныеизвестнякиГлубоководныеизвестнякиЭвапоритовыедоломитыИзвестняки
и доломиты -
производные
метана5 13С, %оРис. 2.7. Распределение значений 6'80 и 5,3С в четвертичных карбонатах
(из Риббе и др., 1987)В результате взаимодействия всех факторов — изотопного
Фракционирования, солености, состава и температуры вод, а
мкже биогенного фракционирования — значения 5|80 и 513С в
карбонатных минералах и породах различны (рис. 2.7).Не во всех случаях интерпретация изотопно-кислородных оп¬
ределений в разных карбонатных объектах может быть выполне-
нл корректно. Это вызывается во многом неравновесными изо-
юпными условиями развития объектов или организмов. Так, у
известковых водорослей изотопное равновесие нарушается на¬
коплением ими фотосинтетического легкого изотопа кислорода,
и у кораллов и мелководных бентосных фораминифер — в связи
с симбиозом их с водорослями зооксантелла и т.д. Надо сказать
и о том, что, например, двустворчатые моллюски, развиваясь в
ic-чение нескольких лет, образуют раковины только в теплыйI <;рматипные
|клерактиниевые
и>раллыПресноводныеизвестняки61
период года, а большинство гастропод — круглогодично. Во
многих случаях заметные изотопные изменения в раковинах
моллюсков вызваны метаболическими процессами. Тем не менее
предпринимаются попытки палеотемпературных реконструкций
по таким организмам, что также заслуживает внимания.Рассмотрим подробнее данные по наиболее интересным кар¬
бонатам, главным образом четвертичного возраста, которые
дали самые значительные результаты для изучения эволюции
океана, гидросферы и атмосферы.2.1.1.	Морские моллюски — это тип мягкотелых беспозвоноч¬
ных животных (всего известно около 130 тыс. видов). Тело боль¬
шинства моллюсков покрыто раковиной, которая служит основ¬
ным объектом для изотопных исследований. Карбонат кальция
в раковинах моллюсков представлен в основном двумя поли¬
морфными разностями, отличающимися друг от друга кристал-1
лической структурой: арагонитом ромбической сингонии и каль-1
цитом тригональной сингонии. Арагонит чаще всего малоустой-1
чив и превращается в стабильный кальцит (подчеркнем, что
арагонит концентрирует тяжелые изотопы кислорода существен¬
нее, чем кальцит). Соотношение арагонита и кальцита в ракови¬
нах нередко связано с температурой; например, у мидий соотно¬
шение арагонита к кальциту больше при более высокой темпе¬
ратуре. Почти все моллюски, брахиоподы, серпулиды и другие
накапливают тяжелый кислород в равновесии с окружающей
средой. Экспериментально установлено, что в синхронно осаж¬
даемом хемогенном кальците отмечаются такие же значения
5|80, как и в раковинах моллюсков. Равновесное содержание IS0
устанавливается уже на ранней стадии формирования карбонатов
в раковине. На этой стадии формирующиеся призмы и волокна
карбонатов не так плотно “запакованы” в органическую матрицу,
как на более поздних стадиях. Поэтому внутренние и внешние
слои одной и той же раковины могут содержать различное ко¬
личество |80.В морских моллюсках содержание тяжелого кислорода замет¬
но выше, чем в воде, в которой они обитают. Повышение тем¬
пературы воды ведет к снижению значений 5180 благодаря более
активному изотопному обмену. Иллюстрацией зависимости изо¬
топного состава раковин моллюсков от температуры служат се¬
зонные колебания значений б180, отмечавшиеся С. Эпстайном,
X. Лоуенштамом и др. Такие же колебания были отмечены в ра¬
ковинах, образовавшихся в заливе Петра Великого в Японском
море (табл. 2.1). Было замечено, что широкие кольца раковины,
формировавшиеся при более высоких температурах, соответ¬
ствуют наиболее низким (как правило, отрицательным) значе¬
ниям 5|80 (от —2,0 до —2,4%о); как правило, они образовыва¬62
лись при температурах около 23—25°С, а более узкие кольца со
значениями б|80 до +1,98%о образовывались при значительно
более низких температурах около 6°С.Таблица 2.1Определения сезонных колебаний 5180 (%с к PDB) и реконструированные
по ним температуры (t“C) в кальците внешнего слоя раковины гребешка Chlamys
Swiftopecten swifti (Bernardi) в заливе Петра Великого в Японском море(по данным Жирмунского и др., 1967)№6,80t"C№8'*0t'C№sl80t”C№8'*0t'C1-1,04+ 19,17+0,90+ 10,613+ 1,80+6,619-1,08+ 19,223+ 15,08+0,80+ 18,014-0,73+ 17,720-2,00+23,3-1.70+21,99-2,00+23,315-2,40+25,021+0,26+ 13,340,00+ 14,510-0,91+ 18,516+0,61+ 11,822+ 1,75+6,85+0,10+ 14,111+0,54+ 12,117+ 1,49+8,023+ 1,98+5,86+0,39+ 12,812+0,49+ 12,418+0,86+ 10,724+0,33+ 13,1Говоря об исследованиях изотопного состава реликтовых ра¬
ковин моллюсков, надо вспомнить работы Г.К. Юри с сотрудни¬
ками, исследовавших значения б|80 (от -0,5 до —1,4%с к PDB) в
юрском белемните (диаметром примерно 2,5 см) с о. Скай. Они
определили довольно высокие значения температур времени
жизни этого белемнита — 15,1—20,3°С. Тогда же они определи¬
ли температуры по брахиоподам, устрицам и белемнитам для
позднего мела Англии, составившие 15,0—23,8°С.Интересны материалы определений содержания изотопов кис¬
лорода, датированных по 14С двустворчатых раковин, собранных
на побережье Туниса (Richards, Vita-Finzi, 1982). Наиболее тяже¬
лый изотопно-кислородный состав (—1,17%о к PDB), свидетель¬
ствующий о прохладной водной среде, обнаружен в раковинах
возрастом 28950±280 лет (ВЕТА-2615); более легкие значения
8180, равные -2,67 и —2,51%о, оказались у раковин, датирован¬
ных соответственно 351401190 лет (ВЕТА-2653) и 25360+270 лет
(ВЕТА-2654). Эти материалы демонстрируют, что наиболее хо¬
лодный климат здесь был 27—30 тыс. лет назад.Палеотемпературные исследования с высокой степенью раз¬
решения проведены по хорошо сохранившимся раковинам мол¬
люска Strombus bibonius в классических средиземноморских раз¬
резах на о. Майорка и в Тунисе из обнажения позднеплейстоце¬
новой террасы (Bard et al., 1994). Для получения временных се¬
рий изотопный состав раковин анализировали по спирали роста
с тем, чтобы проследить изменения температур в разные месяцы
жизни моллюсков. Была получена иллюстрация проявления го¬
довой сезонности в изотопном составе (рис. 2.8): в течение ко-63
-2Время, месяцыРис. 2.8. Распределение 6|80 в сезонных слоях карбонатной раковины моллюска
Strombus bibonius из классического обнажения средиземноморской позднеплей¬
стоценовой террасы (Тунис, Монастыр). Показано изменение 5lsO за 36 меся¬
цев, овалами выделены длительные теплые летние месяцы, в течение которых
формировались слои гастропод с наиболее отрицательными значениями 6180(Bard et. al., 1994)роткого холодного сезона образовывались тонкие прослои с
изотопными значениями около 1 %с, а в длительные теплые пе¬
риоды формировались широкие прослои со значениями 6|80
ниже —1,5 %о.Несмотря на все это, временную привязку изотопных данных
по карбонатным раковинам моллюсков получить весьма сложно.
Особенно не эффективно радиоуглеродное датирование раковин
в многолетнемерзлых толщах, что связано с превращением (пе¬
рекристаллизацией) арагонита в кальцит и с загрязнением кар¬
бонатных образцов растворенными карбонатами и бикарбоната¬
ми грунтовых вод. Радиоуглеродные измерения внутреннего и
внешнего слоев раковин в четвертичных отложениях показали
различия в 4 и более тыс. лет. Во внешнем слое, как правило,
датировки более молодые из-за большего обмена с молодыми
карбонатами из грунтовых вод. Но и во внутренних слоях даже
толстостенных морских раковин возраст оказывается резко за¬
ниженным. На это указывают уран-ториевые датировки тех же
образцов — они могут достигать 90—115 тыс. лет в образцах, да¬
тированных по 14С в 32—47 тыс. лет (Арсланов, 1987), хотя в
ряде случаев отмечались и достаточно хорошие совпадения этих
двух видов датирования.Л.Д. Сулержицкий пытался датировать в морских многолетне¬
мерзлых отложениях Таймыра раковины, образовывавшие сло¬
истые скопления в прижизненном положении. Но все попытки
датирования давали одни и те же даты — от 24 до 38 тыс. лет в
разных слоях и в разных фракциях, что, по его мнению, одно¬
значно свидетельствует об омоложении всех дат, величину кото-64
рого невозможно определить (Сулержицкий, 1982). Возможно,
успехи в датировании раковин моллюсков можно ожидать от ге¬
лиевого (позволяющего датировать даже очень древние образцы —
до 1 млн. лет) и иониевого методов (дающего неплохие даты до
200 тыс. лет).2.1.2.	Фораминиферы — это чаще всего морские моллюски из
отряда простейших класса корненожек. Их тело размером от 0,1
до 1 мм (очень редко встречаются фораминиферы больших раз¬
меров) заключено в известковистую (карбонатную) или песча¬
ную раковину. Известно более 1000 современных видов форами-
иифер (реликтовых ископаемых видов более 30 тыс.). Выделя¬
ются планктонные, т. е. обитающие в толще воды и не способ¬
ные противостоять морским течениям, и бентосные, обитающие
на дне и грунте дна морей. В середине 50-х годов Ч. Эмилиани
мосле окончания аспирантуры в г. Болонье приехал на стажи¬
ровку в США. Он предполагал проработать в Чикаго лишь один
год, но познакомился с группой молодых исследователей, рабо-
Iавших под руководством Г.К. Юри над решением фундамен-
кшьных палеогеографических и геологических проблем, и ос¬
тался в США надолго — больше чем на 40 лет. По предложению
I.K. Юри Ч. Эмилиани взялся за изучение изотопного состава
панцирей фораминифер, собранных в 1951 г. в Калифорнии.
Позже он первым выполнил фундаментальные исследования
изотопного состава фораминифер по восьми глубоким скважи-
нам со дна Карибского моря. Завершенные к августу 1955 г. ис¬
следования были опубликованы в том же году в журнале “Journal
of Geology” в статье под простым названием “Плейстоценовые
температуры” и имели решающее значение для последующих
изотопных работ не только по карбонатам, но и по всем другим
природным объектам, включая наземные и подземные льды.
>ти работы дали столь важные результаты, что были незамедли-
гельно продолжены. По Карибскому морю было получено еще
несколько интереснейших кернов, в которых были проанализи¬
рованы вариации 6180 в фораминиферах (рис. 2.9).Ч. Эмилиани дал нумерацию изотопным стадиям (четные,
обогащенные |80, — холодные; нечетные, обедненные тяжелым
кислородом, — теплые), выделенным им на нескольких колон¬
ках Карибского моря и Атлантического океана.Сводная палеотемпературная кривая, построенная Ч. Эми-
пиани по данным изотопного кислородного анализа планктон¬
ных фораминифер из глубоководных колонок, была дополнена в
1966 г. материалами, демонстрирующими колебания поверхност¬
ных температур в низких широтах Атлантического океана и при¬
мыкающих к нему морей за последние 425 тыс. лет (рис. 2.10).65
%о к PDB 8 О %о к PDB 8 О %о к PDB 8 О %о к PDB66
Время, тыс. лет назадРис. 2.10. Температурная диаграмма, составленная по изотопно-кислородным
фораминиферовым кернам Карибского моря (по Emiliani, 1955). Нечетными но¬
мерами показаны теплые изотопные стадииГранины между стадиями чаще всего проведены посредине
между соседними минимумами и максимумами. Ч. Эмилиани
назвал границы “анатермалами”, если значения 5|80 на границе
уменьшаются, и “кататермалами”, если они увеличиваются. Гра¬
ницы, разделяющие резко выраженные изотопные максимумы
и минимумы, по предложению У. Брёкера и Дж. Ван Донка
(Broecker, Van Donk, 1970) названы “терминациями”, они нуме¬
руются римскими цифрами по мере увеличения возраста.Подразделения, ограниченные двумя терминациями и состо¬
ящие либо из двух, либо из четырех изотопных стадий, принято
называть “ледниковыми” циклами и обозначать большими ла¬
тинскими буквами. Теплые стадии 5 и 7 были подразделены на
подегадии, получившие обозначения от 5а до 5е и от 7а до 7е. В
течение последнего 1 млн лет выделено 10 полных “леднико¬
вых” циклов и 11 терминаций. Внутри “ледникового” цикла
изотопно-кислородные кривые имеют пилообразную форму.Рис. 2.9. Корреляция данных 6lsO в четырех длинных колонках из Карибского
моря: а — А172-6. б — V12-122, в — Р6304-9, г — P6304-S. X — отмечает точку
» каждой колонке, где преимущественно левозавитые раковины вида Globororalia
crussuformis временно изменяются на правозавитые. 1, 2, 3 в кружочках соответ¬
ствуют точкам под пиком, отражающим временную тенденцию преимуществен¬
но правозавитых раковин Globorolaliu truncatulinoides к левому завиванию. Гра¬
ница (U—V) — уровень по Д. Эриксону, на котором появляется вид Globorolaliu
menardii после зоны, где он отсутствует. Данные распределения Globorolaliu cras-
saformis для колонок Р6304-8, Р6304-9 и А172-6 взяты из работы Ч. Эмилиани
П966), а для колонки V12-122 — из сообщения Дж. Имбри. Данные распреде¬
ления Globorolaliu truncatulinoides для колонок А172 и V12-122 Д. Эриксена и
Г Уоллина. Положение (U—V) границы в колонках А172 и V12-122 по дан¬
ным Д. Эриксена и Г. Уоллина, а для колонки Р6304-9 — по данным Е. Рона и
Ч. Эмилиани. Колонка Р6304-8 не достигает U—V границы. Римскими цифра¬
ми показаны изотопные стадии67
40° -30
+40-35+30-10+20-1700-1850V28-238
-1 -2V28-239
-1V16-205Puc. 2.11. Некоторые наиболее известные изотопно-кислородные диаграммы:
полученные Н. Шеклтоном и Н.Опдайком (Shackleton, Opdyke, 1973, 1976) в Ти¬
хом океане: V28-238 (ОГОГ с.ш., 160°29' в.д.) и V28-239 (03° 15' с.ш., 159° 1 Г в.д.) и
Дж. Ван Донком в Атлантическом океане: V16-205 (15°24' с.ш., 43”24' з.д.).68
Наиболее полные и протяженные изотопно-кислородные
пивые в Тихом океане — V28-238 и V28-239, а в Атлантическом
кеане — V16-205 (см. рис. 2.9). Колонка V28-238 длиной 16,2 м
°побурена в приэкваториальной части Тихого океана на глубине
-}1?0 м и изотопически охарактеризована Н. Шеклтоном и Н.Оп-
дайком (Shackleton, Opdyke, 1973). Это была первая столь протя¬
женная колонка, охватившая весь палеомагнитный эпизод нор¬
мальной полярности Брюнес и верхнюю часть эпохи обратной
полярности — Матуяма. Позднее Н. Шеклтон и Н. Опдайк
(Shackleton, Opdyke, 1976) в Тихом океане и Дж. Ван Донк (Van
Donk, 1976) в Атлантическом океане изотопически охарактери¬
зовали две донные колонки, охватывающие около 2 млн. лет
(рис. 2.11).Для определения изотопно-кислородных стадий в форамини-
феровых колонках были использованы некоторые методы абсо¬
лютного датирования. В наиболее длинных колонках выделена
граница геомагнитных эпох Брюнес и Матуяма, которая датиру¬
ется примерно в 700 тыс. лет назад. В колонке V28-238 она рас¬
полагается на глубине 12 м — у основания стадии 19, а в колон¬
ке V28-239 — ниже терминации IX — в пределах изотопной ста¬
дии 20.Более поздние позднечетвертичные отрезки датированы по
радиоуглероду. А в интервале старше 50 тыс. лет, примерно до
300 тыс. лет, получен ряд уран-ториевых датировок, однако при
их интерпретации возникло множество проблем (известны острые
дискуссии, в которых участвовали Дж. Рошолт, Т. Ку, У. Брёкер,
Е. Рона, Ч. Эмилиани и др.).Несколько удачнее оказалось датирование уран-ториевым ме¬
тодом коралловых рифов на Барбадосе, поэтому, сопоставляя
пики на изотопных кривых фораминифер и кораллов, удалось
их синхронизировать и получить удовлетворительное датирова¬
ние фораминиферовых кривых в интервале 50—300 тыс. лет.Г. Кукла (Kukla, 1977) выполнил их сопоставление с палеомагнитной шкалой —
нормальная полярность показана черным цветом, обратная полярность — белым.
Нумерация изотопных стадий 1—23 дана по Ч. Эмилиани, стадий 24—41 — по
Дж. Ван Донку. Нумерация терминаций I—XI выполнена У. Брокером и Дж. Ван
Донком, ледниковые циклы A—L выделены В. Раддименом и Э. Мак-Интай-
ром. Показаны маркирующие циклы: а — начало преобладания фораминифер
Emitiania huzleyi над Gephyrocapsa carribeanica; b — первое появление форамини¬
фер Emiliania huzleyi', с — последнее присутствие радиолярии Siilairactus univer¬
ses-, d — последнее присутствие кокколитов Pseudoemiliania lacunosa; с — обиль¬
ное появление вида планктонных фораминифер Sphaerodinella dehiscens\ f — по¬
люднее присутствие вида планктонных фораминифер Globigerinoicles Jistulusa;
8 — последние дискоастеры; h — изменения в группе фораминифер Globorotalia
menunHi-tumida и появление вида фораминифер Globorotalia truncatuimoides: i—j —
Последнее присутствие вида фораминифер: i — Globigerinoides obliqua; j — Globo-
'otalia exilis: Y—Q — зоны Эриксона, определенные по отсутствию форамини¬
фер Globorotalia menardii-tumida69
Сразу же после публикации фораминиферовой колонки
Ч. Эмилиани возникла дискуссия по палеотемпературной и rij
леогеографической интерпретации данных. Известный исследо,
ватель У.С. Брёкер считал, что палеотемпературная кривая не
согласуется с данными фораминиферового анализа и демон,
стрирует не изменения температур, а в основном (или даже ис-
ключительно) количественные изотопные изменения морской
воды. Он усомнился и в масштабе предложенной Ч. Эмилиани
шкалы и предложил растянуть ее на 25%. Так возникло понятие
“длинная” изотопная шкала, в противовес “короткой”, предло!
женной Ч. Эмилиани. Он продемонстрировал, что разногласие,
вызванное несоответствием результатов фораминиферового и
изотопного анализов, связано с выбором Д. Эриксоном и Г. Уол»
лином только вида Globorolalia menardii как наилучшего индика¬
тора температуры и с неудачным выделением градаций при под¬
счете количества экземпляров фораминифер. Как известно, G!o-
borotalici menardii — один из характерных политипических видов,
в который входят, по меньшей мере, три подвида, существую¬
щих в течение последних 425 тыс. лет, причем каждый из них
приспособлен к определенным температурам. В результате вы¬
бора этого вида как наилучшего индикатора температуры те
слои в колонках, где Globorotalia menardii отсутствует, неизменно
относились к образовавшимся в холодных водах и демонстриро¬
вались в качестве примера несоответствия между данными изо¬
топного и количественного микропалеонтологического анализов.
Присутствие в тех же слоях значительных количеств теплолюби¬
вых видов (Pulleniatina obliquiloculuta, Sphaerodinella dehiscens) не
учитывалось.Тесная корреляция подсчета фораминифер с изотопной фо¬
раминиферовой палеотемпературной кривой была показана при
использовании соотношения теплолюбивых и холодоустойчивых
форм. Л.Лидз (Lidz, 1966), используя вместо визуальной оценки
точный подсчет, детально изучил количественное распределение
фораминифер в длинной и непрерывной глубоководной колон¬
ке из Карибского моря. Полученные им результаты оказались
очень близки к изотопной кривой Ч. Эмилиани. Тесная корре¬
ляция между температурой, полученной по изотопам, и коли*
чественными оценками фораминифер была также показана
Дж. Имбри, который изучал фаунистические комплексы из раз¬
ных широт, и В.Раддименом, использовавшим соотношение
теплолюбивых и холодоустойчивых видов. Поэтому каждый, кто
хотел впоследствии оспорить вывод о палеотемпературном при¬
мате в изотопном сигнале, должен был опровергнуть все рас¬
смотренные выше результаты количественных фораминиферо-
вых анализов.70
Отношение 180/160 для мелководных и планктонных фора¬
минифер (Globigerinoides sacculifera и Globigerinoides rubra) ледни-
к0цого и межледникового периодов из Карибского моря, а так-
же убок01юдных колонок экваториальной части Атлантическо¬
го океана составляет 1,8%о для более поздних температурных
периодов (1—6 фазы изотопной кривой Эмилиани) и уменьша¬
ется до 1,6%о для ранних периодов. Ч. Эмилиани показал, что
если бы эта изотопная амплитуда была полностью обусловлена
изменением температур, она характеризовала бы разницу темпе¬
ратур и ледниковый и межледниковый периоды в 7—8°С. Одна¬
ко, по его данным, почти 30% колебаний изотопно-кислородно-
ю состава в раковинах фораминифер обусловлено изменениями
изотопно-кислородного состава морской воды, которые связаны
с накоплением льда на материках в ледниковые периоды и изъ¬
ятием изотопно-легкой воды из океана и соответствующим изо¬
топным утяжелением океанских вод. Принимая, что средний
уровень моря в ледниковый период понизился на 130 м (цифра
эта, возможно, несколько завышена), он вычислил, что средний
изотопный состав льда в то время составлял около — 15%о, а
изотопный состав океанических вод равен +0,5%о.По предположению X. Крейга (1965), среднее значение 6|80
для льда гипотетических покровных ледников в позднем плей¬
стоцене оценивается в — 17%о. Он использовал эти данные для
подсчетов количества льда и изотопного состава. Установив не¬
посредственными измерениями, что изотопно-кислородный со¬
став льда 8|80 Антарктики и Гренландии в современное межлед-
никовье изменяется от —30 до —40%о, а в ледниковый период
был примерно на 10%с ниже, некоторые авторы пришли к вы¬
воду, что средний изотопно-кислородный состав морской воды
в течение ледникового периода был 1,2—1,6%с (тогда как совре¬
менный равен нулю). Если это верно, то изменение изотопно¬
кислородного состава планктонных фораминифер в ледниковый
и межледниковый периоды в значительной степени или даже
полностью обусловлено изменением изотопно-кислородного со¬
става морской воды и ни в коем случае не отражает колебания
температуры. Но это могло происходить только в том случае,
если огромные количества изотопно-легкой воды изымались из
океана и питали обширные покровы материкового льда. Между
тем существуют данные, указывающие на отсутствие таких мощ¬
ных ледниковых покровов за последние 50 тыс. лет. Да и столь
значительного (на 130—140 м) одновременного и повсеместного
снижения уровня Мирового океана в этот период также, вероят¬
но, не было. Лестницы морских террас на востоке Африки, на
Ямале и Гыданском полуостровах, на Чукотке, юге Франции и
в° многих других местах, датируемые концом позднего плейсто¬
цена, — скорее показатель трансгрессии, чем снижения уровня71
океана. Имеется немало других данных, свидетельствующих о
том, что температура в низких широтах на протяжении ледни¬
ковых периодов была значительно ниже, чем в межледниковое
время: 7—8°С для Карибского моря, 5—6°С для экваториальной
части Атлантического океана и 3—4°С для экваториальной части
Тихого океана.Как уже сказано, У. Брекер и Т. Ку предложили растянуть
геохронологическую шкалу Ч. Эмилиани на 25%. Однако, как
показал Ч.Эмилиани в одной из своих ранних работ, предло¬
женная им шкала прекрасно согласуется с возрастом, опреде¬
ленным по содержанию карбонатов при высоком уровне моря,
что также подтверждено датированием на основе распада урана.
Удлинение шкалы, предложенное У. Брёкером и Т. Ку, должно
привести к полной потере такого соответствия, поэтому, как
считал Ч. Эмилиани, оно, скорее всего, неправомерно.Выбор видов анализируемых фораминифер очень важен.
Планктонные фораминиферы живут на поверхности воды, та¬
ким образом, 5180 их остатков в керне отражает значение 5|80
поверхностных вод, которое определяется не только изменением
объема льда, осадками, скоростью испарения и приходящими
изотопно-легкими водами. Планктонные фораминиферы сущест¬
венно подвержены влиянию колебаний температуры поверх¬
ностных вод и, в конце концов, длительный период погружения
раковин от поверхности на дно ведет к растворению тонкостен¬
ных и пористых кальцитовых раковин, исключая их из анализа.
Это обогащает фораминиферы в осадках толстостенными рако¬
винами, которые построили свои створки в более холодной и
глубокой воде, таким образом придавая ископаемым планктон¬
ным фораминиферам большее обогащение 180. Для сравнения
можно привести данные по планктонным фораминиферам из
различных районов Мирового океана (рис. 2.12). Подобная си¬
туация привела к появлению критического взгляда на палеотем-
пературную информативность кернов с планктонными формами
фораминифер.Данные б180, основанные на анализе раковин бентосных фо¬
раминифер, живущих на дне, менее подвержены процессам рас¬
творения и другим факторам, вносящим погрешности, посколь¬
ку раковины остаются в той же среде, где жили фораминиферы.
Раковины бентосных фораминифер поэтому более предпочти¬
тельный объект для исследований колебаний глубинных темпе¬
ратур и степени оледенений в прошлом. К сожалению, бентос-
ные фораминиферы встречаются редко, что создает определен¬
ные трудности в составлении представительных палеотемпера-
турных или палеогляциальных кривых. Обнаружены близкие ко¬
лебания 5|80 в бентосных и в планктонных кернах. Основные
особенности глубоководных донных (бентосных) фораминифер72
-2 -
1 -WAwVVVvA^\rw^7	Брюнес	»• -—МатуямаI	I I I I I	1	1	0 100 200 300 400 500 600 700 800Время, тыс. лет назадРис. 2.12. Изотопно-кислородные диаграммы по планктонным фораминиферам
для последних 800 тыс. лет из кернов Карибского моря по скважине Р6304-9(а), Индийского океана по скважине MD 73-04 (б), Средиземного моря по
скважине KS-09 (в) и Тихого океана по скважине V-28-238 (г). Нечетные числа
соответствуют теплым изотопным стадиям Ч. Эмилиани (из Дюплесси, 1980)не зависят от локальных эффектов, они представляют измене¬
ния общей физической характеристики океанской воды, ее изо¬
топного состава.Бентосные кривые по Северо-Восточной Атлантике (Shackle-
ton, 1977; Duplessy et al., 1980, 1981) выявляют большие (0,3%o)
изменения на границе позднего плейстоцена и голоцена. Допол¬
нительные 0,3%с колебаний 6180 в планктонных колонках могут
интерпретироваться как указание на то, что в течение периодов
похолоданий Атлантические глубокие воды были на 1,3°С хо¬
лоднее, чем сейчас (Дюплесси, 1980).Следствие умеренного сглаживания 6|80, конечно, более за¬
метно на обширных площадях с низкой скоростью осадкона-73
копления, которые накапливают более долговременные серии.
Поэтому более корректную информацию могут дать те площа¬
ди, где скорости осадконакопления близки к 5 см за 1000 лет, и
20-метровая толща могла накопиться менее чем за 400 тыс. лет.Состав фауны океанических поверхностных вод зависит в ос¬
новном от температуры воды и, следовательно, если состав ис¬
копаемой фауны глубоководной колонки определен при подсчете,
он может быть пересчитан в поверхностные палеотемпературы с
использованием переходных функций (см. уравнения 2.3 и 2.4).
Стандартная погрешность таких расчетов довольно высока
(±1,5°С), что делает этот метод более полезным в высоких ши¬
ротах из-за амплитуды климатических температурных осцилля¬
ций, которая, как правило, увеличивается с широтой.Датирование кернов производится радиоизотопными метода¬
ми (14С, 230Th, 231 Ra) или просто интерпретированием последних
геомагнитных экскурсий в кернах. Эти геомагнитные экскурсии
идентифицируются с границей Брюнес-Матуяма (см. рис. 2.11),
которая датируется калий-аргоновым методом приблизительно в
700 тыс. лет назад (Dalrymple, 1972).Детальные кривые 6180 показывают, что за последние 500 тыс.
лет объем льдов был близок к сегодняшнему только пять корот¬
ких промежутков времени (Emiliani, 1972; Shackleton, Opdyke,
1973). По представлению В. Дансгора, последнее приближение к
современному объему льдов соответствует стадии 5е — Эемскому
межледниковью, которое длилось около 10 тыс. лет (125—115 тыс.
лет назад). Предполагается, что в низких и средних широтах кли¬
матические условия этого времени соответствовали современ¬
ным. Различаются с современными условиями более высокие
широты, где отклонения значительно больше (статистическая
ошибка по глубоководным кернам составляет 1,5°С); в цент¬
ральной и северо-восточной Атлантике поверхностная темпера¬
тура моря была выше на 2°С летом и на ГС зимой. В западных
частях полярный фронт закрыт Исландией, и теплое океанское
течение, вероятно, не существовало. Соответственно средние
поверхностные температуры моря между Исландией и Гренлан¬
дией могли быть, по крайней мере, на 3°С ниже, чем сейчас.Океанографические исследования показали, что приток теплых
вод в Норвежское море происходил у дна, и норвежское течение
было сильнее, чем сейчас. Норвежское море было на I—2°С
теплее, и полярный фронт располагался на 200 км севернее его
современной позиции (Kellog et al., 1978). В Южном океане все
палеотемпературные данные показывают значительный теплый
пик (по крайней мере, на 1—4°С теплее современного), сменив¬
шийся резким похолоданием, достигавшим 6°С. Предваритель¬
ные оценки подтверждают, что похолодание отмечалось здесь в
течение всего эемского периода.74
8,e0 ,К PDB
О%обV27-20К708-7V27-116 К708-1 V29-179 V30-973СО(ОXфсо-Дно:50)CLСQ50100150200250Зона I
Зона II
Стадия 5/4Стадия
6/5Стадия 7/6 /ч _■чСтадия 7Ь - "
—Стадия 8/736 35 34 35 34
51вО, %о33 3236 35 34
81вО , %оРис. 2.13. Расположение донных колонок и корреляция позднеплейстоценовых
изотопно-кислородных диаграмм по бентосным (1) и планктонным (2) форами¬
ниферам из донных колонок севера Атлантического океана (по Ruddiman, McInty¬
re, 1984)Оценивая в целом изотопные исследования по океаническим
кернам, отметим сразу две особенности: во-первых, неоспоримое
Достоинство донных отложений, их длительное и непрерывное
накопление на протяжении многих десятков и даже сотен тысяч
Дет и, во-вторых, неоднозначность интерпретаций изотопно¬
кислородных данных. Заметим, что сами исследователи часто
по-разному оценивают свои же данные.Кроме того, отмечаются различия и в колонках, пробуренных
в разных океанах, и для разных частей океанов. Наибольшая
интенсивность изменчивости температур поверхностных вод (до
7—9°С) была в позднем плейстоцене на юго-востоке и в приэк-75
О 4 812-1 3 711 0 4 8 12бРис. 2.14. Палеотемпературные реконструкции для зимних (а) и летних (6) сезо¬
нов на поверхности севера Атлантического океана, выполненные на базе иссле¬
дований фораминифер (по Ruddiman, McIntyre, 1984)ваториальной части Тихого океана (Николаев, 1995), тогда как в
умеренной и тропической зоне океана изменения были не столь
существенны (соответственно 5 и 2°С).У. Раддимен и Э. Мак Интайр (1984) продемонстрировали
единые тенденции палеоклиматических колебаний, выявляющи¬
еся при сопоставлении изотопно-кислородных диаграмм Север¬
ной Атлантики (рис. 2.13). Этот регион интересен для нас еще и
потому, что он был основным источником, пополнявшим осад¬
ки, выпадавшие на большей части приморской криолитозоны
Евразии в позднем плейстоцене.Эта же авторы провели палеореконструкции для палеотемпе¬
ратур зимнего и летнего сезонов (рис. 2.14). Судя по их данным,
для самых северных районов Атлантики отклонения от совре¬
менных значений в последние 80—50 тыс. лет составляли для3 71115 812 16Г 0- 50
-100
-150
-200
-250Г 0-	50
-100-	150
-200
-2506 1014 5 913176 101418 8 12162013172176
0	2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36
Возраст, тыс. летРис. 2.15. Изотопно-кислородные и изотопно-углеродные диаграммы по бентос-
ным Cibicides wuellerstoifi (а, в) и планктонным Neogloboquadrina pachydenna (б, г)
фораминиферам в донной колонке V23-81 на севере Атлантического океана (поJansen, Veum, 1990)зимних и летних эпох 8— 10°С (Ruddiman, McIntyre, 1984). Сход¬
ство палеотемпературных кривых для зимы и лета — вероятнее
всего следствие метода реконструкций по фораминиферам, где
отчленить зимнюю от летней составляющих довольно сложно.
Нельзя не обратить внимания на стабильно “холодный” харак¬
тер диаграмм по самым северным колонкам (V-23-42) для по¬
следних 50 тыс. лет, тогда как на широте 40—50° осцилляции
температур более выражены. Особенно ценны диаграммы, со¬
провождаемые датировками по |4С. Последние, хотя и не очень
точны при определении по карбонатам и фораминиферам, все
Же позволяют проводить возрастные корреляции.В экваториальной части Тихого океана получены две изотоп¬
но-кислородные диаграммы параллельно по планктонным и
0ентосным фораминиферам — всего 150 определений, сопро-
й°Ждающихся 33 определениями |4С в интервале 32,7—5,3 тыс.
Лет назад (рис. 2.15). Здесь даты по |4С располагаются практи-77
Радиоуглеродный
возраст, тыс.летО 5 10 155180 ,%оК PDB4,5 4,0 3,5050Рис. 2.16. Распределение радиоуглеродных датировок по глубине (а) и изотоп*
но-кислородная диаграмма по планктонным Neogtoboquadhnu pachyderma (б)
фораминиферам в донной колонке PS21295-4 на севере Атлантического океана(по Jones, Keigwin, 1988)чески без инверсий и однозначно датируют изотопные кривые:
на временном интервале 2—17 тыс. лет значение б180 заметно
растет, а в интервале 17—30 тыс. лет кривые имеют почти постов
янное значение, что указывает на весьма холодные и практичес¬
ки стабильные условия в это время.В последние годы обострилась дискуссия об оледенении Се¬
вероатлантических и Арктических районов в конце позднего
плейстоцена (Keigwin, 1982; Heinrich, 1988). Анализ количест¬
венного состава фораминифер Арктики показал незначительные
различия на протяжении всего позднего плейстоцена. Процессы
седиментации в Северном Ледовитом океане отличаются от этих
процессов в других морях тем, что в Арктике переносу терри-
генных и органогенных морских осадков поверхностными тече¬
ниями и ветрами большую часть года препятствуют морские
льды. Поэтому мощность четвертичных осадков на дне незначи¬
тельна даже в самых благоприятных местах для осадконакопле-
ния. Полученные в Арктике колонки редко достигают 5 м. Од¬
нако и на изотопных кривых этих колонок выделяется поздне¬
плейстоценовый температурный минимум (Херман, 1984).Хорошо датированная фораминиферовая колонка изучена по
данным скважины СН 73-139С в Северной Атлантике; здесь в
интервале 32—1,3 тыс. лет получены 20 датировок по |4С. Мак¬
симум в содержании тяжелого кислорода на изотопных кривых
приходится на интервал 23—19 тыс. лет назад. Довольно резкий
перегиб от позднеплейстоценовых к голоценовым значениям да¬
тируется интервалом 15—11 тыс. лет назад, близким интервалом
датирован и двухвершинный перегиб в североатлантической
скважине PS 21295-4 (рис. 2.16).78
Подчеркнем, что для океанических фораминиферовых кернов
характерна довольно высокая точность геохронологической шка-
ь1 по крайней мере, для последних 200 тыс. лет ошибка в оп-
еделении возраста отдельных горизонтов не превышает 5 тыс.
пеТ. Полученные изотопные кривые для разных океанов и для
разных частей океанов не отличаются принципиально друг от
друга. Точность палеотемпературных реконструкций по этим
данным достигает ±ГС.2.1.3.	Коралловые сооружения (коралловые рифы) — это под¬
водные или надводные карбонатные (известковые) гряды, фор¬
мирующиеся преимущественно скелетами колониальных корал¬
лов в мелководных участках тропических морей. Кораллы (ко¬
ралловые полипы от греческого korallion) — класс морских бес¬
позвоночных типа книдарий, многие из которых обладают из¬
вестковым скелетом. Известно около 6000 современных видов.
Есть две основные особенности морских кораллов, которые пред¬
ставляют наибольший интерес для исследований. Во-первых,
строительство колоний кораллов происходит в строго опреде¬
ленном интервале глубин морского мелководья, поэтому обна¬
ружение разновысоких террас, сложенных коралловыми соору¬
жениями, позволяет точно восстанавливать уровень моря на тот
или иной момент времени. Во-вторых, в известковом скелете
кораллов можно анализировать и стабильные и радиоактивные
изотопы, получая сведения об условиях их формирования и о
возрасте. Примером использования обеих этих особенностей
служат коралловые рифы о. Барбадос. Изучение возраста и изо¬
топного состава коралловых рифов Барбадоса начато в середине
60-х годов Р. Мэтьюзом, который изучил весь комплекс из 18 ко¬
ралловых террас Барбадоса, пронумеровав их снизу вверх: Бар¬
бадос I, Барбадос И, Барбадос III и т. д.Изучив их строение и обнаружив, что те же колонии коралла
Acropora pulmata, которые встречены в разрезах этих трех террас,
продолжают и сейчас наращивать на мелководье рифы, совер¬
шенно не отличимые от тех, которые слагают разрезы прошлых
террас, Р. Мэтьюз пришел к выводу о последовательном форми¬
ровании террас и о связи их уровней с уровнем океана в про¬
шлом.Возраст образцов с террас Барбадос I, III был определен в
Ламонтской геологической обсерватории Колумбийского уни¬
верситета У. Брёкером и его коллегами уран-ториевым методом на
адьфа-спектрометре. Первые определения показали, что возраст
геррасы Барбадос I составляет около 80—82 тыс. лет, а возраст
геррасы Барбадос III — около 122—128 тыс. лет (табл. 2.2). Эти79
датировки совпали с датировками по кораллам Багамских о-вов и
о-вов Флорида-Кис. Полученные цифры подтвердило и последу¬
ющее датирование карбонатного материала террасы Барбадос II —
около 105 тыс. лет, а также датировки Т. Ку по протактинию
23'Ра, которые дали соответственно для трех террас возраст 79,
104 и 120 тыс. лет, которые с учетом точности метода совпали с
уран-ториевыми.Таблица 2.2Возраст кораллов трех самых низких рифовых террас о. Барбадос,
определенный по соотношению 230Th/234U
(по Брёкер и др., 1974)Высота образца кораллаВид кораллаВозраст, летБарбадос I (средний возраст 82 тыс. лет)19,8Montastria annularis82±26,1Montastria annularis82±412,2Acropora cervicornis83+412,2Montastria annularis81 ±4Барбадос 11 (средний возраст 103 тыс. лет)21,3Montastria annularis102±227,4Acropora cervicornis104+6Барбадос 111 (средний возраст 122 тыс.лет)24,4Montastria annularis124±639,6Montastria annularis120±612,2Montastria annularis111+654,9Acropora palmata128±638,1Acropora palmata127±635,0Acropora palmata124+6После выполненного датирования появилась возможность
рассчитать положение уровня океана на тот или иной отрезок
времени (табл. 2.3). Необходимо было еще учесть масштабы тек¬
тонического поднятия. Предположив, что уровень моря в ста¬
дию Барбадос III был на 6 м выше современного, а скорость
тектонического поднятия одинакова для любой точки на острове
и достигала почти 50 м, У. Брёкер получил значения высоких
стояний моря для стадий Барбадос II, I лишь на 13 м ниже совре¬
менного уровня (он, как и большинство исследователей позднего
плейстоцена, считал, что в конце позднего плейстоцена уровень
океана понизился более чем на 100 м ниже современного).80
Таблица 2.3Расчет высот уровня моря для высоких стояний
во время формирования низких рифовых террас о. Барбадос(по Брёкер и др., 1974)Про¬фильТеррасаВысо¬
та, мСкорость
тектонического
поднятия,
м/тыс. летПоправка на
тектоническое
поднятие, мПалеоуровень
моря, относи¬
тельно совре¬
менногоАБарбадос III370,2431+6 (предполож.)Барбадос I620-14ББарбадос III490,3443+6 (предполож.)Барбадос II2636-10Барбадос I1228-16ВБарбадос III550,3849+6 (предполож.)Барбадос 112740-13Барбадос I1831-13ГБарбадос III350,2329+6 (предполож.)Барбадос I619-13Террасы о. Барбадоса рассмотрены здесь так подробно пото¬
му, что выделение высокого уровня моря в период их формиро¬
вания сыграло впоследствии важную роль для обоснования пе¬
риода высокого уровня и обширной трансгрессии Арктики, на¬
зываемой, по В.Н. Саксу, казанцевской, которая долгое время
считалась теплой и с ней связывалась деградация криолитозоны
с севера. Однако подобная позиция в дальнейшем была пере¬
смотрена.Время казанцевской трансгрессии и сейчас коррелирует с
барбадосскими террасами, а вот климатические условия считают
достаточно суровыми, во всяком случае в начальный и заключи¬
тельный этапы трансгрессии, когда на севере Субарктики актив¬
но формировались синкриогенные многолетнемерзлые отложе¬
ния и сингенетические повторно-жильные льды.В результате изотопных исследований кораллов о. Барбадос по¬
лучила развитие идея о глубокой регрессии океана в конце плей¬
стоцена. Хотя кораллы — не идеальный объект для исследования
стабильных изотопов, так как только немногие из них накаплива¬
ют кальцит в равновесии с вмещающей средой (в силу особеннос¬
тей метаболизма этих животных), тем не менее изотопные данные
по ним могут быть очень полезными. Это было показано исследо¬
ваниями У. Брёкера и Р. Фэрбенкса, которые связали значитель¬
ное уменьшение (более чем на 1,2%о) содержания тяжелых изото¬
пов кислорода в кораллах за последние 18 тыс. лет (рис. 2.17) с
повышением уровня моря и увеличением его солености.81
Возраст, тысяч летРис. 2.17. Радиоуглеродный и уран-ториевый возраст кораллов в скважине на
побережье о. Барбадос (по Faibunks, 1989 и Bard el al., 1990). На правой шкале
показаны значения Д5180, на левой — гляииоэвстатический уровень моря, что
У. Брёкер и Р. Фэрбенкс связывают с активным таянием позднеплейстоценового
ледника (из Вгоескег, 1993)Конечно, такая однозначная связь изотопного состава и
уровня океана маловероятна, так как не учтен температурный
фактор в формировании изотопного состава коралловых рифов.
Однако следует подчеркнуть, что именно исследования изотоп¬
ного состава и возраста коралловых рифов Барбадоса, Новой
Гвинеи и других позволили не только продемонстрировать из¬
менения уровня океана в позднем плейстоцене, но и связать их
с установленными М. Миланковичем изменениями солнечной
инсоляции.Детальные наблюдения за изменениями 8180 арагонита ко¬
раллов, выполненные Р. Данбаром и Ю. Коле во многих тропи¬
ческих районах, продемонстрировали однозначную зависимость82
изотопного состава кораллов от температуры морской воды
. иС 2.18), тогда как связь с соленостью воды практически от¬
сутствовала. В то же время на изотопном составе кораллов отра¬
жались процессы испарения или выпадения осадков. Таким об¬
разом, кораллы могут служить прекрасным палеотемпературным
и палеоокеанологическим индикатором.2.2.	ПРЕСНОВОДНЫЕ ОСТРАКОДЫ И ДИАТОМЕИ, МЕРГЕЛИСТЫЕОСАДКИ И ОРГАНИЧЕСКОЕ ВЕЩЕСТВО В ОЗЕРНЫХ ТОЛЩАХОстракоды — это, как правило, пресноводные (реже морские)
моллюски из подкласса водных беспозвоночных, класса ракооб¬
разных (длина их 0,2—23 мм). Кроме кутикулы (защитная плотная
пленка) они имеют двухстворчатую раковину. Известно около
2000 их современных видов.Диатомеи (диатомовые или кремнистые водоросли) — это од¬
ноклеточные одиночные или колониальные организмы. Их
клетки имеют твердый кремниевый панцирь, состоящий из двух
половинок — нижней (гипотеки) и верхней (эпитеки). Сущест¬
вует более 12 тыс. видов, обитающих в пресных и морских во¬
дах, на болотах, на сырой почве или влажном торфе. Скопления
створок диатомей иногда образуют мощные толщи отложений —
диатомиты, а на дне современных морей — диатомовые илы.Использование 180 и D в палеоклиматических исследованиях
основывается на том, что изотопный состав скелетов водных
обитателей изменяется в зависимости от климата. Колебание
изотопного состава на суше гораздо выраженнее, нежели в мор¬
ских осадках. Поэтому с ростом интереса к относительно крат¬
ковременным колебаниям климата проявился больший интерес
к изучению континентальных отложений.Изотопный анализ по озерным остракодам, диатомеям и
мергелям, выполненный П. Фритцем (Fritz, 1983) в Южном Он¬
тарио (Канада) и в Канадской Арктике, продемонстрировал воз¬
можности и ограничения изотопных определений по пресновод¬
ной фауне. Для анализа отбирались моллюски и мергели не
только из озер и прудов, но также из почв и верхней части мно¬
голетнемерзлых толщ. Изучение моллюсков и мергелей требова¬
ло дифференцированного подхода, причем изотопные анализы
были только одним из инструментов; проводился также пыльце¬
вой анализ, выполнялись геохимические определения и анали¬
зировались ископаемые жуки. Благодаря подобному комплекс-
иому подходу палеоклиматические и палеогидрологические ин-
терпретации были более уверенными.2.2.1.	Пресноводные моллюски. Изотопный состав кислорода
0зера или пруда контролируется не только локальными осадка-83
1/93 6/93	1/94 6/94	1/95Месяцы, годыРис. 2.18. Результаты наблюдений за распределением 5|80 (а) и солености (б) в
морской воде и 5|80 (в) кораллах и их связь с поверхностными температурами
моря близ о. Бартоломе на Галапагосских островах. Анализировались данные
для образцов Pontes lobata. Образцы воды морской воды отбирались ежемесячно
и в них анализировались соленость и изотопный состав. Кораллы были помече¬
ны красным ализариновым красителем для того, чтобы обеспечить видимые
временные маркеры в их скелете, это позволило коррелировать данные по изо¬
топному составу кораллов с информацией по составу морской воды. Выяснено,
что около 90% изменений в изотопном составе кораллов непосредственно кор¬
релирует с поверхностными температурами моря (по Dunbar, Cole, 1999)84
б180 к PDB, %оГоды,о Valvata tricor. percant A Pisidium sutiruncotum•	Valvata lewisi	■ Pisidium lilljeborg	8 С к PDB, %o♦	Probithinella locustris ▼ Pisidium conventusPuc. 2.19. Распределение значений 8lsO и 5I3C в раковинах различных видов
пресноводных моллюсков в центральной части озера Эри. Показан приближен¬
ный возраст отложений, определенный по спорово-пыльцевым данным {по Fritz,1983)ми, но также морфологией дренажного бассейна и величиной
стока из него, а также климатическими параметрами. Современ¬
ные озера в южных районах криолитозоны в большей мере кон¬
тролируются процессом испарения, чем другими параметрами,
в то время как более северные озера, как правило, отражают
состав местных подземных вод и осадков. Сходным образом ва¬
риации местообитаний оказывают значительное влияние на
Уравновешивание карбонатной системы и ее изотопный состав.
Поскольку многие пресноводные моллюски формируют свою
Раковину и из воды, и из пищи, их изотопный состав может
быть изменчивым, но упрощенная его интерпретация все же
возможна. Важно отметить, что, если исключить некоторые ло¬
кальные колебания, можно получить осредненные изотопные
характеристики, годные для реконструкции обстановки осадко-
накопления. На рис. 2.19 показано распределение стабильных
Изотопов в раковинах озерных моллюсков в центральной части
0з- Эри в Северной Америке за достаточно длительный отрезок
вРемени — около 15 тыс. лет. Ясно видно, что амплитуда вариа¬85
ций изотопного состава здесь оказалась гораздо больше, чем это
отмечалось для морских раковин.Известно, что не для всех видов моллюсков характерен одиц
и тот же образ жизни, что, естественно, сказывается на изотопном
составе их раковин. Например, гастроподы, такие как Helisoma ц
Gyraulus, живут у поверхности воды или на мелководье пруд!
т. е. в такой обстановке, где локальные параметры среды и вместе
с ними изотопный состав сильно меняются. Другие гастроподы
(такие как Lymnaea или Valvata) или двустворки (например, Pisicli.
ит или Sphaerium) находятся в центральной части местообита¬
ний и имеют более репрезентативный изотопный состав.Возраст, определенный по |4С и пыльцевым данным, показы¬
вает, что изотопные сдвиги связаны с основными климатичес¬
кими изменениями. Вместе с тем не ясно — это следствие изме¬
нения состава осадков или же гидрологического режима? Мак¬
симум значений 6|80 около 7 тыс. лет назад может быть объяс¬
нен снижением поступления талой ледниковой воды. Анализ
данных позволил П. Фритцу заключить, что изотопные колеба¬
ния, в локальных обстановках осадконакопления меньше, чем в
обширных региональных системах стока, с которыми было свя¬
зано в прошлом оз. Эри, так как в первых они вызваны почти
исключительно изменениями климата, а в крупных системах
стока с региональными изменениями гидрологии, такими как
колебания ледникового стока. Поэтому улучшение климата при¬
мерно 10 тыс. лет назад в малых системах характеризуется уве¬
личением б180 на 1—3%о, а в оз. Эри — на 5—6%о. Чтобы ис¬
ключить эффект испарения, столь важный для маленьких озер и
прудов, нужно детально изучать изотопный состав пресновод¬
ных моллюсков, пригодных для датирования.Изотопный состав позднеплейстоценовых озер в Южном Он¬
тарио с обширной дренажной системой, по мнению П. Фритца,
был связан с колебаниями поступления ледниковых вод. Дан¬
ные по моллюскам и мергелям могут показывать изотопные
сдвиги, соответствующие улучшению климатических условий и
связанному с ними таянию льда, их трудно использовать для
прямых палеотемпературных исследований. Поэтому образцы из
маленьких озер (прудов), удаленных от края ледников (рис. 2.20),
вероятно, более информативны с точки зрения палеотемператур.Н. Эйлес и X. Шварц (Eyles, Schwarz, 1991) исследовали рас¬
пределение 5180 в остракодах из озерно-ледниковых отложений
в Торонто. Здесь значения 5180 в позднеплейстоценовых остра-
кодах (датируемых концом вюрма) составили от —14 до —17%о, а в
голоценовых остракодах были от —6 до —8%о. Изотопный сдвиг от
позднего плейстоцена к голоцену в раковинах моллюсков из озер'
ных толщ в Торонто, таким образом, составил почти 10%о.
wc 2.20. Распределение значений 5i80: А — в раковинах остракод (а) и мол¬
люсков (б) в центральной части оз. Эри. I — голоценовые озёрные сапропели;— иоздненлейстопеновые озёрные глины; 3 — суглинки; 4 — значения 5|80 в
Раковинах (%0 к PDB); Б — в мергелях (а) и в раковинах моллюсков Valvalu
сет (б) в небольшом озере Литтл (Онтарио). Приближенный возраст отложе¬
ний дан по спорово-пыльцевым данным (по Fritz, 1983)87
-206180 , %о
-15	-10-5-208,5соСОIQ)с;6гкг®асо9,5Л/с. 2.2/. Распределение значений 5lsO и 8|3С в раковинах остракод оз. Гурон (по
Lewis et al., 1994). Слева номера стадий уровня озера, выделенные на основании
изотопного анализа раковин остракод: 1 — низкий, 2 — подъем, поступление та¬
лых вод, разбавленная вода, 3 — высокий уровень стояния воды, вода смешан¬
ная, 4 — низкий уровень, поступление талой воды, озеро распресненное, 5 -
высокий уровень, прохладная смешанная вода, 6 — высокий колеблющий уро¬
вень, смешанная вода, 7 — падение уровня, холодная, пресная талая вода IХорошо датированная по радиоуглероду изотопно-кислородная
донная колонка остракод была получена по оз. Гурон (Lewis et al.,
1995) — одному из крупнейших озер Северной Америки. Для ре¬
конструкции уровней озера в прошлом исследованы вариации
стабильных изотопов в донной скважине, расположенной на глу¬
бине около 70 м. Изотопные измерения сделаны в основном по
раковинам Candona subtriangulata, а в его отсутствии по Candona
rawsoni. Вариации 5180 получены для периода 10—7,5 тыс. лет на¬
зад (рис. 2.21). Они заметно превышают сезонные колебания
озерных температур. Авторы (Lewis et al., 1994) считают, что88
необычно легкие значения 5180 для периодов времени около
9 8 тыс. и около 7,5 тыс. лет назад могли быть обусловлены низ¬
котемпературными осадками; частично отклонения в изотопном
составе остракод должны указывать на участие талой ледниковой
воды в питании этого озера. Талая вода преобладала в первую ста¬
дию низкого стояния (9,8—9,6 тыс. лет назад), для которой харак¬
терны значения 5180 в остракодах менее —13%о. Но повышение
уровня озера на второй стадии (9,6—9,3 тыс. лет назад) никак не
было обусловлено поступлением талой воды ледника, и изотоп¬
ный состав остракод был связан с континентальными осадками и
стоком. Поэтому минимум, датируемый около 7,5 тыс. лет, свиде¬
тельствует о более холодном климате.2.2.2.	Мергелистые осадки. Во многих озёрах криолитозоны
осаждается карбонат кальция (мергель), формируя своеобразные
мергелистые осадки, т. е. осадочные породы, переходные от из¬
вестняков к глинистым породам, состоящие на 50—80% из
СаС03 и MgC03 и на 20—50% из глинистого материала.Формирование этого материала происходит абиотически,
если концентрация С02 в подземных водах высока, и они содер¬
жат растворенный кальций. Очевидно, что при формировании
изотопного состава мергелей поддерживается изотопное равно¬
весие с водой, поэтому значения 6|80, наблюдаемые в мергелях,
отражают то, какими они были в водах озера. Такие объекты
интенсивно изучались в Швейцарии и Канаде; хорошо выра¬
женные колебания отмечены синхронно с климатическими.
Данные, обеспеченные радиоуглеродными датировками, пока
ограничены. Результаты, полученные по мергелям из маленького
озера в Онтарио (см. рис. 2.20), где они накапливались с начала
голоцена, демонстрируют снижение значений б180 от климати¬
ческого оптимума, который был около 9 тыс. лет назад, к мини¬
муму б180 около 5 тыс. лет назад, а затем увеличение до 3 тыс. лет
назад. Современная озерная вода летом характеризуется значе¬
ниями б180 около —6%о, а в мергелях довольно близки к ним.По-видимому, мергелистые осадки осаждаются преимуще¬
ственно в тот период, когда температура воды выше 10°С. Если
предположить, что режим этого озера за время отложения мерге¬
лей изменялся мало, можно сделать вывод, что наиболее древние
мергели были отложены в воде с изотопным составом на 2—3%с
выше, чем в современном озере. Возможно, эти различия опре¬
делялись влиянием дождевой воды и отражали более высокие
среднегодовые температуры: на 1,5—2°С выше современных. К
подобному же выводу приводит изучение изотопного состава
моллюсков. Как видно из рис. 2.20, кривые распределения 5180
моллюсков и мергелей идут параллельно. Систематическая раз¬
ница между данными по мергелям и моллюскам по б180, воз¬
можно, вызывается разницей в сроках и механизмах их форми¬
рования.89
Величину изменений 5|3С в органическом веществе озерных
отложений также пытались использовать в качестве климатичес¬
кого индикатора (Stuiver, 1975). Органическое вещество в основ¬
ном представляет собой смесь остатков наземных и водных рас¬
тений. Состав углерода наземных растений может меняться в
функциональной зависимости от климата, поскольку наземные
растения делятся на две отчетливо выраженные группы, разли¬
чающиеся по значениям 613С. Первая группа состоит в основ¬
ном из деревьев и кустарников, и 613С в них колеблется от —24
до —34%о\ вторая — из пустынных растений и галофитов, а так¬
же тропических травянистых растений, 8|3С в них изменяется от
—6 до — 19%с. Климатические колебания могли изменять соот¬
ношение биомассы этих двух групп растений, что, естественно,
должно было приводить к изменению значений 5|3С в материа¬
ле, попадающем в озера.Для плавучих водных растений источником углерода служит
СО0 атмосферы, содержание 13С в котором мало менялось на
протяжении плейстоцена и голоцена. Водные растения, обитаю¬
щие в толще воды, усваивают или растворенный бикарбонат,
или растворенный углекислый газ. Как известно, соотношение
усвоения этих двух веществ подводными растениями зависит от
жесткости воды. Изотоп 13С, входящий в состав бикарбоната,]
находится в равновесии с углекислым газом атмосферы; 513С со¬
ставляет 0—2%о. Растворенный углекислый газ, находящийся в
равновесии с этим бикарбонатом, обеднен 513С по сравнению с
ним приблизительно на 10%о. Однако роль подводных растений
в формировании органогенных озерных отложений невелика.М. Стайвер (Stuiver, 1975) установил, что в четырех из 12 изу¬
ченных им озер изменения содержания |3С коррелируют с кли¬
матическими изменениями. Он полагает, что, несмотря на
сложность взаимосвязи между содержанием 13С в осадках раз¬
личного происхождения и климатом, измерения колебаний 5|3С
в озерных отложениях во многих случаях могут дать информацию
о климате. Очевидно, что 5180 воды является функцией изотоп-
но-кислородного состава и температуры воды в океане, а также
различий температур источника влаги (поверхности океана) и
выпадающих осадков. Кроме того, содержание |80 в озерной
воде может изменяться вследствие ее испарения с поверхности.В четырех озерах, находящихся в штатах Мэн, Нью-Йорк, Ин¬
диана и Южная Дакота, М. Стайвер получил увеличение значе¬
ний 5|80 в оптимум голоцена, что позволяет предполагать повы¬
шение температуры в это время. Величина 5,80 в последующую
эпоху оставалась стабильной, что указывает на устойчивость кли¬
мата, а также постоянство траекторий циклонов и температур.Интересную палеогидрологическую и палеоклиматическую
информацию может дать изучение содержания стабильных и ра¬90
диоактивных изотопов углерода в органической и карбонатной
фракции озерных толщ. Для детального изучения колебания
уровня оз. Гостяж в Польше по донным отложениям были ис¬
пользованы четыре керна, отобранные из глубокой центральной
части озера; они представлены практически однородными и не¬
нарушенными озерными гиттиями с различным содержанием
карбонатов, глины и некоторой примесью серных и железистых
соединений. Для исследования истории озера были получены
23 радиоуглеродных датировки из органического вещества и
35 дат из карбонатов (рис. 2.22). Параллельно, в качестве неза¬
висимого метода датирования, использовался анализ слоистости
ленточных глин. Все это позволило проследить за изменениями
уровня озера в конце позднего плейстоцена и на разных этапах
голоцена.Н.-А. Мёрнер исследовал изотопный состав карбонатов в пре¬
красно датированных озёрных толщах Готланда на юге Швеции
и получил практически непрерывную изотопно-температурную
запись: 6180 в них варьирует от —4,6 до —9,4%о (к PDB), причём
минимум датирован 9,9—9,6 тыс. лет назад. В температурном
выражении он был холоднее современности на 1—2°С, а опти¬
мум голоцена, датированный от 9,0 до 2,5 тыс. лет назад, был
теплее современности на 1,5—2°С (Momer, Wallin, 1977; Momer,
1980). Эти материалы продемонстрировали возможность исполь¬
зования стабильных и радиоактивных изотопов в озерных кер¬
нах для реконструкции палеогидрологии озер и палеоклимата.2.3.	РАСТЕНИЯ И ТОРФИзотопный состав целлюлозы растений зависит от биохими¬
ческого фракционирования целлюлозы и изотопного состава
воды, использованной при ее синтезе. Стебель растения содер¬
жит воду с тем же изотопным составом, что и вода из окружаю¬
щего ландшафта, в то время как лист, испаряя воду, обогащает¬
ся тяжелым изотопом кислорода. Это обогащение является ре¬
зультатом диффузии водяного пара в слое воздуха, пограничном
между листом и атмосферой. Изотопный состав древесины или
её составных частей может отражать особенности климата, пре¬
обладающего в период роста дерева. К настоящему времени ус¬
тановлено, что целлюлоза вполне может быть использована для
анализа изотопов 180 и 13С, тогда как с анализом по дейтерию
возникают некоторые трудности. Они связаны с тем, что в про¬
цессе лабораторной обработки водород из гидроксильных групп
(ОН), содержащихся в целлюлозе, вступает в активные обмен¬
ные реакции с водой, используемой для лабораторного экспери¬
мента, в результате чего может сильно изменяться первоначаль¬
ный изотопный состав водорода анализируемого образца. Эта
проблема разрешается нитрификацией целлюлозы, заключаю-91
h-a>с.олh-h-UГОCLСООСОсооCLгРЬОCDОa.а8огоЮ2	4	6	8 10	12Количество прослоев ленточных глин, тыс.•1■2•3•Рис. 2.22. Результаты изотопно-углеродных исследований (1) донных отложений
оз. Гостяж в Центральной Польше (по Pazdur et al., 1995). а — радиоуглеродный
возраст: карбонатной (2) и органической (3) фракций образцов из керна, а так¬
же возраст кальцитов (4) и значения 5|3Сорг (б) и 513СК (в), согласно радиоугле¬
родным датировкам и хронологии ленточных глин озерного керна G1/8592
щейся в замене групп ОН на N0, и в таком виде целлюлоза
обычно используется для анализа 5D.Впервые детальный анализ стабильных изотопов в древесине
выполнен для образцов с территории Северной Америки, по ко¬
торым Л. Яппом и С. Эпстайном (Yapp, Epstein, 1977) были по¬
дучены значения 5D и 513С для водорода и углерода целлюлозы,
экстрагированного из 40 деревьев, возраст которых по 14С коле¬
бался от 9,5 до 40 тыс. лет. Во всех образцах сжигался нитрат
целлюлозы, извлекаемый из растений путем нитрификации.
После сжигания оставалась вода, двуокись углерода и различные
оксиды азота. В процессе дистилляции и прогонки через медь
При температуре 450°С вода разделялась на составляющие, и вы¬
делялся водород при прогонке через раскаленный уран. В полу¬
ченном водороде методом масс-спектрометрии измерялось соот¬
ношение D/Н относительно SMOW. Значения 6D определялись
также для современных деревьев. Это позволило установить, что
соотношение между водородом и дейтерием в целлюлозе расте¬
ний неизменно и зависит от воды, которую использовало расте¬
ние. Поскольку вариации D/Н определяются климатическими
изменениями, в основном температурой в точке выпадения
осадков, появилась возможность связать соотношения D/Н с из¬
менениями климата. В результате выведено простое уравнение
связи значений температур и 8D:SD(HMTp_o3a, = 7,7xt“-150.	(2.5)Полученный коэффициент — примерно 8%о на ГС — может
дать достаточно точные значения при реконструкциях, посколь¬
ку значение 5D масс-спектрометрически измеряется с точ¬
ностью выше 1—2%о; отсюда температуры восстанавливаются по
данным изотопии дейтерия из целлюлозы с точностью выше
±0,5°С.Некоторые из результатов исследованной дейтерия в целлю¬
лозе древесины приведены в табл. 2.4. Здесь даны лишь крайние
значения измерений по образцам, относящимся к одному и
тому же временному интервалу.Значения 5D атмосферных вод, использованных деревьями,
выведены из значений 5D, полученных по нитрату целлюлозы с
Добавлением постоянного значения +20%о — среднего значения
Фракционирования между водой и целлюлозой в современных
Деревьях. Результаты представлены изолиниями на рис. 2.23.Значения 5D воды, поглощенной некоторыми современными
Растениями, как и распределение 6D в современных атмосфер¬
ах водах, очень близки (см. рис. 2.23, а). Разница между значе¬
ниями 5D в древесине и метеоосадках может вызываться вкла¬
дом летних дождей, изотопный состав которых, естественно, бо-
Лее положителен по сравнению с талой водой, это может быть
°пРеделяющим фактором для появления разницы между значе¬93
ниями 5D, полученных для древесины, и изолиниям 5D в ме-
теоосадках. Так, значения 8D сосен, произрастающих на склоне
и питающихся в основном летними дождями, выше, чем, на-
пример, для сосен, растущих в низине и питающихся в большей
мере за счет талой воды.Таблица 2.4Анализ 5D и 8,3С в нитрате целлюлозы в древних образцах деревьев
и в современной древесине Северной Америки(по Yapp, Epstein, 1977, с сокращением)№образцаАдрес14Сдатировка8D, %о
к SMOW8|3С,
%с к PDBW-965Уайт Пайн Коппер Майн,
Огайо9600±280-73-24,6W-1360Трэйл, Северная Дакота9810+300-119-25,3 |W-1361Трэйл, Северная Дакота98201300-125-25,9UCLA-998Бул Крик Дренаж, Калифорния9500 ± 120-76-23,7W-58Нобль, Индиана12380 + 360-66-23,5 !W-430Паркерстоун, Индиана12920 ± 400-98-25,3W-1824Рой, Юта12290 ± 350-114-23,0W-512Скрэнтон, Айова14470 + 400-35-23,5W-1305Сиэттл, Вашингтон15100 ± 600-96-25,5W-126Полк, Айова16720 + 600-50-23,5W-469Бонфилз, Миссури17150 + 600-371ЮW-520Луизвиль, Кентукки18530 + 500-55-22,4W-645Варрик Индиана19940 + 300-64-21,1 1W-1091Сиэттл, Вашингтон20350 ± 600-78-22,8W-876Промонтори Пойнт, Ута20600 ± 500-104-20.8W-414Аппе Браш Крик, Огайо22000 +1000-56-22,9W-618Форт Колхаун, Небраска22200 + 1000-62-24,0TgrA-3Ту-Крикс, Висконсин11800-64-23,8TgrA-8Ту-Крикс, Висконсин11800-98-22,6Bs-1Прудое Бэй, Аляска40000 + 5000-171-24,4Современные образцы древесиныПортланд0-55Виннипег0-93Сьерра-Невада0-83Калифорния0-86	94
а	бРис. 2.23. Карты-схемы распределения 5D в целлюлозе древесины (по Yapp, Ер-
siain, 1977): а — современное; б — 9,5—10 тыс. лет назад; в — 10—12,9 тыс. лет
назад, I — 14—22 тыс. лет назад. На севере показано гипотетическое, по мне¬
нию авторов, распространение ледникового покрова на тот или иной отрезок
времени. Контуры для современных атмосферных вод взяты из работ X. Тейло¬
ра и И. Фридмана (Friedman et al., 1964). Побережья свободных ото льда райо¬
нов континента показаны без учета пониженного уровня моря в позднем плей¬
стоценеДанные материалы на рис. 2.23 — первые сравнительно на¬
дежные данные по стабильным изотопам водорода, полученные
по составу атмосферных вод, выпадавших в свободных ото льда
Районах Северной Америки непосредственно после последнего
плейстоценового ледникового максимума.На рис. 2.23, г представлены значения 5D воды, использован¬
ной деревьями 14—22 тыс. лет назад. Некоторые данные, по
мнению J1. Яппа и С. Эпстайна, относятся к краю ледникового95
щита, потому что деревья росли во время изменений его конту,
ра. Модель распределения 8D в атмосферных водах во время
позднеплейстоценового ледникового максимума приблизительно
похожа на современное распределение 8D. Отмечен сдвиг к бо-
лее положительным значениям 5D почти во всех районах. СреЯ
няя разница между древними значениями 6D и соответствую¬
щими современными значениями составляет —19%о. Более по¬
ложительные изотопные значения атмосферных осадков в гля-
циальный период в свободных ото льда районах Северной Аме¬
рики резко контрастируют с очень низкими значениями SD
(ниже —150%о) в регионах, расположенных по соседству с совре-
менными ледниками.Самый древний исследованный образец из залива Прудхо на
Аляске имеет возраст по радиоуглероду 40±5 тыс. лет и значе¬
ние 5D —171 %о. Значение 5D воды, поглощенной этим деревом,
равно —151 %о, что точно соответствует современным осадкам на
данной территории.Значения 6D метеорных вод, реконструированные для пере¬
ходного периода позднего плейстоцена (10—13 тыс. лет назад),
ближе к современным (см. рис. 2.23, г, а), чем к позднеплейсто'
ценовым значениям, однако это отмечено не повсеместно.Авторы полагают, что снижение океанических температур и
уменьшение температурных градиентов между океаном и сво¬
бодной ото льда сушей Северной Америки было обусловлено
широким распространением Лаврентийского ледникового по¬
крова, сопровождавшимся теплыми зимами и прохладными лет¬
ними сезонами в эту ледниковую эпоху. В соответствии с их ре¬
конструкцией на основе изменения 6D в древесине эти значе¬
ния в период максимума позднеплейстоценового оледенения со¬
ставляли — 100%с. Отсюда следует, что значение 6180 в омывав¬
ших материк океанах в это время могло достигать +0,8%о.На рис. 2.23, б показана гипотетическая протяженность Севе¬
роамериканского ледникового щита около 9,5 тыс. лет назад в
сопровождении данных по 6D из семи образцов деревьев, про¬
израставших здесь в это время. Особый интерес представляют
материалы рис. 2.23, б, в, г, свидетельствующие о сильном обо¬
гащении дейтерием воды. Они породили множество противоречи¬
вых объяснений. Как известно, рост значений 5D в атмосферных
осадках обычно связан с увеличением температуры, а обратное
свидетельствует о ее уменьшении. Отсюда следует, что приве¬
денные в табл. 2.4 данные говорят о росте температуры на всей
свободной ото льда территории Северной Америки в позднеплей¬
стоценовый ледниковый максимум. Однако этот вывод находил¬
ся в явном противоречии с имевшимися к тому времени палео-96
климатическими свидетельствами, согласно которым среднего¬
довые значения 8D должны реагировать на годовые климатичес¬
кие изменения. По-видимому, это было методической ошибкой:
ведь питание деревьев и их рост происходят лишь в вегетацион¬
ный период, а поэтому правильнее связывать колебания 8D в
древесине с колебаниями температур летнего периода, а не их
среднегодовыми значениями.Главный вывод, который следует из этого анализа, говорит о
том, что нужно быть крайне осторожными при восстановлении
палеоклимата на больших площадях по отрывочным данным об
изотопном составе атмосферных вод в отдельных точках.Дальнейшие исследования изотопного состава растений под¬
твердили некоторую корреляцию среднегодовых значений тем¬
ператур и состава стабильных изотопов в тех районах, где дли¬
тельность летнего сезона приближается к 5—6 месяцам. По дан¬
ным С. Чатвина (Chatwin, 1983), исследовавшего изотопный со¬
став целлюлозы в мерзлом торфянике близ форта Симпсон (Ка¬
нада), 5180 торфа варьирует в многолетнемерзлой торфяной за¬
лежи возрастом от 10 тыс. лет (рис. 2.24, а) до современности от
15,38 до 17,02%с (рис. 2.24, б), причем изотопически более тя¬
желые слои торфа приурочены не к средней части залежи, отно¬
сящейся к голоценовому оптимуму, а к верхним слоям, сформи¬
ровавшимся сравнительно недавно.С. Чатвин тщательно исследовал соответствия б180 в мхах-
торфообразователях среднегодовым температурам в местах их
произрастания (рис. 2.24, в). Полученная им зависимость 5180
во мхах от температуры (t°C) выглядит следующим образом:а зависимость 6180 от температуры по изотопным исследовани¬
ям древесных колец несколько отличается:Итак, изотопно-кислородный состав целлюлозы мерзлых
торфяников прекрасно отражает палеотемпературы. Это же под¬
твердили и исследования б180 и 5D в целлюлозе и в сопутствую¬
щей ей атмосферной воде времени сезона роста для современных
и ископаемых образцов древесины в Бремптоне, на юго-западе
Онтарио (табл. 2.5), выполненные Т. Эдвардсом с соавторами
(Edwards et al., 1985).Авторы получили уравнение, связывающее изотопный состав
Целлюлозы (8DnpnJ с изотопным составом воды (5Dn„„tI) сезонаЦСЛЛ	' ВОДЫроста деревьев (т. е. лета):5|80 = 0,5t° + 19,90,(2.6)5l80 = 0,5t° +21,75.(2.7)(2.8)97
5Кус-тар-I 1-никSЛескуст.£ 2-Мохкори¬чне¬3-выйФа¬цияЛесОз.^С-даты,
тыс.лет2 6 10_1	I	I	I	I I+WAT-404
[WAT-403WAT-
402WAT
400
\Л/АТ-40>51вО, %о
SMOW
1617 1819-Г
\* \> •/У/^"^размывit30
28
26
24
22
Jp 20"ю 18
16
14Калифорнияххv -Ф©о Королевы! 6
Шарлоттькуорт
Эдмонтон^/О^зд |Кампилас
_Форт Вер-/ ,<йАМ0НТ0Н (Бразилиэр-/ ,^АМСмиллион/	I Хьюстон/1 /^Симпсон
/ 'Ригли
Юконх IОлд Гров
КупермейнТ I ' I I I I I	Г-15 -10 -5 0 5 10 15 20 25 30
Среднегодовая температура,0СГ- I1 f • I2 | II3 I•4Ф5 I© |б |Г-‘1Рис. 2.24. Радиоуглеродное датирование (а) и изотопно-кислородная диаграмма
(б) по целлюлозе из торфа в мерзлой толше торфяного бугра в районе форта
Симпсон и соответствия б180 в сфагновых торфах (в) среднегодовым температу-]
рам воздуха (по Chatwin, 1983): 1 — образцы, датированные по |4С; 2 — образ¬
цы, в которых исследовано содержание lsO; 3—4 — массовые изотопные замеры:3 — по древесным кольцам, 4 — по торфу; 5—6 — линии регрессии (взаимосвя¬
зи) 5|80 и температуры: 5 — в древесных кольцах, 6 — в торфе; 7 — отдельные
изотопные замеры по древесным кольцамПосле столь обстоятельных исследований стало ясно, что рас¬
тения могут выполнять важнейшую роль индикаторов прошлых
условий и в перигляциальных районах, и в криолитозоне. Состав
стабильных изотопов кислорода и дейтерия в растениях служит
надежным индикатором палеотемпературных условий, а возмож¬
ность выполнения радиоуглеродного датирования обеспечивает
хорошую привязку данных к геохронологической шкале. К этому
следует добавить, что благодаря успехам дендрохронологического
датирования (Briffa et al., 1995, 1998), возраст деревьев сейчас мо¬
жет быть рассчитан с высокой степенью точности.Новый опыт палеоэкологического анализа с изучением ста¬
бильных изотопов в ископаемых растениях получен в результате
выполнения международного проекта, посвященного циркумпо¬
лярным границам леса (Wolfe et al., 1997). В двух точках на Тай¬
мыре и в дельте Лены был исследован изотопный состав атмо-»
сферных вод и сегрегационного льда (т. е. замерзшей поровой
воды) из разрезов мерзлых торфяников. Анализ 5180 показал,^
что вода, образовавшая сегрегационный лед в торфе, не подвер¬
галась существенному изотопному обогащению в результате ис-98
парения и демонстрирует сезонные вариации изотопного соста-
ва осадков, которые близки к современным значениям 6|80 в
текстурных льдах из торфа, т. е. говорит о том, что изотопный
состав осадков в голоцене менялся мало.Таблица 2.5Изотопно-кислородный и дейтериевый состав целлюлозы
и сопутствующей ей метеорной воды времени сезона роста
для современных и ископаемых образцов древесины в Бремптоне(по Edwards et al., 1985)Глубина, м
и рассчи¬
танный
возрастДаты по ЫСк SMOWWH- %»к SMOWWO, 96.
к SMOWВлажность
сезона ростаизмеренныепредполагаемые0Современный+24,6-95-11,30,702,658700 лет2,4 м - 8000± 1000
(BGS-837)+26,8-97-11,60,59з,ю9950 лет2,9 м - 9440± 140
(BGS-836)+26,9-104-12,50,553,5510 450 лет3,4 м-9700+140
(BGS-835)+26,3-103-12,40,573,6510 950 лет3,9 м- 11570±210
(WAT-826)+25,7-109-13,20,5811970± 150
(BGS-550);12320+360(BGS-551)12770±200(BGS-707)3,7511450+27,2-109-13,20,52Был исследован также изотопный состав (б|80) целлюлозы,
извлеченной из озерных осадков, и по этим данным рассчитан
изотопный состав озерных вод, которые оказались несколько
тяжелее вод сезонноталого слоя — основного источника тек¬
стурного льда в торфяниках (рис. 2.25). Эти исследования поз¬
волили уточнить время продвижения к северу границы леса. Ис¬
точником воды для исследованных озер в основном были мест¬
ные атмосферные воды, слегка измененные поверхностным ис¬
парением. Сопоставление результатов исследования сегрегаци¬
онного льда и целлюлозы из озерных отложений позволили сде¬
лать вывод, что вариации б180 в целлюлозе отражают изменения
йодного баланса вследствие колебания влажности.99
<DОлS3гоосо5 18 О, %0 к SMOW■ Ш	8 0ос. б2860+70 Г4620t90>7180t110N\///<JL/X-25 -20 -15 -108 18 О, %о к SMOWРис. 2.25. Радиоуглеродное датирование и изотопно-кислородные диаграммы по
текстурному льду (поровой влаге) из мерзлого торфа (а) и по целлюлозе из
озерных осадков (б) на Таймыре (А) и в дельте р.Лена (Б). |4С даты получены
по торфу (по Wolfe et at., 1997)2.4.	ПЕЩЕРНЫЕ ОТЛОЖЕНИЯКак правило, выделяют два вида пещерных отложений: ста¬
лактиты и сталагмиты. Они формируются при осаждении вто¬
ричного кальцита из растворов, образующихся в результате ги¬
пергенеза карбонатных пород их растворением (выщелачивани¬
ем) грунтовыми и атмосферными водами. Наиболее интересной
чертой процесса растворения—осаждения вторичных кальцитов
служит обеднение последних тяжелым изотопом кислорода. Вы¬
щелачивание известняков из карбонатных пород, перекрываю¬
щих пещеры, происходит, как правило, под действием вод, обо¬
гащенных углекислотой.100
Вода, насыщенная С02, содержит в равновесии со свободной
углекислотой бикарбонат-ион и ион водорода (Галимов, 1968):Н20 + 12С02^ Н+ + Н12С03.	(2.9)Поступая в породу, он растворяет карбонаты благодаря переводу
карбонат-иона в бикарбонат-ион12С03 + Н+оН13С03.	(2.10)В результате в растворе наряду с бикарбонат-ионом органи¬
ческого происхождения появляется бикарбонат-ион растворен¬
ного кальцитаСа12С03 + |2С02 + Н20 Са2+ + Н13С03 + Н|2С03. (2.11)Осаждающийся вторичный кальцит в равной мере наследует
изотопный состав исходного известняка и растворяющей угле¬
кислоты воды. Источниками углекислоты растворяющих вод
обычно служат атмосферная углекислота, диапазон значений
5|80 которой чаще всего колеблется от —30 до —10%с, и почвен¬
ная вода, для которой 5180 изменяется от —20 до —10%о. Воз¬
можно, часть вторичного кальцита имеет биогенное происхож¬
дение (Галимов, 1968). Участием в процессе вторичного кальци-
тообразования этих изотопно-легких вод и объясняется его от¬
носительно легкий (по сравнению с исходными карбонатными
породами — значения 8180 у них доходят до +35%с) изотопно¬
кислородный состав. Экстремальные значения 6180 во вторичных
кальцитах в исследованных образованиях составляют от 25 до
27%о.Пещерные отложения образуются примерно так: медленно
мигрирующие растворы, достигая пустот и пещер, обволакивают
их стены. Теряя в процессе испарения воду, растворы перенасы¬
щаются карбонатом кальция и выделяют коллоидные или тон¬
кодисперсные осадки в виде натечных образований, твердеющих
и раскристаллизующихся при дальнейшей дегидратации. Веро¬
ятно, следует ожидать большее обогащение тяжелым кислоро¬
дом настенных натеков и сталактитов, т. е. форм, образующихся
в верхних частях пещер. Здесь подвижность растворов значи¬
тельно выше, при этом фильтрующиеся воды испытывают рез¬
кое изменение парциального давления растворенного углекис¬
лого газа, поэтому в них преобладает осаждение кальцита при
ОЬ|стром удалении углекислого газа из раствора. Вторичный каль¬
цит в сталагмитах и т>фах на дне пещер выделяется из раствора,
Уже потерявшего избыточную С02. Кроме того, вода здесь не
к°нцентрируется в виде капель, как при образовании сталакти-
Тов> а обволакивает сталагмит тонкой пленкой. В этом случае в
0саждении большую роль играет испарение (Галгмов, 1968).10!
Исследования Ж.-К. Дюплесси и др. (Duplessy et al., 1970)
показали, что сталактиты и сталагмиты — это одни из лучшие
объектов для изотопных исследований. В Авен д’Ориньяке на
юге Франции они нашли сталагмит, который образовался между
130 и 90 тыс. лет назад. Этот очень чистый сталагмит был цц>
линдрической формы, диаметром около 10 см и высотой 224 см.
Он возник в 3 км от входа в пещеру, вне влияния атмосферных
условий. Образцы для датирования выбирались из центральной
части столба сталактита с тем, чтобы избежать загрязнения или
вторичной кристаллизации.Изотопный анализ был выполнен в образцах весом 30 мг,
взятых из осевой части сталагмита, потому что в этой части изо¬
топный состав кальцита был наиболее воспроизводимым. Каж¬
дый образец был разложен в вакууме при температуре 25°С.
100% Н3Р04 и полученный С02 очищен и проанализирован на
масс-спектрометре. В табл. 2.6 приведены измерения соотноше¬
ния 180/160, а на рис. 2.26 показана кривая колебаний 5|80 во
времени.Таблица 2.6Изотопно-кислородный состав сталагмита в Авен д’Ориньяке, ФранцияУровень
(см от
вершины)6180, %0
к PDBУровень
(см от
вершины)6|80, %ск PDBУровень
(см от
вершины)6180, %ок PDBУровень
(см от
вершины)6|80, %о
к PDB2,4-4,3860,0-5,91100,0-4,53148,0-4,504,8-4,4269,6-5,90104,0-4,60164,0-4.527,2-5,7473,2-6,00108,0-4,77168,2-4,8212,8-5,6776,0-5,72110,4-4,46173,2-4,6329,2-5,4580,0-6,02113,2-4,55182,0-4,6830,4-5,7485,2-5,81122,0-4,56190,0-4,5935,2-5,9587,2-5,21126,0-4,47196,0-4,55 144,0-6,3192,0-5,03128,0-4,55202,4-5,2847,2-6,1392,8-4,83130,4-4,48222,8-5,3453,6-5,7795,2-4,68134,0-4,72230,0-5,5056,8-5,6998,2-4,68144,0-4,56234,0-5,94
		Ранее Ж.-К. Дюплесси с коллегами показали, что кислород¬
ный состав пещерных образований может быть связан с колеба¬
ниями температуры, если нет движения воздуха и отсутствует
связь между углеродным фракционированием и кислородным
фракционированием.Ещё В. Дансгор установил, что при увеличении температуры н«
ГС значение 5180 изменяется на 0,69%о, а Дж. МакКри проде'
монстрировал, что при различных условиях увеличение на 1°С
температуры окружающей среды приводит к увеличению фактора
фракционирования в кальците на 0,24%о. Учитывая оба на эти Ус'
ловия (т. е. исключив из коэффициента 0,69 простым вычитаний
коэффициент 0,24), Ж.К. Дюплесси вывел уравнение, связываю-102
Рис 2.26. Изотопно-кислородная диа-
1амма п0 кальциту из осевой части
^алагмита, расположенного в пеще¬
ре в Ориньяке на юге Франции
(по Duplessy el al., 1970)'О, %о к PDB4
лto(ОX<5с;оI-of5шCLCD1053 110115 -120 -125 -130•120±6Д6 18О=0,45 Д t°s
* 129± 5шее разницу температур возду¬
ха над пещерой (5At°C) и раз¬
ницу в содержании тяжелогокислорода Д 6|80:дб|80 = 0,45 Д t°B0Myxa. (2.12)На Ориньякской кривой
максимум колебаний состав¬
ляет 4°С. Температура от 130
до 120 тыс. лет возрастала
медленно (4°С в 10 тыс. лет),
затем оставалась более или
менее постоянной (колебания
не превышали ±0,5°С). Мини¬
мум наступил 95 тыс. лет на¬
зад, в интервале 93 и 92 тыс.
лет, когда за 1 тыс. лет температура снова повысилась на 4°С.Позднее аналогичная работа была выполнена в Североамери¬
канских пещерах и на севере о. Тасмания (Goede et al., 1986).
Эта работа интересна еще и
тем, что часть изотопной кри¬
вой перекрывает Ориньякскую
и дополняет ее (рис. 2.27).Пещерные отложения в Тас¬
мании формировались 109—76
тыс. лет назад, судя по 8 уран-
ториевым датировкам. Около
100-97 тыс. лет назад, согласно
изотопно-кислородным данным,
минимальная среднегодовая тем¬
пература воздуха была около 3—5°С (в современную эпоху сред¬
негодовые температуры здесь
9,5°С).5 18О, %о к PDB
-5,5 -5,0 -4,5 -4,0 -3,5ис- 2.27. Изотопно-кислородная диа¬
грамма по кальциту из осевой части
сталагмита. расположенного в пешере
Литтл-Триммер на севере Тасмании
(по Goede el al., 1986)103
50	60	70	80	90	100 смРис. 2.28. Вариации 5|80 в сталагмите, в пещере Флорентинской долины, Тас¬
мания (по Goede, 1994). Этот сталагмит датирован по 230Th/234U 3 датировками:86, 72 и 62 тыс. летПозднее в Тасмании была исследована еще одна серия пе¬
щер. Определения вариаций б180 в 170 образцах в сталагмите во
Флорентинской долине подтвердили вывод о начале холодного
периода после 75 тыс. лет назад (рис. 2.28). Общее изменение
5180 от 100 до 55 тыс. лет составило от 4,14 до 5,57%о (к PDB),
т. е. около 1,5%с, тогда как современное значение здесь равно -4%о. Этот период был более холодным — среднегодовая темпе¬
ратура была на 8,3°С ниже современной, а самый холодный пе¬
риод на этой диаграмме отмечен 70—60 тыс. лет назад.Хорошо датированные изотопно-кислородные диаграммы из
пещер были использованы Ч. Эмилиани для коррекции протя¬
женной фораминиферовой изотопно-кислородной диаграммы
Карибского керна (рис. 2.29), хотя его интерпретация изотопно¬
кислородного сигнала несколько отличается от предложенного
другими авторами (Emiliani, 1972). Спелеотемы из пещер Вайто-
мо (Новая Зеландия) охватывают интервал от современности до
последнего межледниковья. Соотношение 5|80 варьирует здесь
от —3,5%о для голоценового оптимума до — 2,5%с для максимума
последнего оледенения. Аналогичная разница (1,3%о) получена
и по сталагмиту из Ориньяка. Изотопный тренд пещерных от¬
ложений Франции и Новой Зеландии параллелен и сходен с
кривыми по глубоководным кернам.104
CDОa.*£огаа>Ьгоаа>с5ш20 40 60 80 100 120
Время, тыс. лет назад140Рис. 2.29. Временная корреляция фораминиферовой изотопно-кислородной
диаграммы по Карибскому морю (в), выполненная Ч. Эмилиани с использова¬
нием датированных изотопно-кислородных диаграмм Ориньякского сталагмита
(а) и сталагмита пещеры Вайтомо (б)Согласно уран-ториевой хронологии Ж.-К. Дюплесси, темпе¬
ратура от 130 до 120 тыс. лет назад постепенно снижалась к ста¬
дии 7, и основное оледенение имело место между 97 и 120 тыс.
лет назад, а главный температурный максимум (стадия 5) — от97	до 91 тыс. лет назад. Такой же ход событий и по глубоковод¬
ным кернам, и это обеспечивает независимую проверку данных.
Особенно важен переход 97 тыс. лет назад от стадии 6 к стадии5	и максимум 5-й стадии 95 тыс. лет назад.Палеотемпературные реконструкции по пещерным отложе¬
ниям центральной части Северной Америки для конца позднего
плейстоцена выполнено Р.С. Хармоном и Г.П. Шварцем (Harmon,
Schwarcz, 1981). Поданным, полученным в результате изучения
пещерных отложений Айовы, Западной Виргинии, Кентукки и
Миссури, относящимся к позднеплейстоценовому времени, было
Установлено, что содержание кислорода и дейтерия в кальцитах
спелеотем в этих пещерах ниже, чем в современных осадках.105
Судя по этим исследованиям, средняя величина изменения
содержания дейтерия в осадках позднеплейстоценового времени
над свободными ото льда пространствами Северной Америки
составляла около 12%с. Тогда температуры были ниже совре¬
менных в среднем на 7°С, но разброс значений At° по конкрет¬
ным спелеотемам столь велик (от — 5°С в Айове до — 16°С в Те¬
хасе и — 13°С на Бермудах), что для их объяснения потребова¬
лись дополнительные независимые исследования.Согласно данным абсолютного датирования, изотопные запи¬
си по спелеотемам из пещеры Колдуотер в Айове, расположен¬
ной вблизи южного края Лаврентийского ледникового покрова,
охватывает период от 25±4 тыс. лет назад до 6 тыс. лет назад. Во
всех спелеотемах величина 5D оказалась ниже современной —
эти данные резко отличаются от вышеизложенных материалов
по древесине для того же периода. Возможно, это отражает тот
факт, что деревья потребляют неглубоко залегающие грунтовые
воды, образовавшиеся в результате выпадения осадков непо¬
средственно или во время сезона вегетации, в то время как пе¬
щерные отложения создаются более глубоко залегающими грун¬
товыми водами, возраст которых может составлять несколько
сотен или даже тысячи лет. Однако особенности рельефа в рай¬
оне пещеры позволяют предположить, что именно просачиваю¬
щиеся атмосферные осадки были источником влаги в пещере.
Причиной расхождений могут быть существенные различия зна¬
чений 8D в воде осадков, выпадавших зимой и летом. Деревья
усваивали в основном воду летних дождей (с более высоким
значением 5D), а пещерные образования создавались водами,
образовавшимися весной (с более низким значением 5D). Дан¬
ные по разным объектам — по древесине и пещерным отложе¬
ниям — отражают черты климата разных сезонов.Выявлены и другие противоречия в изучении изотопов в пе¬
щерных отложениях и других природных объектах. Пробы воды
из водоносных горизонтов, радиоуглеродный возраст которых
составляет 30 тыс. лет, имеют те же значения 5D, что и совре¬
менные осадки. Поэтому можно прийти к выводу, что средняя
температура зимой и весной не столь уж сильно отличалась от
современных даже во время максимума оледенения, а траекто¬
рии циклонов зимой и весной были близки к современным
(Harmon, Schwarcz, 1981).Изотопные исследования в пещерах показали, что данные по
изменению содержания изотопов кислорода в карбонатных от¬
ложениях могут дать информацию о климатических изменениях
в прошлом, если осаждение карбонатов происходило при равно¬
весии изотопов с исходной фильтрационной водой. Можно по¬
пытаться оценить содержание |80 в исходной фильтрационной
воде и затем вычислить температуру отложения по температур-)106
ной зависимости фракционирования |80 между кальцитом и во¬
дой:Ю3 in ак_в = 2,78 ж 106 t~2 + 2,89,	(2.13)где ак_в = (518Окальцит + 1000) / (518Овода + 1000). Поскольку тем¬
пература в пещере связана с долгосрочной осредненной темпе¬
ратурой на земной поверхности над пещерой, то такие палео¬
температуры, полученные изотопным методом, должны отра¬
жать изменения температур на поверхности в течение всего пе¬
риода пещерных отложений.Данные по изотопному составу пещерных отложений вполне
репрезентативны, и их можно использовать для достаточно точ¬
ных определений палеотемператур с учетом точности измерения
отношения D/Н в пещерных образованиях ±3%о, и точности
измерения отношения |80/|60 в кальците этих образований
±0,1 %о. Таким образом, неопределенность при определении па¬
леотемператур составляет примерно 2—3°С. Такая неопределен¬
ность хотя и значительна, но все же меньше, чем разница тем¬
ператур в 4—14°С, характерная для перехода от позднего плей¬
стоцена к голоцену.Детальное изотопное исследование спелеотем выполнено
С.-Э. Лауритценом (рис. 2.30) в пещерах Оксхола и Стордалс-
гротта в Северной Норвегии. По данным уран-ториевого дати¬
рования сталагмит близ Оксхола формировался от 145 до 81 тыс.
лет, а у Стордалсгротта — от 102 до 6 тыс. лет назад. Детальные
(через 2,5 и 1 мм) изотопно-кислородные определения показа¬
ли хорошую корреляцию с другими изотопными кривыми во
временном интервале от 150 до 80 тыс. лет; в обеих кривых об¬
наружено совпадение изотопного максимума в период от 110 до
130 тыс. лет назад. Это доказывает преимущественно атмосфер¬
ную природу питающих спелеотемы вод и соответственно хоро¬
шие возможности получения палеотемпературного сигнала по
анализу стабильных изотопов в кальцитах спелеотем.Обстоятельное исследование выполнено по 20 кальцитоиым
спелеотемам с низким содержанием магния в пещере Сорек
(рис. 2.31), в доломитовой скале в 40 км от Средиземного моря.
За последние 60 тыс. лет дождевая вода постоянно просачива¬
лась в пещеру, что способствовало формированию натеков.
Средний изотопный состав современной дождевой воды — 6,5%с.
Из-за испарения значения б180 в пещерной воде на 1 — 1,5%с
выше, чем в дождевой. Значение 6|80 карбонатов современных
спелеотем в пещере Сорек равно в среднем —5,4 %о, значения
^13С составляют от —11 до —12%о. Исследователи пещеры (Ваг-
Matthews et al., 1999) предположили, что колебания 5180 опреде¬
лялись теми же факторами, что и сейчас. Значения б|80 в спелео¬
темах (см. рис. 2.31) в интервале от 60 до 17 тыс. лет соответ-107
Время, тыс. лет назадВремя, тыс. лет назадРис. 2.30. Распределение значений б|80 (а) и 6|3С (б) в спелеотемах Северной
Норвегии (по Lauritzen, 1995), датированных по 230Th/J34LI: А — в пешере Окс-
хола (точка FM-2, 67° с.ш., располагается на высоте 160 м над уровнем моря) и Б —
Стордалсгротга (S-88-17). Черными овалами показаны современные значения 5180 в
спелеотемах. Вертикально заштрихованной полосой показан пробел в данных108
109
Рис. 2.32. Сопоставление датировок ц0
230Th/2,4U и |4С в пещерах Ботсваны
на юге Африки и кораллов остроца
Барбадос (по Holmgren et al., 1994)I	— пещера Лобатсе; 2 — нещера
Дротски; 3 — пещера Канго; 4 — це.
щера Линде; 5 — кораллы островаБарбадосm О I—1—'—1ствуют последней ледниковой
эпохе, в основном они на 2%с■Ьс50 40 30 20 10 0Возраст, тыс. лет(по230 Th / 234 U)ниже, чем в период от 17 тыс,
лет до современности. Для
позднего плейстоцена типич¬
ны кратковременные осцил¬
ляции по несколько сотен летс амплитудой менее 1 %о и более долговременные осцилляции с
амплитудой 5lsO до 3%с.Уран-ториевые даты древнее 50 тыс. лет находятся на преде¬
ле радиоуглеродного датирования. Детальные исследования по
230Th/234U и |4С позднеплейстоценового сталагмита в пещере
Лобатсе II и ряда других пещер в Ботсване на юге Африки вы¬
полнила К. Холмгрен с соавторами (Holmgren et al., 1994). Эти
измерения показали хорошее соответствие датировок пещерных
кальцитов примерно до 30—35 тыс. лет назад и существенные
расхождения в более древних отложениях (рис. 2.32).Палеотемпературная интерпретация изотопных данных по
пещерным отложениям нередко сильно различается. Как извест¬
но, в природе стабилизация карбонатных минералов происходит
в дискретной микрообстановке, когда химический состав воды
может быть очень разным. Из-за резкой локализации процессов
растворения—переосаждения в диагенетически стабилизирован¬
ных карбонатных породах повсеместно сохраняются первичные
структуры и химические градиенты как между отдельными со¬
ставными частями, так и внутри них. Однако такие же соотно¬
шения микрообстановок могут быть обусловлены разной сте¬
пенью их открытости для каждого элемента-примеси. Когда ат¬
мосферная вода насыщена относительно кальцита, отношение
растворенных ею компонентов по отношению к Н-,0 в этой сис¬
теме составляет приблизительно 1 : 104 и, следовательно, в об¬
щем количестве кислорода доминируют атомы, входящие в со¬
став воды. По этой причине отношение изотопов кислорода 1
фазе-предшественнице может отчасти зафиксироваться в коне4"
ной фазе лишь при быстром растворении и последующем пере'
осаждении (длительностью от нескольких минут до нескольки'
часов). В такие краткие периоды породный кислород в диссоШ1110
ированной HCOJ может не успеть вступить в обменную реак¬
цию с кислородом воды.При более длительных процессах переосаждения обменные
проиессы значительно более интенсивные. Это приводит к тому,
что в гумидных и аридных районах в изотопном составе кальци-
т0в пещерных отложений первичный изотопный сигнал, содер¬
жавшийся в исходной воде, фиксируется существенно по-разному.
Это создает значительные трудности при палеотемпературных ин¬
терпретациях спелеотем. Тем не менее пещерные отложения
очень ясно демонстрируют переходы от оледенений к межледни-
ковьям, дают большее временное разрешение по сравнению с глу¬
боководными кернами и обеспечивают независимый временной
масштаб для корреляций с другими изотопными диаграммами.2.5.	КОСТИ МЛЕКОПИТАЮЩИХНаиболее обстоятельные работы по изотопному изучению кос¬
тей млекопитающих выполнил А. Лонжинелли (Longinelli, 1973,
1984), который одним из первых предположил возможность ис¬
пользования изотопного сигнала из костей млекопитающих для
получения количественной информации о палеоклиматических
условиях на континентах. Эта возможность базируется на следую¬
щих предпосылках:1)	температура тела млекопитающих не подвергается воздейст¬
вию внешних условий, и, будучи константой для каждого
вида, контролируется внутренними механизмами, за исклю¬
чением случаев патологии;2)	около 65% веса тела млекопитающего состоит из воды. Изо¬
топный состав этой воды, по крайней мере всех составляю¬
щих с высокими скоростями обмена, должен быть эквивален¬
тен во всех образцах из этого района для каждого вида мле¬
копитающих;3)	средний изотопный состав атмосферной воды должен быть
главным контролирующим фактором изотопно-кислородного
состава воды в теле млекопитающего;4)	фосфат кальция осаждается в костях млекопитающего при
одних и тех же физико-химических условиях, поэтому долж¬
на существовать количественная взаимосвязь между изотоп¬
ным составом фосфатов костей и изотопным составом воды
тела (и, следовательно, коррелировать с местной атмосфер¬
ной водой), в то время как и равновесное, и кинетическое
Фракционирование обеспечивают одинаковое фракциониро¬
вание для всех образцов, по крайней мере внутри одного и
того же вида млекопитающих.111
Измерения изотопно-кислородного состава воды из кровц
человека и домашних свиней показали, что эффекты изотопно¬
кислородного фракционирования между поглощенной водой ц
водой тела остаются постоянными для тех же видов. Значения
5|80 воды тела линейно зависят от среднего значения 6180 мест¬
ных атмосферных вод. Этот вывод верен для фосфата костей
Таким образом, значение 6180 иона фосфата из любых ископае¬
мых костей человека и домашних свиней может быть использо¬
вано для реконструкций параметров воды в течение всей жизни
млекопитающего.После калибровки уравнений, характеризующих каждый вид
живущих млекопитающих, можно получить инструмент для
комплексных палеотемпературных реконструкций. Изотопные
измерения ископаемых костей позволяют рассчитывать среднее
значение изотопно-кислородного состава местных атмосферных
вод времени осаждения фосфата костей. Поскольку время пре¬
бывания молекулы фосфата в костях крупных млекопитающих
составляет несколько лет, это уменьшает эффект случайных из¬
менений.Для каждого вида млекопитающих существует свой альфа-фак¬
тор фракционирования в системе фосфат кости—вода тела, неза¬
висимый от локальных условий, — это видовая характеристика.Для белых крыс, выращенных в лаборатории при контроли¬
руемых условиях, была получена прямая взаимосвязь между
средней величиной 6180 поглощенной воды и 5180 воды крови.
После изменения изотопного состава питьевой воды (крысам
давали полусухую пищу), непосредственные изотопные изменения
в крови крыс происходили примерно в течение недели. Уста¬
новлено, что время, необходимое для перехода от одного квази-
постоянного изотопного состояния в другое, составляет 1,5 дня.Для того чтобы проверить постоянство 5180 воды в образцах
крови одного и того же вида животных, было изучено примерно
по десятку образцов от животных из одного. Для этих измере¬
ний отбирались образцы крови (несколько миллилитров) и до¬
бавлялся растворитель. Вся вода отделялась посредством дистил¬
ляции в вакууме, затем измерялся ее изотопно-кислородный со¬
став. Результаты, полученные по группам людей, ланей, диких
кабанов и домашних свиней, показаны в табл. 2.7.Каждая группа образцов демонстрирует вполне однородные
значения 6,sO особенно с учетом того факта, что стандартное
отклонение измерений различных порций отдельного образца
составляют около ±0,15%с. Значительная изменчивость, проде¬
монстрированная для образцов крови людей из Орси, вероятно,
связана с тем, что эти образцы получены из местного центра пе¬
реливания крови, когда точное происхождение и места постоян¬
ного проживания доноров неизвестны, а также с широким спект¬
ром изотопного состава поглощаемой пищи и напитков.112
Таблица 2.7Изотопно-кислородный состав крови различных видов животных(по Longinelli, 1973)Образец
и его номерМестонахождениеДиапазон
8lsO воды
кровиСред¬ниезначе¬нияСтан-дартноеоткло¬нениеДикий кабан №10Пиза — Италияот -8,1 до 8,7-8,450,19Лань №10Пиза — Италияот -4,3 до -5,1-4,700,27Свинья дом. №10Петралия — Италияот —4,0 до -4,4-4,240,13Свинья дом. №8Этампс — Францияот -3,7 до -4,2-3,940,17Люди №10Палермо — Италияот —2,2 до -3,6-2,680,38Люди №13Орси — Францияот —2,7 до -4,8-3,880,59Люди №10Пиза — Италияот —2,6 до —3,4-3,04-0,23Стандартное отклонение измерений, проведенных для ланей,
значительно выше, чем для диких кабанов. Это связано с тем,
что первые образцы отобраны весной и ранней зимой, а вторые —
в декабре. Сезонные вариации значений 6180 в крови млекопи¬
тающих, очевидно, зависят от сезонного сдвига значений б|80 в
местных атмосферных водах, а также от размеров животного.
Однако различные образцы одного и того же вида, проживаю¬
щего на данной территории, обычно дают один и тот же изо¬
топный состав воды их тела. Для проверки количественной вза¬
имосвязи между значениями б180 в воде крови и местных атмо¬
сферных водах были изучены группы людей, проживающих в
разных физико-географических условиях (табл. 2.8).Таблица 2.8Изотопно-кислородный состав воды крови людей
и средний состав локальных метеорных вод(по Longinelli, 1973)Местонахождение№ образца6180 дождя6|80 кровиСтандартноеотклонение1- Тонон-ле-Бэйн5-9,5-4,90,28_2Л1етралия (Италия)12-8,0-4,20,423 Париж6-7,2-3,50,374. Орси (Франция)13-7,2-3,90,59Пиза (Италия)10-6,3-3,00,236- Палермо (Италия)10-5,5-2,70,38_^Кальяри (Италия)6-5,5-2,60,26113
Значения 5180 по местным атмосферным водам отклоняются
не более чем на несколько десятых промилле. Зависимость
среднего значения 5180 крови людей от средних значений 618о
атмосферной воды, полученная методом наименьших квадратов,
выражается следующим уравнением:81*0„о. = °.‘>05'*0«,_>. + 0,68.	(2.Н,Для группы образцов домашних свиней тем же методом по¬
лучено такое уравнение:S'4—= 0,885>»О„ + 2,1.	(2.15)Наклон обеих прямых отличается примерно на 50%. Эта раз¬
ница не может быть связана только с фракционирующим эф¬
фектом. Возможная интерпретация этого факта состоит в том,
что каждый вид имеет специфический вид фракционирования
воды тела, определяемый из питьевой и метаболической воды,
причем последняя формируется также из воды, содержащейся в
пище, и из атмосферного кислорода.Результаты А. Лонжинелли показали, что для некоторых видов
млекопитающих значения б180 воды тела в норме более положи¬
тельно, чем 5|80 поглощенной воды. С другой стороны, значения
5|80 воды тела белых крыс значительно легче, чем питьевая
вода, когда последняя обогащена 180. В случае белых крыс по¬
лучено такое уравнение:Э'Чрис ■= O.MWO,^ - 0,64.	(2.16)Из полученных результатов можно заключить, что биохими¬
ческие процессы между поглощенной водой и водой тела мле¬
копитающего, будучи причиной изотопного фракционирования,
воспроизводимы во всех образцах одного и того же вида млеко¬
питающих. Это подтверждено для домашних свиней и людей
(рис. 2.33).Для того чтобы проверить существование постоянного фрак¬
ционирующего фактора альфа (а) в системе фосфат кости —
вода тела в группе образцов одного и того же вида, отобранных
в разных местностях, А. Лонжинелли измерил б180 в фосфатах
кости людей и домашних свиней (рис. 2.34). Стандартное откло¬
нение этих измерений составляет 2%о. Образцы костей человека
отбирались на обширной территории от Гренландии до эквато¬
риальных районов. Кости принадлежали людям, которые умер¬
ли между концом последнего столетия и 1950 годом, когда кли¬
матические изменения можно считать несущественными для об¬
щей картины распределения изотопов в осадках.Средний изотопный состав костей человека (5|8Окостм чс юв) про¬
порционален среднему составу атмосферных осадков (5|80осалков)-
Методом наименьших квадратов получено уравнение:5180	=0 645|80 + 22 37	(2 17)кости челов и,ич-о ^осадков ’ *	Я114
абРис. 2.33. Распределение значений 5|80 в крови людей (а) и свиней (6) в зави¬
симости от среднего состава воды, которую они пили (по Longinelli, 1973)а	бXгай « +22
I £+20Ш >saJ?+18+16+148 1+16
-e-S+ 14518 О,14 -12-10 -8 -6 -4-2 0 *
в атмосферных осадках818 О, %о в атмосферных осадкахРис. 2.34. Распределение значений 5lsO в фосфатах костей людей (а) и свиней(б)	в зависимости от среднего состава воды, которую они пили (по Longinelli,1973)Угловой коэффициент этого уравнения близок к коэффициен¬
ту уравнения (2.14), показывающего взаимосвязь изотопного со¬
става местной атмосферной воды и воды крови. Это подтвержда¬
ет, что фактор фракционирования фосфатов кости — воды кро¬
ви постоянен у людей и не зависит от климатических условий.Взаимосвязь содержания изотопов кислорода в костях до¬
машних свиней и атмосферных осадках на окружающей терри¬
тории выражается следующим уравнением регрессии:5180	= 0 865 180 + 22 71	(2 18)кости свиней 1 u ^осадков **»'*•Угловой коэффициент уравнения (2.18) практически иденти¬
чен коэффициенту уравнения (2.15), показывающему взаимо¬
связь воды крови свиней и местных атмосферных осадков. Зна¬
чит в системе фосфат—вода фракционирующий коэффициент а
образцов крови постоянен и не зависит от климатических усло-
вий. Очевидно, большая разница между коэффициентами урав-
Нений, полученных для людей и свиней, важна при использова¬115
нии их для реконструкций палеоклиматических условий; она
повышает надежность получаемых результатов.Изотопный масштаб, определенный для домашних свиней, не
может быть использован для очень древних ископаемых костей
свиней, так как свиньи были одомашнены сравнительно недав¬
но, а ископаемые кости принадлежат диким кабанам. В этом
случае изотопный масштаб нуждается в дополнительной калиб¬
ровке, хотя мы имеем дело с одним и тем же видом.Среднее значение а — фактора связи между фосфатом костей
и водой крови — составляет 1,0214 для людей и 1,0209 для домаш¬
них свиней. Уравнения (2.17) и (2.18) могут быть использованы
для расчета средних значений 6180 в древних атмосферных водах,
соответствующих ископаемым образцам по 5180 из фосфатов ис¬
копаемых костей. Таким образом, А. Лонжинелли получил ин¬
струмент для определения среднегодовых значений 5180 дождевой
воды в прошлом по анализу стабильных изотопов в костях.Важные результаты были получены по костям людей из древ¬
них стоянок европейской части России (табл. 2.9). При этом ис¬
пользована идея А. Лонжинелли о температурном контроле изо¬
топно-кислородного состава фосфатов костей. Данные для пе¬
риодов времени 11 — 16 и 22—25 тыс. лет назад отличаются от
современных примерно на одну и ту же величину, что говорит о
едином позднеплейстоценовом криохроне в конце позднего
плейстоцена (Николаев, 1988).Таблица 2.9Результаты измерений изотопного состава кислорода фосфатов костей
из позднеплейстоценовых и голоценовых стоянок на Русской равнинеСтоянкаВозраст,
тыс. летМатериалР,мае.%»,80Ро4,
%о к
SMOW6|80 атмосферных
осадков, %о к SMOWДревнихСовре¬менныхЕди¬ничныезамерыСредниезначенияЕди¬ничныезамерыСунгирь22-25Ребро ребенка11,2+ 13,4-14,0-15,9-12,5Грудина ребенка10,1+ 14,3-12,6Ребро взрослого6,3+8,9-21,0Косте н-
ки-211-16Ребро взрослого9,7+ 13,4-14,0-14,0-10,0Позвонок взрос¬
лого3,4+ 13,5-13,9Сахтыш4-5Ребро взрослого10,5+ 15,2-11,2-9,0-11,5Эмаль зубов
взрослого23,5+ 18,0-6,8116
2 6. ОСТАНКИ МАМОНТОВКасаясь изучения костных остатков изотопными методами,
ожно подробнее рассмотреть проблему изучения костей ма¬
монтов. Хотя пока ещё получено сравнительно небольшое коли¬
чество данных по исследованиям стабильных изотопов в костях
мамонтов, которые еще требуют осмысления и доработки, изу¬
чение абсолютного возраста по содержанию |4С в костях и тка-
нЯх мамонтов уже позволило решить многие вопросы существо¬
вания этих животных.К настоящему времени получено более 300 датировок по |4С
мамонтовых остатков в мерзлых грунтах севера России (сущест¬
венная часть их собрана и проанализирована Л.Д. Сулержицким
(1995) и дополнительно более 160 датировок по палеокриоген-
ной зоне Европы и Азии (список этих датировок опубликован в
работе Vasil’chuk et al., 1997). Их представительность достаточна
для вполне определенных выводов не только по палеоэкологии
самих мамонтов, но и для обсуждения палеогеокриологии ма¬
монтового времени — распространения многолетнемерзлых
грунтов и ряда дискуссионных палеогеографических проблем:
палеоклиматических условий, растительности и распростране¬
ние покровных оледенений.Главное палеогеокриологическое следствие, установленное из
анализа всего массива датированных мамонтовых остатков, состо¬
ит в том, что выявлено удивительно полное совпадение южной
границы ареала мамонтов в эпоху позднеплейстоценового крио-
хрона (40—10 тыс. лет назад) с распространением полигонально¬
жильных структур, диагностируемым по южной границе псевдо¬
морфоз.Климатические условия существования мамонтовых популя¬
ций не могли быть суперхолодными прежде всего потому, что
летом должно было быть достаточно тепло для обеспечения вы¬
сокой продуктивности травянистой растительности и кустарни¬
ков — основного корма мамонтов, а зимы не могли быть сверх-
суровыми, когда молодые особи мамонтов просто не выжили бы;
зимой также не должны были быть частыми оттепели, которые
провоцируют ледяную корку, делающую невозможным дальние
миграции животных и доступ к перекрытому снегом и льдом рас¬
тительному корму.Достаточно определенно решается вопрос и о растительном
покрове в период существования на какой-то территории ма¬
монтового стада. Учитывая потребность такого стада в огромном
количестве растительного корма, надо полагать, что продуктив¬
ность растительного покрова летом была очень высокой, а зи¬
мой растительность хорошо сохранялась под снегом, который
Ь|л достаточно рыхлым для того, чтобы мамонты могли выка-117
шивать корм из-под снега (Zimov et al., 1995). Совпадение rna.
ницы южного предела распространения мамонтов в поздне^
плейстоцене с южной границей зоны сплошного развития мно.
голетнемёрзлых пород (Vasil’chuk et al., 1997) указывает на то
что основным ландшафтом мамонтового времени была тундра ^
большими участками высокопродуктивных травянистых сооб.
ществ. При обсуждении распространения покровных оледене.
ний главным представляется несовместимость сосуществования
таких крупных травоядных животных, как мамонты, и мощных
ледников.Спорово-пыльцевые спектры и анализ растительных остатков
из вмещающих мамонтовые туши отложений позволяют оценить
степень автохтонности захоронения мамонтов, получить фаци-
альную характеристику захоронения. Анализ палинологических
данных отложений, вмещающих Киргиляхского мамонтенка,
показывают, что наиболее близки к спектрам из его желудка
спектры, выделенные из дресвяно-суглинистого горизонта с
торфом в толще третьей надпойменной террасы. Здесь не только
наиболее полно совпадает соотношение основных компонентов
спектров, в которых 60—77% составляет пыльца трав, но и их
видовой состав.Кормовой режим и питание мамонтов можно реконструиро¬
вать по содержанию желудков и кишечников взрослых особей,
погибших в летнее время. Кормовая масса из желудочно-кишеч¬
ного тракта Шандринского мамонта, который, вероятно, погиб
в начале лета, весившая 250 кг в замороженном состоянии, со¬
стояла на 90% из стеблей и листьев разных видов осок, пушицы
и злаков. Тонкие побеги ивы, березы и ольхи составляли мень¬
шую часть, встречались кора, хвоя и остатки семенных чешуй
лиственницы, а также листья брусники и побеги гипновых и
сфагновых мхов. В составе спорово-пыльцевого спектра господ¬
ствуют споры 77%, пыльца травянистых растений составляет
около 20%.В желудке Березовского мамонта В.Н. Сукачёв (1914) обнару¬
жил в основном остатки злаков, осок и зеленых мхов. Палино¬
логические данные также показали абсолютное преобладание
пыльцы злаков — 97%, что отражает пищевые предпочтения ма¬
монта в начале лета в момент интенсивного цветения злаков.Содержимое желудка и кишечника Юрибейского мамонта
состояло из остатков трав, веточек ивы, березы карликовой и
арктических видов ив, а также остатков лиственницы и смороди¬
ны. Мамонт погиб поздним летом или осенью, что подтверждав
и слабая насыщенность пыльцой и спорами (среди которых пр£'
обладают споры — 56—63%) содержимого желудка, а также на¬
личие разорванных и поврежденных пыльцы и спор, которые, по¬
пав на почву, начали разрушаться.118
Пыльцевой анализ желудков мамонтов и некоторых других
упных млекопитающих из мамонтовой фауны и вмещающих
их отложений показывает, что во всех случаях доминирует
Ь1льиа травянистых растений или споры, в небольших количест¬
вах присутствует пыльца лиственницы (1—5%), имеется пыльца
вИД0В, которые в настоящее время произрастают южнее и запад¬
не (пыльца смородины, березы древовидной и др.), встречается
также пыльца типично тундровых растений, но в отличие от со-
иременных тундровых спектров очень невысоко содержание
пыльиы верескоцветных. Хотя имеются региональные различия
в условиях местообитаний разных стад мамонтов, все они су¬
ществовали в условиях, близких к редкостойным лиственничным
лесам, лесотундрам и тундрам.Климатическая модель существования и вымирания мамон¬
тов может быть построена на основе хорошо датированных изо¬
топных вариаций по сингенетическим подземным льдам, фор¬
мировавшимся в тех же районах, где обитали мамонты, и на
спорово-пыльцевых реконструкциях. Известно предположение
британского биолога А. Листера, что изменения растительности
в начале голоцена оказались гибельными для мамонтов. Однако,
хотя анализ остатков растений, пыльцы и спор из их желудков
показывает своеобразие растительности мамонтового времени,
это своеобразие не означает, что пищевые цепи мамонтовой по¬
пуляции в голоцене были нарушены кардинально. Поскольку
мамонты питались преимущественно злаками и осоками, а эти
растения и в настоящее время занимают огромные пространства
тундры, видимо, не это было главной причиной их вымирания.Наиболее достоверная и полная палеотемпературная инфор¬
мация для изучения экологии мамонтовой популяции получена
по данным анализа стабильных изотопов многолетнемерзлых
сингенетических толщ. Изотопно-кислородные кривые, полу¬
ченные по повторно-жильным льдам из районов обитания ма¬
монтов, свидетельствуют о существовании длительного холодного
периода около 100 тыс. лет, что привело к приспособленности
мамонтов к условиям чрезвычайно длительной и суровой зимы, в
течение которой длинная шерсть и толстый слой жира предохра-
няли животных от охлаждения, а длинные бивни способствовали
Добыче травы из-под снега. Наступление голоцена фиксируется
но изотопно-кислородным данным заметным повышением зим-
иих температур (Vasil’chuk, Vasil’chuk, 1995b). В это время осо¬
бенности строения мамонтов стали препятствием к развитию
1!ида и даже самому их существованию. Скорее всего, именно
вменение зимних температур могло стать источником как теп¬
лового, так и пищевого стресса для мамонтовых популяций,119
ведь зимний сезон длился очень долго и малейшее ухудшение
кормовых условий в зимнее время из-за частых оттепелей и пов.
торного замерзания с образованием ледяной корки в толще сне¬
га вело к изменениям численности мамонтовых стад, а также та.
ким популяционным реакциям, как карликовость, развивающая
ся, как известно, вследствие пищевого стресса.Говоря об особенностях захоронения мамонтовых остатков
следует отметить два важных обстоятельства. Первое — в желуд¬
ке найденных туш мамонтов, как правило, обнаруживаются
плоды, листья, орешки, т. е. остатки, относящиеся к летнему се¬
зону. Тем не менее степень сохранности туш очень высока, и
можно предположить, что их консервация произошла поздней
осенью. Консервация целых туш — явление редкое, оно требует
совпадения ряда условий: а) быстрый занос осадками, т. е. защита
от поедания трупов животными; б) практически мгновенное сни¬
жение температуры окружающей среды, обеспечивающее кон¬
сервацию тканей; в) последующий переход в мерзлое состояние.
Сочетание всех этих обстоятельств достаточно редкий случай.
Возможно, это могло случаться в конусах выноса оврагов, под
высокими льдистыми берегами, подмываемыми абразией или
реже в термокарстовых провалах, в местах скрытого внутри грун¬
тового вытаивания масс подземных льдов.Данные по спорово-пыльцевым спектрам и по составу расти¬
тельности из желудков мамонтовой фауны, а также палинологи¬
ческая характеристика вмещающих мамонтовые остатки синкрио-
генных толщ на севере России позволили получить ориентировоч¬
ные количественные палеотемпературные реконструкции для
сезона вегетации, т. е. для летнего периода жизни мамонтов.Более определенно, как уже сказано, можно реконструировать
зимние палеотемпературы по данным изотопно-кислородных оп¬
ределений из сингенетических повторно-жильных льдов в тех же
районах, где обитали основные мамонтовые стада на севере крио-
литозоны. Результаты этих палеотемпературных реконструкций
раздельно для зимних и летних сезонов приведены в табл. 2.10 для
территориально различающихся мамонтовых популяций.Для территории Аляски летние температуры определены путём
исследования 23 комплексов, датированных по радиоуглероду ис¬
копаемых позднеплейстоценовых жуков (Elias, 1998). Согласно
этим данным в южных районах полуострова от 37 до 11 тыс. лет
назад среднеиюльские температуры были на 2—5°С ниже совре¬
менных, а в самых северных районах — ближе к современным
(рис. 2.35). Повышение летних температур началось до 12,5 тыс.
лет назад и температуры выше современных отмечены во всех арк¬
тических комплексах насекомых между 12,5 и 9,2 тыс. лет назад. 1120
Таблица 2.10Палеотемпературные условия местообитания в криолитозоне
основных Сибирских мамонтовых популяций (стад) 40—10 тыс. лет назад(по Yu. Vasil'chuk, Punning, A.Vasil'chuk, 1997, с изменениями)Местообитаниепопуляции5|80, %о
к SMOW•ср.з.'С1 Сср.янвI Сср.июлЯмало-Гыданскаяпопуляцияот -21
до -24от -21
до -24от -32 до -36
(-22 до -28)от +3 до +8
(+5 до +11)Таймырскаяпопуляцияот —25
до —29от —26
до -29от —40 до —43
(-31 до -33)от 0 до +3
(+1 до +6)Яно-Ленскаяпопуляцияот -30
до -34от -30
до -34от -45 до -49
(-32 до -34)от +4 до +5
(+6 до +8)Колымо-Индигирскаяпопуляцияот -29
до -33от -29
до -33от -43 до -49
(-30 до -34)от +4 до +5
(+7 до +9)Алдано-Вилюйскаяпопуляцияот -29
до -31от -29
до -31от —43 до -46
(-37 до -45)от +10 до +12
(+17 до +18)Врангелевско-Айонскаяпопуляцияот -29
до —32от —29
до -32от -44 до —46
(-24 до -29)от +2 до +3
(+2 до +4)Майнско-Анадырскаяпопуляцияот -21
до -29от —21
до -29от -31 до -43
(-21 до -27)от +5 до +7
(+10 до +13)Примечание: Среднезимние (tcp3°C), среднеянварские (tcp„HB°C) и среднеиюль¬
ские (tcp ИКЭЛ°С) температуры, реконструированные по изотопным и палеобота¬
ническим данным. Современные среднеянварские и среднеиюльские темпера¬
туры даны снизу в скобках для сравнения.s
&
га х
zr х
s 0£ 2|ао°
а mга оа*т Sо. ф
s §
к о
о
сВремя, тыс. лет назад1>ис- 2.35. Отклонение среднеиюльских температур от их современных значений
На основе датированных по радиоуглероду ископаемых жуков: а — в арктичес¬
ких районах, б — в субарктических районах Аляски (по Elias, 1998)121
Проблему достоверности радиоуглеродных датировок, полу,
чаемых по различным остаткам мамонтовой фауны, уже рас,
смотрели в разд. 1.4, здесь можно лишь еше раз подчеркнуть
что даты по 14С получаются очень точными и часто не зависят
ни от метода определения (традиционный радиоуглеродный или
масс-спектрометрический), ни даже от степени сохранности ма¬
териала (часто даже сильно разложившиеся с поверхности кости
внутри сохраняются хорошо и дают достоверные данные).Высокая степень сохранности костного материала в криоли-
тозоне в то же время играет и некоторую негативную роль при
датировании синкриогенных толщ. Нередко происходит переот-
ложение костного материала, что ведет к фиктивному удревне-
нию разрезов. Нам представляется (хотя не все исследователи
согласны с этим), что уже сам факт нахождения отдельной кости
или бивня почти наверняка свидетельствует о его аллохтонности
(автохтонны либо полные скелеты, либо туши, да и то не всегда,
как показывает случай с Киргиляхским мамонтенком, который,
скорее всего, был целиком перемещен оползнем в блоке мерз¬
лой породы). Поэтому к датировкам по отдельным костям сле¬
дует относиться как к нижнему пределу возможного датирова¬
ния толщи. Такой явно переотложенный костный материал по¬
лучен и по разрезу Куларской едомы, и в разрезе Дуванного
Яра, и в едоме Зеленого Мыса (Васильчук, 1992). В то же время,
например, в озерной толще Ледового Обрыва на Майне дати¬
ровка по отдельному бивню совпала с датой по растительной
органике, что может указывать на ее достоверность и приемле¬
мость для датирования. В целом же надо признать, что |4С даты
по костям безусловно точны для определения времени жизни
животных и часто не соответствуют времени формирования
вмещающей их синкриогенной толщи, оказываясь переотложен-
ными и более древними.Здесь нельзя не напомнить и об ином возможном пути рас¬
членения скелетов мамонтов — растаскивании их хищниками
сразу же после гибели, или соплеменниками. Известно, что это
очень характерно для поведения современных слонов, которые
яростно растаскивают и даже разбивают скелеты и отдельные
кости своих павших сородичей. Поэтому, вероятно, не всегда
увидев отдельную и даже расщепленную кость, можно быть уве¬
ренными в ее переотложении. Одна из таких загадок — кость,
найденная авторами совместно с Л.Д. Сулержицким в верхней
части Дуванного Яра и датированная 33 тыс. лет (Васильчук,
1992). Она была желтая, очень свежего облика и явно обрабо¬
танная. Кем? Человеком ли? Хищниками? Сородичами? Пере¬
нос костей мог быть и культовым. Голоценовая мамонтовая
кость в Эстонии, датированная около 9 тыс. лет, видимо, имен¬
но такова. Часть костей могла идти на строительство жилиШ-122
Столь различный характер возможного переноса мамонтовых
костей, естественно, сильно осложняет датирование разрезов
с(1нкриогенных толщ по ним.Неожиданные выводы получены при анализе радиоуглерод¬
ных датировок по мамонтовым остаткам в связи с проблемой
распространения покровных оледенений в позднем плейстоце¬
не. Если для нас уже привычны выводы о том, что территории
распространения едомных толщ (в которых сосредоточены ос¬
новные находки мамонтовых туш и костей) никогда не покры¬
вались ледниками за последние 40—50 тыс. лет, то находки кос-
тей на территориях, традиционно считающихся в прошлом лед¬
никовыми, ставят серьезные вопросы к палеогляциалистской
парадигме.Действительно, первые находки мамонтовых костей, датируе¬
мых концом позднего плейстоцена, на территории Швеции от
13 тыс. до более чем 30 тыс. лет (Berglund et al., 1976), Финлян¬
дии от 15 тыс. до более чем 45 тыс. лет (Dormer et. al., 1979) и
Норвегии от 19 тыс. до 32 тыс. лет (Follestad, Olsson, 1979) мож¬
но было объяснять их более поздним завозом людьми, неточ¬
ностью и несовершенством самих радиоуглеродных определений
или иными причинами. Но многочисленные (около 50) датировки
по Дании от 13 тыс. до 32 тыс. лет (Aaris-S0rensen et al., 1990),
Великобритании (более 20) от 11 тыс. до 38 тыс. лет (Сооре,
Lister, 1987; Stuart, 1991) и другим странам Центральной Европы
(Stuart, 1991, Vasil’chuk et al., 1997), несомненно, свидетельству¬
ют о преимущественно подземном, а не наземном характере
оледенения Европы в позднем плейстоцене. Нельзя не упомя¬
нуть и многочисленные (более 150) находки мамонтов на терри¬
тории Китая (Liu, Li, 1984), которые уточняют сведения о па-
леокриолитозоне в Центральной Азии.Интересен вопрос о последнем мамонте прежде всего тем,
что позволяет пролить свет на геокриологическую историю Се¬
вера России. Действительно, если мамонты повсеместно и од¬
новременно исчезли на рубеже позднего плейстоцена и голоце¬
на, то надо признать, что это некий единый критический рубеж,
свидетельствующий о радикальной перестройке природы. А вот
находки голоценового мамонта на о. Врангеля (Vartanyan et al.,
1995) эту позицию серьезно корректируют. Нельзя не упомянуть
здесь и полученные Т. Стаффордом десятки голоценовых AMS-
Радиоуглеродных дат по мамонтовым костям (Stafford et al.,
1^87). И хотя сами авторы считают, что кости значительно за¬
грязнены молодым радиоуглеродом, нам эти данные представля¬
ется заслуживающими внимания.Сохранение популяции мамонтов на островах — один из самых
показательных моментов в истории мамонтовой фауны. Остров¬
ные популяции мамонтов описаны как в Старом, так и в Новом123
Свете. Карликовость — это практически единственный признак
который может развиваться быстро, в течение жизни несколь¬
ких (трех—пяти) поколений. Чаще всего он проявляется в усло¬
виях пищевого стресса, т. е. резкое сокращение объема тела жи¬
вотных происходит тогда, когда для прокорма стада существует
гораздо меньшая территория (Lister, 1993).Еще одна реакция популяции мамонтов на ухудшение условий
существования — это переселение на новые территории. Описа¬
но несколько островных мамонтовых популяций, на островах
Северного Ледовитого океана (Vartanyan et al., 1995) и близ Ка¬
лифорнийского побережья (Johnson, 1978). Но вспомним, что
современные слоны — одни из лучших пловцов среди современ¬
ных крупных млекопитающих. В 1958 г. был снят фильм о том,
как слон переплыл канал в Шри Ланке шириной 762 м, глубиной
60 м за 17 минут. Яркий пример длительного заплыва слонов
описан Сандерсоном в 1875 г. в Индии, когда стадо из 79 слонов
продержалось на плаву около 6 часов и, отдохнув на песчаной
отмели и не потеряв никого, отправилось дальше. Они проплы¬
ли 19 км со скоростью более 2 км/ч (Johnson, 1978). Логично
предположить, что их близкие родственники мамонты в этом
им не уступали.Поскольку мамонты имели толстый слой подкожного жира и
умели хорошо плавать в холодной арктической воде, они сумели
переселиться в подходящие для их существования условия — вна¬
чале на Новосибирские о-ва и Северную Землю, а в конце време¬
ни существования вида и на о. Врангеля (т. е. миграция мамонтов
на острова могла происходить даже если острова не соединялись с
сушей). Однако мамонты, которые существовали на о. Врангеля,
не были в полном смысле карликовыми, как, например, карлико¬
вые слоны с о. Мальта (где их рост не превышал 1 м).Один из главных выводов, к которому пришли авторы при
анализе датированных мамонтовых остатков, заключается в том,
что по крайней мере 40—10 тыс. лет назад мамонты были широ¬
ко и повсеместно распространены на территории современной
криолитозоны и палеокриолитозоны. Очень важен вывод о сов¬
падении южной границы ареала мамонта в позднем плейстоцене
и южной границы распространения повторно-жильных льдов, ре¬
конструированной по самым южным находкам псевдоморфоз.
Авторы не обнаружили какие-либо временные лакуны (переры¬
вы) в распространении мамонтов ни в Европе, ни в Азии — это
означает, что длительное существование обширного сплошного
наземного оледенения на этих территориях нереально. Вместе с
тем обширная зона подземного оледенения в этот период рас¬
пространялась в Европе до 40° с.ш., а в Азии еще южнее.Основной причиной сокращения популяции мамонтов и по¬
следующего ее вымирания, скорее всего, послужило изменение124
имних условий на рубеже голоцена и позднего плейстоцена,3 зМОжно, и не столь катастрофического в климатическом пла-
е но оказавшегося губительным для мамонтовых популяций
’ обширном пространстве Арктического побережья, где крат¬
ковременные оттепели зимой приводили к образованию толстой
педяной внутриснежной корки, препятствующей подснежной
добыче сена и иного растительного корма. К тому же гололед¬
ная корка препятствовала дальним миграциям мамонтов, что
веЛо к катастрофическому истощению и гибели животных.Изотопные исследования содержания тяжелого кислорода в
фосфатах костей мамонтов и некоторых представителей мамон¬
товой фауны из районов криолитозоны (Genoni et al., 1998) ба¬
зировались на методике А. Лонжинелли, описанной выше. Неко¬
торые образцы были датированы по радиоуглероду (табл. 2.11).Хорошее соответствие изо¬
топных данных, полученных
по кислороду фосфатов и кар¬
бонатов костей (рис. 2.36),
говорит об отсутствии явных
диагенетических изменений в
костях. Возникают перспекти¬
вы создания двух независимых
методов палеореконструкций
по содержанию стабильных
изотопов в костях древних
млекопитающих.Для перехода от данных по
фосфатам к реконструируемым
данным по изотопному составу
воды использованы установ¬
ленные предыдущими исследованиями А. Лонжинелли и X. Дель¬
гадо уравнения взаимосвязи этих характеристик у представителей
современной фауны:б180	= 1 13б180 + 25 55-	(2 19)° кости слонов Ь*-10 '-'осадков	К*--1?)8IS0	= 0 94S180 + 23 3	(2 20)° кости оленей	^осадковСредние значения §180 воды, рассчитанные по образцам из
дверной Сибири, варьируют между —17,3 и —20,7%о, что близкок современным средним значениям изотопного состава атмосфер¬ах осадков. Это позволяет думать, что условия окружающей
сРеды в то время были близки к современным или чуть болеесУРовыми, так что растительность оставалась способна поддер¬живать жизнедеятельность мамонтовых стад. Когда мамонты"•2 тыс. лет назад достигли Северной Земли, 518Оводы былаО-vCD-8-ОсоСО10,0 14,0 18,0 22,0Рис. 2.36. Сопоставление изотопно¬
кислородного состава карбонатов и
фосфатов костей мамонтовой фауны
(по Genoni et а!., 1998)125
Таблица 2.ijИзотопно-кислородные определения фосфатов костей мамонтов
и других животных позднеплейстоценовой мамонтовой фауны(по Genoni et a I., 1998)ТочкаЫС возраст,
тыс. лет назадАнализируемый материал8,8Оф,,ф.„»о'*0ВОЛЫСеверная СибирьЯкутия10Бивень мамонта6,5+0,1-17.9±0,2О. Большой
Ляховский>40Бивень и кость мамонта5,2±0.3-19,3+0,3Реброво>40Кость мамонта5.5-18,9КондратьевонеизвестенДентин и эмаль зуба
мамонта3,8±0.4-20.7+0.4СвятойнеизвестенБивень мамонта и кость5,5±0,9— 19,0± 1,0МамонтоваГоранеизвестенЗуб мамонта6,9— 17.4 >Р. ТуранчанеизвестенКость мамонта7,0-17.3Южная СибирьАфонтова
ropa II13Кость северного оленя10,1 ±0,6-13,410,6Афонтова
гора II13Кость мамонта9.2-15,0 iАфонтова
гора 1114Кость северного оленя11,0+0,8-12,9+0.8Афонтова
гора II15Кость северного оленя10.51Лиственка13-14Кость северного оленя11.2—12.7 1Каштанка20-21Кость северного оленя10.5±0.4-13.310.4БольшаяСлезневанеизвестенКость оленя9,8± 1.4-13,9+1,3Россия и УкраинаЕлиссвичи14,3Зуб и кость мамонта12,710,6-11,310.7Межирич14.3Бивень и кость мамонта13.4+0.2-10.510.3Юдиново13.6-15,8Кость мамонта13,8±0,2-10,110.2Авдссво20,8-22,7Зуб мамонта12.210.4-11.810.5Хотылево23,7-25Зуб и кость мамонта12,4±0,7-11,610.8126
Несколько костей северных оленей и одна мамонтовая кость
возрасте 13—14 тыс. лет из южной Сибири показали значения
jisn и пределах от —12,7 до —15%о. Эти значения немногой '-'иолы глеГче современных; между прочим, среднее значение 5|Ь01ЮДЫ,
рассчитанное по мамонтовым костям из европейской части Рос¬
сии, также легче современных значений на 1 — 1,5%с.Хотя не все еще ясно в полученных данных и не в полной
мере учтена возможность фракционирования стабильных изото¬
пов 15 метаболических процессах мамонтов и слонов (а также
благородных и северных оленей), можно утверждать, что в на¬
ших руках перспективный инструмент для реконструкции тем¬
ператур времени существования мамонтовой фауны.2.7. ГРУНТОВЫЕ ВОДЫИсследование стабильных и радиоактивных изотопов в под¬
земных и связанных с ними поверхностных водах — одна из
наиболее развитых областей изучения гидросферы. Этому пред¬
мету посвящена обширная литература (Ферронский, Поляков,
1983).Возможности исследования стабильных и радиоактивных изо¬
топов в подземных водах многообразны. Они определяются ши¬
роким использованием как поверхностных, так и подземных вод
и поэтому относительной доступностью материала для аналити¬
ческих определений. Многочисленные буровые скважины на
воду доставляют исследовательский материал даже из очень глу¬
боких и древних водоносных горизонтов. В природных водах, как
известно, встречаются почти все обсуждаемые нами изотопы:
это и стабильные изотопы водорода, кислорода, углерода и дру¬
гие, и радиоактивные — тритий, радиоуглерод и др. Даже в тех
случаях, когда их концентрации малы (например |4С), получе¬
ние больших по объему образцов позволяет выполнять аналити¬
ческие определения. Серьезным осложнением служит, пожалуй,
лишь активное движение вод гидросферы, в процессе которого
происходит перемешивание вод разного возраста и происхожде¬
ния. Поэтому интерпретация данных нередко очень затрудни¬
тельна даже в тех случаях, когда, например, исследуется глубоко
Слегающая водоносная линза, изолированная сверху и снизу
1!°Донепроницаемыми глинами. Редко можно быть уверенным,
Что подтока более молодых или более древних вод сбоку нет,
еШе менее уверенными можно быть относительно возможной
такой связи в прошлом. И все же, несмотря на такие ограниче-
ни«, уже сейчас имеются несомненные успехи в исследовании
изотопии гидросферы, особенно в тех случаях, когда исследова¬
лись одновременно и стабильные и радиоактивные изотопы в
п°дземных водах.127
Поскольку литература по изотопии гидросферы обширна, о<»1
тановимся на нескольких примерах, связанных между собо^
близким интервалом времени. К сожалению, для территорци
криолитозоны или для современных приледниковых районов
такие исследования пока редки, поэтому приведем данные
более отдаленных от предмета нашего исследования регионов
(однако еще раз подчеркнем, что и в многолетнемерзлой толще ^
в виде высокоминерализованных криопегов и под теплыми лед¬
никами водоносные горизонты широко распространены, поэтому
опыт изотопных исследований грунтовых вод, имеющийся для
смежных регионов, безусловно вскоре пригодится).Обобщение данных по 8D и 5180 Европы в древних водах
датированных по радиоуглероду, свидетельствует о заметном
минимуме в содержании тяжелых изотопов 20—30 тыс. лет назад
(Rozanski, 1985). Комплексными изотопно-палеогидрогеологи-
ческими исследованиями в Неваде установлено, что самый глу¬
бокий минимум в диапазоне 17—10 тыс. лет назад приходится на
начало этого возрастного интервала, т. е. на 17 тыс. лет назад,
когда температуры были примерно на 8°С холоднее современ¬
ных, а около 10 тыс. лет назад они были только на ГС холоднее
(Classen, 1986).Обстоятельная работа немецких исследователей по изучению
истории природных вод в Германии (Rudolph et al., 1984) проде¬
монстрировала четкий единый холодный период от 40 до 12-
10 тыс. лет назад (рис. 2.37). На основе сравнения современных
значений 6D и температур в разных районах Германии получено
уравнение регрессии с коэффициентом 1,8%с. Это позволило
реконструировать температуры для последних 40 тыс. лет. Тем¬
пературы в период от 40 до 10 тыс. лет назад были на 8—9°С
ниже современных. Это достаточно хорошо согласуется с дан¬
ными по другим континентальным объектам.Изучение изотопного состава подземных вод в вендской
(протерозой) водоносной толще в районе Таллинна показало,
что здесь распространены изотопически аномально легкие под¬
земные воды: б180 равно —19,5%о, a 6D равно — 159%о (Феррон-
ский и др., 1984). Они резко отличались от современных грунто¬
вых вод в этом регионе (5180 —9,8%о, a 6D —88%о), но обнару¬
живают почти полное изотопное сходство с современными ат¬
мосферными осадками в районе Мирного в Центральной Якутии
(5|80 —19,0%о, a 5D — 156%о). В настоящее время среднегодовая
температура на территории Прибалтики равна 4,5°С, а в Якутии
близ Мирного — около —9°С. Вероятно, в период активного пи¬
тания водоносных горизонтов поверхностными водами среД'
негодовые температуры в Прибалтике были на 13—14°С ниже
современных.128
Таблица 2.10Палеотемпературные условия местообитания в криолитозоне
основных Сибирских мамонтовых популяций (стад) 40—10 тыс. лет назад(по Yu. Vasil 'chuk, Punning, A.Vasil’chuk, 1997, с изменениями)Местообитаниепопуляции6|80, %с
к SMOW*ср.з. Сt сср.янвt 'сср.июлЯмало-Гыданскаяпопуляцияот -21
до -24от -21
до -24от —32 до —36
(-22 до -28)от +3 до +8
(+5 до +11)Таймырскаяпопуляцияот -25
до -29от —26
до -29от -40 до -43
(-31 до -33)от 0 до +3
(+1 до +6)Яно-Ленскаяпопуляцияот -30
до -34от -30
до -34от -45 до -49
(-32 до -34)от +4 до +5
(+6 до +8)Колымо- И ндигирская
популяцияот -29
до -33от —29
до -33от -43 до -49
(-30 до -34)от +4 до +5
(+7 до +9)Алдано-Вилюйскаяпопуляцияот —29
до -31от —29
до -31от —43 до —46
(-37 до -45)от +10 до +12
(+17 до +18)Врангелевско-Айонскаяпопуляцияот -29
до -32от —29
до -32от —44 до —46
(-24 до -29)от +2 до +3
(+2 до +4)Майнско-Анадырскаяпопуляцияот —21
до -29от -21
до -29от —31 до —43
(-21 до -27)от +5 до +7
(+10 до +13)Примечание'. Среднезимние (tcp3°C), среднеянварские (tc „"С) и среднеиюль¬
ские (tcp ИЮЛ°С) температуры, реконструированные по изотопным и палеобота¬
ническим данным. Современные среднеянварские и среднеиюльские темпера¬
туры даны снизу в скобках для сравнения.Время, тыс. лет назад^ис■ 2.35. Отклонение среднеиюльских температур от их современных значений
На основе датированных по радиоуглероду ископаемых жуков: а — в арктичес¬
ких районах, б — в субарктических районах Аляски (по Elias, 1998)
13	Радиоуглеродный8 D, /оо	8 С , %о	возраст, тыс. лет-100 -80 -60 -10 -6 -2 20 15 10 5 оРис. 2.38. Вариации изотопного состава и возраст подземных вод в Средней
Азии (по Ферронскому и др., 1984): а — Бахарденское месторождение в Южной
Туркмении, б — Сырдарьинский, Илийский и Чу-Сарысуйский артезианские
бассейны в Южном КазахстанеЭти данные в качестве ориентировочных можно использовать
для реконструкции изотопного состава Скандинавского ледни¬
ка — ведь именно его талые воды должны были подпитывать
водоносные горизонты в Прибалтике. Обычно принято считать,
что значение 5180 Скандинавского ледника было около —30%о,
но с учетом данных по подземным водам можно предположить,
что вода в целом была изотопически тяжелее, ближе к —20%»
(Ферронский и др., 1984).130
При изучении подземных вод на ряде месторождений Сред¬
ой Азии были проанализированы их радиоуглеродный возраст
„ содержание стабильных изотопов. Исследования Бахарденско-
г0 месторождения минеральных вод дали возраст самых древних
вод здесь около 17+3 тыс. лет, причем вверх по разрезу воды
становятся все более молодыми (рис. 2.38, а). В распределении
значений 5D по глубине отмечается заметное изотопное утяже-
1еНие, свидетельствующее о резком потеплении климата в районе
Предкопетдагского глубинного разлома примерно 12 тыс. лет
назад-Согласно исследованию артезианских подземных вод на ряде
месторождений Казахстана (рис. 2.38, б), от 30 до 20 тыс. лет
здесь отмечалось похолодание климата, продолжавшееся при¬
мерно до 14 тыс. лет назад. В период между 14 и 12 тыс. лет назад
оно сменилось потеплением.Расширение исследований грунтовых вод на криолитозону и
в современные перигляциальные районы позволит получить но¬
вые данные о прошлых природных условиях.2.8. Выводы1.	Изотопные исследования морских карбонатов, моллюсков,
кораллов и особенно фораминифер позволили составить первые
палеоокеанологические и палеоклиматические количественные
диаграммы, дающие детальную изотопную характеристику и хо¬
рошую абсолютную привязку для периода в 500—600 тыс. лет.2.	Карбонатные фораминиферовые и коралловые диаграммы
содержат четко выделяющийся палеотемпературный сигнал.
Изотопно-кислородные фораминиферовые диаграммы служат
одним из основных реперов для привязки изотопных данных,
получаемых по ледниковым кернам, особенно для периода бо¬
лее 50—100 тыс. лет назад.3.	Изотопные исследования пресноводных остракод и диато-
мей, а также мергелистых осадков и органического вещества в
озёрных толщах позволяют с большей детальностью изучать па¬
леоклиматические тренды на суше и выполнять палеогидроло-
рические реконструкции.4.	Изотопно-кислородные и дейтериевые исследования, вы¬
полненные по целлюлозе растений и торфа, служат хорошим
индикатором для реконструкции характеристик воды, которой
питались растения, но они требуют дополнительного учета ме¬
таболических эффектов, связанных с жизнедеятельностью расте¬
ний. Поскольку питание деревьев и их рост происходят только в
течение вегетационного периода, следует связывать колебания
оО и б180 в древесине с колебаниями летних температур, а не с
Их среднегодовыми значениями.131
5.	Изотопные исследования пещерных отложений — сталак¬
титов и сталагмитов — позволяют отделить периоды оледенений
от межледниковий и выполнить корреляции с другими изотоп¬
ными диаграммами. Однако в гумидных и аридных районах в
изотопном составе кальцитов спелеотем первичный изотопный
сигнал, содержавшийся в исходной воде, фиксируется по-раз¬
ному.6.	Изотопные данные по костям млекопитающих — один из
лучших показателей для реконструкции изотопного состава
воды, которую употребляли млекопитающие для питья. Наряду
с прекрасными возможностями датирования костных остатков
это позволяет выполнять долговременные палеотемпературные
реконструкции, однако нужно учитывать возможности дальних
сезонных миграций млекопитающих.7.	Радиоуглеродные исследования мамонтовых останков вместе
с изучением изотопного состава подземных льдов из тех же ре¬
гионов позволяют реконструировать условия местообитаний ма¬
монтовых популяций в период с 40 до 10 тыс. лет назад. Южная
граница ареала мамонта в позднем плейстоцене совпадала с юж¬
ной границей распространения повторно-жильных льдов, ре¬
конструированной по самым южным находкам псевдоморфоз.
Одной из основных причин сокращения и последующего выми¬
рания популяции мамонтов, скорее всего, послужило изменение
зимних условий на рубеже голоцена и позднего плейстоцена,
когда кратковременные оттепели зимой приводили к образова¬
нию толстой ледяной внутриснежной корки, препятствующей
подснежной добыче сена и иного растительного корма, а также
дальним миграциям мамонтов, что вело к катастрофическому
истощению и гибели животных.8.	Содержание стабильных изотопов в костях мамонтовой
фауны подтверждает существующие представления об условиях
популяций мамонтов в позднем плейстоцене.
Глава третьяТЕОРЕТИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ
АНАЛИЗА СТАБИЛЬНЫХ ИЗОТОПОВ
В ИССЛЕДОВАНИЯХ КРИОСФЕРЫ3.1.	ИСТОЧНИКИ ВЛАГИ, ФОРМИРУЮЩЕЙ РАЗЛИЧНЫЕ ТИПЫПОДЗЕМНЫХ И НАЗЕМНЫХ ЛЬДОВ - ИЗОТОПНЫЙ АСПЕКТГлавный источник атмосферной влаги, а, следовательно, и
изотопов 2Н и 180 — океан. Океанические воды имеют весьма
однородный изотопный состав, исключая те районы, где проис¬
ходит смешивание их с пресной водой рек. Концентрации 2Н и
|«0 в морской воде и атмосферном паре над океаном обычно
соответствуют друг другу. Если такой пар изъять из равновесной
системы и подвергнуть охлаждению, то первое небольшое коли¬
чество конденсата должно иметь тот же изотопный состав, что и
океаническая вода. Над океаном, где вода в среднем характери¬
зуется значениями 6|80 близкими к 0%о, водяной пар в близком
контакте с поверхностью океана содержит примерно на 8—10%о
меньше изотопа 180 и на 100%с меньше дейтерия, чем средняя
океаническая вода. Подобные значения должны преобладать над
обширными океаническими зонами низких и средних широт.3.1.1.	Вариации изотопного состава атмосферных осадков.С целью выявления глобальных вариаций 52Н и б180 с 1961 г.
МАГАТЭ (Международное агентство по атомной энергии,
IAEA — International Atomic Energy Agency) и ВМО (Всемирная
метеорологическая организация, WMO — World Meteorological
Organization) организовали отбор осадков на метеостанциях в
разных районах мира. В 1964 г. В.Дансгор систематизировал и
интерпретировал многие данные, полученные на станциях все¬
мирной сети (рис. 3.1). Он же совместно с X. Таубером в 1969 г.
опубликовал карту изолиний б180 для Северного полушария, ос¬
нованную на средних годовых значениях б|80 в осадках. Для
Ряда станций Северного полушария ими была получена зависи¬
мость между 62Н и 5180:62Н = (8,1 ± 0,1) б|80 + (11 ± 1).	(3.1)В глобальном масштабе около 90% воды, испаряющейся над
0кеанами, возвращается непосредственно в океан в виде атмо-
сФерных осадков, остальные 10% выпадают над поверхностью
континентов и участвуют в речном стоке. В пределах океана вы-
Деляются области с разным соотношением испарения и осадков,133
4 ^bappov	IгЛ.)	j X	vl 		/ ■- Retpn \Ud( уманак r„/nefiu_ro--Фор^х 1 ^TiU/ '	4\) _Деструктон Смит ^ Гр’енндал Листайг^Т	v° AnaKГ Чикаго Густей ■ "^.Вена	; ^о.Мидвей СантФаЬтаф -^ра^е	Тегеран	о^ДокиоГяяяигйр1	Бермудские Д)1ександои!Г\*	Т-апоим~' Бётел Ч^ДЦ^маЙак Ск^ребн-Санд	« >еЯ.Исфьор^, / /^-'-xv!:V’ Бет*лГонконг 0 УэйкГаванские 4vlyayla ” '' Берм',дские А^ександриГ\^с^«Та[эзчи _»Гсо.Джонстон3	МараКай«“-^'Ба1Рб?д0С^ " К"Н°	\£ан^. ;Манила "° гуацР, ■ о Рождества уаупеб*	Сен-^ме	.■ Ап'иаТ0Н	Ч- ■' '.Виндхук- -а^ег0Дж?карта»^ин.	Асунсьон g.-'o, Св.Елены-р ' д?тананЙа»и	Брисбено.Раротонга	■■ £ио-де -	СпКЛАйреГТ ■ КейптаУн	Аделаида Ч£/I /.Фолклендские 0 ■	Мельбурн^
о-ва( 		Рис. 3.1. Расположение станций глобальной сети ВМО/МАГАТЭ (WMO/IAEA).
на которых выполнялись наблюдения за долговременными трендами содержания
180 и D в осадках и температуры приземного слоя воздуха, положенные в основу
уравнений В. Дансгора (из Dansgaard, 1964). Впоследствии эта сеть была дополне¬
на новыми станциями (их местоположение см., например, в работах Yurtsever, Gal.1981 и Rozanski et al., 1992)что определяет перенос влаги из областей, где преобладает ис¬
парение, в области с преобладанием осадков.С точки зрения атмосферно-гидросферного обмена влагой
очень важен пассатно-тропический океанический регион между
30° с.ш. и 30° ю.ш. Он охватывает около 50% площади Земли и
дает 75% годового объема осадков и испарения. Структура атмо¬
сферы в этом регионе и характерные средние значения изотопных
отношений отдельных элементов атмосферы показаны на ана-
литико-графической модели испарения-конденсации (рис. 3.2).На схеме модель представлена двумя слоями атмосферы. До
высоты 600 м над уровнем моря выделяется однородный ниж¬
ний слой облаков, хорошо перемешанный воздушными турбу¬
лентными течениями. Влажность воздуха в нем резко меняется и
10—20-метровой зоне над уровнем моря и далее до высоты около
600 м остается почти постоянной около 75%. Второй облачный
слой характеризуется активным процессом конвективного пере¬
мешивания опускающегося сухого воздуха с местными восходя¬
щими струйными потоками, богатыми водяным паром, вокруг
которых формируются кучевые облака. Высота второго слоя огра¬
ничивается возможностью распространения вверх струйных по¬
токов влажной воздушной массы пассатов. Выше этой области
начинается инверсионная зона пассатных ветров, а затем сухая
зона верхней тропосферы. Высота нижнего края (и соответствеИ-134
м20006005180= -17,5%о 6DОблачный слой
= -17,5%о 8D= -130
Влажность = 50%
СмешениеНижняя граница облаковПар (16%)
Жидкость (33%)186 0= -17,5 ■
б D= -130 °лКонвективное смешение
Однородный слой
5'вО=-13%о б D= -94%о
Влажность = 75%Поверхность океана5 D= -22 %оИспаренией180=+1%о 8D=+1%oРис. 3.2. Модель исиарения/конденсации и типичные значения влажности воз¬
духа и изотопных характеристик б180 и 6D (в скобках) атмосферной влаги в
системе океан—атмосфера—океан (по Craig, Gordon, 1965)но верхнего края второго облачного слоя) инверсионной зоны
изменяется от 2 км в поясе внешних пассатов до 4 км вблизи эк-
иатора.Приняв для нижнего однородного и верхнего конвективного
облачных слоев наиболее часто встречающиеся значения влажно¬
сти воздуха, равные соответственно 75 и 50%, и исходя из изотоп¬
ных показателей водяного пара однородного слоя 5|80 = —13%о,
5'Н = -94%о и поверхностного слоя океана 6|80 = +1%о, 62Н =
= + 10%о (эти значения, естественно, несколько выше, чем SMOW
Из'3а испарения), X. Крейг и Л. Гордон построили принципиаль¬
ную схему изотопного обмена океан—атмосфера—океан и вы¬
числили значения 5180 и 52Н, присущие как стадии испарения,
1ак и стадии конденсации и выпадения атмосферных осадков
*См- рис. 3.2).В атмосфере единовременно содержится всего 0,001% общего
°бъема воды, участвующей в гидрологическом цикле. Тем не ме-
Нее, высокая скорость оборота атмосферной воды обеспечивает
постоянное поступление пресных вод на континенты, обновляя135
водные ресурсы суши. Распределение водяного пара тесно свя
зано с процессами обмена атмосферной влаги с поверхность^
океанов и сушей.Непрерывный поток пара с поверхности Земли и постоянное
удаление атмосферных осадков из облачного слоя приводят к
тому, что парциальное давление водяного пара с высотой пони¬
жается гораздо быстрее, чем общее давление воздуха. С умень¬
шением температуры нижних слоев атмосферы от экватора к
полюсам и соответствующим понижением давления насыщен¬
ных паров общее влагосодержание атмосферы в этом направле¬
нии уменьшается. Различия свойств поверхности океанов и
суши (как источников атмосферной влаги) также влияют на рас¬
пределение влаги в атмосфере. Эти факторы вместе с процесса¬
ми фракционирования контролируют распределение влаги в ат¬
мосфере.Поскольку однородному распределению влаги в атмосфере
препятствует постоянное удаление из атмосферы сконденсирован¬
ной воды в виде атмосферных осадков, а при ее конденсации про¬
исходит обогащение жидкой фазы тяжелыми изотопами (что
вполне естественно, так как они обладают меньшей “летучестью”,
и при снижении температуры облаков первыми стремятся их по¬
кинуть), уменьшение влагосодержания атмосферы сопровождается
уменьшением концентраций 2Н и 180 в остающемся паре.Большую информацию об особенностях процессов, формиру¬
ющих изотопный состав при переносе влаги над поверхностью
океана и суши, дает рассмотрение распределения концентраций
2Н и |80 в среднемесячных осадках на морских и континенталь¬
ных станциях в январе и июле, характеризующих зимние и лет¬
ние условия переноса влаги. Правда, интерпретация изотопного
состава осадков в различных географических условиях как ин¬
декса эволюции атмосферной влаги затрудняется возможным
взаимодействием жидких капель дождя с атмосферным воздухом
ниже уровня облаков. Масштаб этого явления может меняться
от сезона к сезону. В случае выпадения снега можно говорить
об отсутствии заметного изменения изотопного состава осадков
ниже облачного слоя, так как согласно теоретическим построени¬
ям Е. Эрикссона (Eriksson, 1965, 1983) и B.C. Брезгунова (1978)
испарение воды в твердом состоянии не существенно меняет ее
изотопный состав. Распределение изотопного состава осадков в
зимние месяцы в умеренных и полярных широтах, очевидно,
отражает распределение изотопного состава атмосферной влаги-
Поскольку в холодное время года интенсивность влагообменэ
между атмосферой и подстилающей поверхностью значительно
уменьшается (на площадях, покрытых снегом, обмен почти от¬
сутствует), следует ожидать, что распределение стабильных изо¬
топов зимой в полярных и умеренных широтах, в особенности136
на континентах, соответствует простой модели релеевской кон¬
денсации.В 1953 г. В.Дансгор установил высотный эффект изменения
gi8Q в атмосферных осадках. Молекула Н2160 более летуча, чем
ц iso, что является причиной фракционирования стабильных
изотопов кислорода и водорода при всех процессах фазовых пе¬
реходов — замерзания, таяния, испарения и конденсации. Фрак¬
ционирование в таких процессах зависит от температуры и ско¬
рости протекания фазовых переходов. Природное фракциониро¬
вание атмосферной влаги происходит главным образом при ис¬
парении пара с водной поверхности, конденсации пара в восходя¬
щем потоке воздуха, изотопном обмене с окружающим паром и
испарении при выпадении осадков. Изотопные зависимости, со¬
провождающие испарение и конденсацию водяного пара, опре¬
деляются двумя факторами: изотопным равновесным разделени¬
ем — фракционированием на границе фаз (пар—снег, пар-
дождь) и изотопным распределением в результате диффузии и
конвекции в граничном слое одной или обеих фаз. Фракциони¬
рование в значительной степени определяется температурой.Изотопный состав атмосферных паров изучен недостаточно —
причина в технических трудностях отбора представительных об¬
разцов атмосферной влаги для анализа. Обычно это делают по¬
средством замораживания водяных паров при очень низкой тем¬
пературе в специальных ловушках воздуха и водяного пара. Для
анализа дейтерия нужны меньшие объемы образцов, чем для
анализа изотопов кислорода, поэтому для больших высот с низ¬
кой концентрацией водяных паров в основном имеются данные
по дейтерию.Сведения об изотопном составе верхних слоев атмосферы
были получены К. Тейлором (Taylor, 1984) для континентальной
Европы и Д. Эхальтом (Ehhalt, 1974) для континентальных райо¬
нов США. При этом в верхней тропосфере выявлен значитель¬
ный недостаток тяжелых изотопов водорода, здесь пар имеет
значения 5D ниже —300%о.Измерения вертикального распределения 5D проводились
К. Тейлором в окрестностях Гейдельберга с июня 1967 по июнь
•968 г. на 10 высотных уровнях от 0,5 км до 5 км. На рис. 3.3
продемонстрированы результаты измерений изменчивости 5D в
тропосфере по вертикали, отразившие различия для кривой а
(на которой показаны невзвешенные, т. е. неосредненные значе¬
ния) от кривой б (где отражены осредненные взвешенные зна¬
чения), на которой средние значения 5D оказались на 55%с
положительнее. Если же ограничиваться только полным набо¬
ром данных, т.е. измерениями, выполненными по самым пол-
чьщ изотопным профилям (кривая в), то получается положи¬
тельный сдвиг еще на 10%о относительно кривой б. Эти измере-137
°-100 -200	-300г в б ДаРис. 3.3. Распределение дейтерия ц0
вертикали от приземных слоев атмо.
сферы до верхних слоев тропосферу(по Taylor, 1984): а — невзвешенныЕ
значения б2Н, б — взвешенные зца.
чения 52Н по всем профилям, в ^
взвешенные значения б2Н только по
полным профилям, г — взвешенные
значения профилей б2Н фронтальных
структур, здесь вертикальный гради.
ент постепенно ослабляется проник-
новением турбулентных течений на
гораздо большие высоты, д — взве¬
шенные значения 62Н с исключением
данных по фронтальным структурам5D, %о к SMOWиз кривой бния показали, что концентрация дейтерия в антициклональных
структурах атмосферы быстро снижается с —100 до —300%о на
высоте около 5 км. Выше сколько-нибудь существенного изме¬
нения концентрации дейтерия не отмечено.X. Крейг и Л. Гордон (Craig, Gordon, 1965) экспериментально
исследовали состав пара над поверхностью океанов и атмосфер¬
ных осадков из экваториальных и тропических областей Тихого
и Атлантического океанов, являющихся основными глобальны¬
ми источниками атмосферной влаги. Согласно полученным дан¬
ным, концентрация 180 в водяном паре по меридиональному
профилю в Тихом океане от 0 до 32° с.ш. варьирует в пределах
3,5%о; она на 2—4%о ниже значения 6180 в паре, находящемся в
равновесии с местной поверхностной океанической водой. Мини¬
мальное значение 5180 и максимальное отклонение от равновес¬
ного значения (до 4,5%о) отмечено в районе наибольшего испаре¬
ния, т. е. в экваториально-тропической зоне, между 18—26° с.ш.
С уменьшением абсолютной влажности пара значения 5]80 в
воздухе уменьшаются.Хотя процесс испарения над океаном имеет существенно не¬
равновесный характер, концентрация |80 в водяном паре в приэк¬
ваториальных широтах Тихого океана варьирует в достаточно уз¬
ком диапазоне от —9 до —15%о, составляя в среднем —10, —11%»
(Craig, Gordon, 1965). Если бы испарение происходило в равно¬
весных условиях, величина 6180 в соответствии с коэффициентом
фракционирования, характерным для такого температурного диа¬
пазона, должна была составлять —8, —9%о. Очевидно, что над изо¬
топически более легкими поверхностными водами водяной пар
имеет еще более низкие концентрации тяжелых изотопов.К сожалению, столь же обстоятельные измерения в Северной
Атлантике и в Арктике не проводились, но по аналогии с тихо-138
кеанскими здесь следует ожидать значения б180 в испаряю¬
щемся над океаном паре ниже —14%о. Увеличение доли аркти¬
ческих воздушных масс в атмосферном влагообороте ведет к
изотопическому обеднению осадков на 2—3%о, поскольку в
приповерхностном слое Северного Ледовитого океана вода, как
правило, изотопически легче, чем, например, в поверхностных
водах Северной Атлантики.Для того чтобы проследить взаимосвязь между средним изо¬
топным составом осадков и основными географическими и кли¬
ническими параметрами выполнен (Yurtsever, Gat, 1981) мате¬
матический анализ уравнений линейных регрессий, связываю¬
щих эти параметры. В этом множественном анализе среднее
значение 5180 было представлено как зависимая переменная,
связанная с несколькими независимыми переменными в виде
уравнения5|80 = а0 + а, • t + а2 • О + а3 • Ш + а4 • В,	(3.2)где t — это средняя месячная температура, °С; О — среднее ко¬
личество осадков в месяц, мм; Ш — широта, градусы; В — вы¬
сота, в м над ур. моря; а0, а, а2, а3, а4 — независимые перемен¬
ные.На основе данных 91 сетевой станции ВМО/МАГАТЭ (к
станциям, показанным на рис. 3.1, впоследствии добавилось
еще несколько десятков) уравнения регрессии рассчитывались
вначале для всех независимых переменных в уравнении (3.2),
затем по очереди переменные исключались, чтобы выявить роль
каждой из них. Такая процедура позволила установить, что про¬
странственные вариации среднего изотопного состава осадков
коррелируют в основном с колебаниями температуры (что со¬
гласуется с ранним выводом В. Дансгора). Использование попра¬
вок на широту местности в качестве дополнительного параметра
к температурному в регрессионном анализе не улучшает корре¬
ляцию с б180, потому что оба параметра (широта местности и
температура) связаны линейной зависимостью с очень высоким
коэффициентом корреляции —0,938. Поэтому изменение одного
из них обязательно ведет к такому же изменению второго пара¬
метра.Пространственные вариации 5180 для сети станций
“МО/МАГАТЭ показаны на рис. 3.4. Этим более детальным
анализом метеоосадков была подтверждена хорошая взаимосвязь
между значениями 5|80 и 6D (рис. 3.5). Как видно, все они
практически аппроксимируются прямой линией с коэффициен¬
там, близким к 8.Дейтериевый эксцесс. Для оценки степени неравновесности
процессов испарения и конденсации осадков можно использовать
д°полнительный расчетный показатель — дейтериевый эксцесс.139
Рис. 3.4. Распределение 5|80 в атмосферных осадках по наблюдениям за два
года (1979—1980) на сети станций ВМО/МАГАТЭ (по Yurtsever, Gat, 1981)Рис. 3.5. Взаимозависимость между
средневзвешенными значениями 5|80
и 5D в осадках для всех станций
ВМО/МАГАТЭ (из Yurtsever, Gat,
1981)В умеренных и полярных
районах, а также в узкой при¬
экваториальной полосе осад¬
ки, как правило, превышают
испарение. Понятие дейтерие-
вого эксцесса (т .е. избытка
дейтерия по отношению к |80
в сравнении с равновесными
условиями) введено В. Дансго-
ром (Dansgaard, 1964) для оценки условий испарения и конденса¬
ции осадков из высокотемпературного источника. Величина экс¬
цесса обозначается d (или dexc) и рассчитывается какdexc = 5D-85180,	(3.3)что следует из идеального уравнения атмосферных осадков,
предложенного X. Крейгом (см. уравнение 1.6), где значения SD
и 6180 связаны коэффициентом 8.Осадки из высокотемпературного источника имеют значения
дейтериевого эксцесса +20%о или более. Это можно объяснить818о, %о-26 -22 -18 -14 -10 -6I I I I I I I I I I I(5D)B=(8,167+ 0,079)51в0+(10,55 ± 0,64)
В п=74 г=0,997 а =±3,27140
парением в условиях очень сухих воздушных масс, что создает
^стремально неравновесные условия. Такими районами постав-3	иками влаги с четко выраженным дейтериевым эксцессом слу-
аТ Персидский залив, Красное, Черное и Средиземное моря,
следнее особенно в своей восточной части. Каждая из этих
бластей продуцирует осадки характерного изотопного состава,
отклоняющегося от средней глобальной линии атмосферных вод
, м уравнения 1.6 и 3.1), для которой типичны значения дейте-
оИевого эксцесса близкие к нулю.По результатам многолетних наблюдений известно, что мак¬
симальное значение б180 в осадках наблюдается летом, а мини¬
мальное — зимой. Этот цикл особенно хорошо выражен в точ¬
ках, удаленных от источника питания.По данным равнинных станций, расположенных на неболь¬
ших абсолютных высотах, значение дейтериевого эксцесса изме¬
няется в противофазе с б|80 (рис. 3.6).. Исфьорд 78"с 3.6. Колебания среднемесячных значений S180 и значений дейтериевого экс-
сса (d) в осадках шести средне- и высокоширотных станций. Эти два парамет-
d 8 Целом варьируют в противофазе (отметим перевернутую шкалу масштаба для
с экстремальными значениями летом и зимой. Использованы данные метео-
•Ужбы ВМО/МАГАТЭ (по Johnsen et al, 1989). В нижних частях диаграмм рим¬
скими цифрами показан соответствующий месяц141
Значения дейтериевого эксцесса исследованы в 12-метроВо-
снежно-фирновой, толще Гренландского щита в районе станцци
Дай-3 (65°10'с.ш., 43°56' з.д.). Они изменяются в течение года
но, в Отличие от равнинных и островных станций, не находят^
в противофазе к 5|80 (рис. 3.7). Максимум значений dexc прих0.
дится на конец лета — осень, а минимум — на весну, сезонная
амплитуда составляет около 4%о.Рис. 3.7. Справа: сезонные циклы jisq
на станции Дай-3/4В в юго-восточно,,
Гренландии (абс. выс. +2941 м). Мак¬
симум обычно проявляется около
1 августа, минимум 1 февраля. Слева
сезонные изменения эксцесса дей¬
терия с максимумом обычно осенью
(по Johnsen et а!., 1989)Лед, сформировавшийся в
позднем плейстоцене, не со¬
держит информации о сезон¬
ных колебаниях 5180 того вре¬
мени, поскольку они сглажены
молекулярной диффузией. Для
оценки степени сохранности
сезонных колебаний изотопно¬
го состава в скважине Дай-3 на
глубине 1875—1889 м с макси¬
мальной детальностью отобра¬
ны три очень тонких среза, и в
них исследованы значения б180,
5D и дейтериевого эксцесса.Обнаружен более резкий переход от холодной к умеренной фазе,
чем в обратную сторону. Умеренные фазы, где 5180 > —33,5%о, и
холодные фазы, где 5180 < — 33,5%о разделены переходной ста¬
дией, длившейся около десятилетия. Сдвиг в значениях дейте¬
риевого эксцесса предшествует сдвигу в значениях 5|80 и 52Н
при переходе от холодной к умеренной фазе и следует за сдви¬
гом изотопного состава от умеренной к холодной фазе.Вариации дейтериевого эксцесса могут быть весьма существен¬
ными в горных районах. Авторами исследовалось распределение
5|80 и 6D и поведение dexc в снежной толще ледника Гарабаши
(табл. 3.1), располагающегося на склоне Эльбруса, сравнительно
недалеко от основного источника влаги — Черного моря. Влага
испаряющаяся с теплой поверхности Черного моря, характера
зуется высокими значениями dL
толще на леднике Гарабаши значения d142Соответственно и в снежноИ
ехс как правило, превЫ'
лИ +11 %о, однако, отмечены и более низкие значения dexc
л0 +6 — +8%о), относящиеся к снегу, накопившемуся в се¬
дине зимы. А в одном случае во льду на глубине 0,8 м значе-
Р я ^ оказались очень низкими —11,23%о, что, скорее всего,
является следствием инфильтрации талых вод и метаморфизма
снега. •Таблица 3.1Распределение значений 5180 и 6D и дейтериевого эксцесса в снежном
покрове ледника Гарабаши на южном склоне Эльбруса в июле 1998 г.(по данным Ю.К. Васильчука, Ю.Н. Чижовой)Абсолютные высоты отбора образцов
и глубина от поверхности82Н5|80D,xcСнег с поверхности ледника на разных абсолютных высотах+4520 м-57,0-8,7913,31+4300 м-47,7-6,826,90+4000 м-55,6-8,5512,81+3950 м-45,6-7,3012.77+3945 м-41,9-7,0814,72+3780 м-148,4-19,497,53Снег из шурфа на высоте +3950 м0,0 м-45,6-7,3012,771,4 м-101,8-14,2211,984,20 м-98,7-13,7711,414,75 м (лед)-99,1-13,9512,53Снег из шурфа на высоте +3945 м0,0 м-41,9-7,0814,720.80 м-77,8-8,32-11,232.0 м (лед)-93,1-13,3813,932,2 м (лед)-85,0-12,2012,642,3 м-71,3-10,3211,29Снег из шурфа на высоте +3780 м0,0 м-148,4-19,497,530,2 м-141,7-18,556,730.45 м-123,6-16,488,270,95 м-106,1-14,7311,761 ’4 м (лсд)-108,6-14,8910,54143
3.1.2.	Вариации изотопного состава в снежном покрове. Сне^ные осадки, выпавшие на земную поверхность, на первой ста
дии их отложения подвергаются воздействию солнечной радца
ции, ветра и других метеорологических факторов. Сильное влия
ние на изотопный состав отложенного снега оказывает ветер
особенно в районах с малой скоростью аккумуляции. Наиболее
интенсивный снос снега ветром характерен для сухой снежной
поверхности. Поэтому в снежной и снежно-фирновой зонах
ветровая дефляция поверхности происходит на протяжении все¬
го года, что приводит к серьезным изменениям в изотопном со¬
ставе отложенного снега. В Антарктиде даже наблюдался обрат¬
ный высотный изотопный эффект, что обусловлено ветровым
переносом изотопически легкого зимнего снега вниз по конти¬
нентальному склону.Изотопный широтный эффект в осадках Гренландского лед¬
никового покрова по расчётам В. Дансгора для 2Н соответствует
приблизительно 8%с на Г широты *вдоль побережья северной
Гренландии и несколько меньше для южной Гренландии. Ана¬
логичный эффект для осадков в Исландии (рис. 3.8) составляет
около 7,5%с по 6D на Г широты.Широтный эффект в изотопном составе выпадающих осадков
преимущественно зависит от структуры ветров и морских тече¬
ний в данной области. Например, значения 6|80 в осадках на
метеостанции Исфьорд-Радио (архипелаг Шпицберген, 78° с.ш.)
выше, чем любые значения 5180 на гренландских станциях, из
которых лишь станция Норд расположена севернее (81° с.ш.).И экспериментальные данные, и теоретические расчеты по¬
казывают, что влажные воздушные массы, достигающие берегов
Гренландии, охлаждаются в дальнейшем при влажно-адиабати¬
ческих условиях. Зависимость изотопного состава осадков от
температуры на гренландских станциях (0,62%о на ГС), в пол¬
ной мере соответствует фракционированию изотопов кислорода
при влажно-адиабатическом охлаждении. Воздушные массы,
приносящие осадки в южную и западную части Гренландии,
имеют более высокие температуры конденсации в районе про¬
исхождения атмосферной влаги по сравнению с воздушными
массами, достигающими северной и северо-восточной частей
Гренландии, которые содержат часть влаги, приходящей с по¬
верхности арктических вод.Это предположение согласуется с результатами исследовании
осадков и атмосферной влаги в районе между о. Элсмир и се¬
верным побережьем Гренландии, где была получена следующая
зависимость:14462Н = 7,94 5|80 + 17,93.
Рис. 3.8. Распределение 62Н в осадках на юго-западе Исландии (по данным из
Arnason, Sigurgeirsson, 1966)В отличие от гренландских данных, результаты дейтериевых
анализов осадков, отобранных на 68 метеостанциях Исландии
(см. рис. 3.8), характеризуют общую тенденцию фракционирова¬
ния 2Н, обусловленную изобарическим охлаждением воздушных
масс (Arnason, 1970). Несмотря на обычную картину сезонных
вариаций с высоким содержанием дейтерия летом и низким зи¬
мой, его средние годовые концентрации по данным трех исланд¬
ских метеостанций всего на 1,2—3,2%с выше зимних.На содержание изотопов 180 и 2Н в отложенном снеге оказы-
вает влияние его дальнейшая эволюция на поверхности ледника.
Первоначальный изотопный состав выпавшего снега изменяется
под влиянием рекристаллизации, вызванной солнечной радиа¬
цией и температурными колебаниями, а также процессов субли-
мации и таяния. Поэтому первоначальный высотный изотопный
эффект может быть обнаружен лишь в свежевыпавшем снеге.
Вместе с тем в сложном горном рельефе он часто затушевывается,145
так как источником снега, отложенного в долинах и на верщ,^
нах окружающих гор, может быть одна и та же воздушная масса
с единым уровнем конденсации осадков. Так, одновременно со.
бранные образцы свежевыпавшего снега на четырех станциях а
Австрийских Альпах (максимальное расстояние между ними 6 км
а разница высот 1620 м) не показали высотного эффекта 518о
наблюдавшегося здесь в образцах летних осадков (Ambach et al.
1972). По-видимому, при выпадении осадков даже из одного и
того же облака могут отмечаться различия в изотопном составе
если происходит последовательная конденсация пара или отме¬
чается активное испарение осадков.Несмотря на отмеченные особенности процессов в горах, в
ряде альпийских районов обнаружен хорошо выраженный вы¬
сотный эффект изменения изотопного состава снежных осадков
(рис. 3.9). Он фиксируется в снежном покрове, что отмечено из¬
мерениями 62Н и б180 в образцах снега из многих районов мира
(Moser, Stichler, 1983).Абсолютная высота, мРис. 3.9. Зависимость 62Н свежевыпав¬
шего снега от высоты отбора в горном
массиве Монблан (по Moser, Stichler,
1970): 1, 2 — значения 62Н принадле¬
жат двум сериям образцов, взятых на
одной и той же высоте на расстоянии
30 м друг от друга; 3 — среднее значе¬
ние 62Н в образцах на соответствую¬
щей высоте отбора21 22 23 24 25 26 27 28Рис. 3.10. Изменение значения
52Н в поверхностном слое снега
(а), ход температуры t° (б) и вла
ности воздуха е (в) в районе Давв
са в Швейцарских Альпах в марте
1973 г. (по данным Moser, Stichler,
1975)146
Сезонные вариации содержания изотопов в отдельных снего-
адах могут сохраняться в отложенном снеге продолжительное
еМя, особенно в полярных регионах. Изотопные эффекты из-за
к0нденсации атмосферного пара на поверхности снега в виде из¬
морози пока изучены слабо, как и обратный процесс — испарение
со снежной поверхности. Увеличение 52Н и 5180 в поверхностном
слое снега, возникающее днем при испарении снега, нередко
компенсируется при ночной конденсации влаги на поверхности
снега из воздуха. Обогащение снега изотопами 2Н и |80 проис¬
ходит и при таянии. Все это приводит к сглаживанию высотного
изотопного эффекта в горах.Широтный и высотный изотопные эффекты — в конечном
счете, это местные модификации температурного эффекта.
Уменьшение содержания 2Н и |80 в атмосферных осадках с уве¬
личением высоты объясняется уменьшением влагосодержания ат¬
мосферы с высотой. Для Альп получена зависимость концентра¬
ции 2Н в свежевыпавшем снеге от высоты (Moser, Stichler, 1983):Дб2Н = -4,0± 1,0%о на 100 м,	(3.5)т. е. на каждые 100 м высоты содержание дейтерия в снеге изме¬
няется на 3—5%с.Иногда высотный эффект может существенно нарушаться из-за
особенностей сезонного снегонакопления. Крайние значения б180
и 5D в табл. 3.1 (на высоте 3,9 км 5D = —41,9%о, б|80 = —7,08%о;
на высоте 4,5 км 5D = —57,0%о, 5|80 = -8,79%о), свидетельствуюто	связи изотопного состава снега на леднике Гарабаши с высо¬
той: 5D в среднем на каждые 100 м изменяется на 2,5%о, а 5|80
на 0,3%о. Но поскольку почти весь поверхностный снег выше
снеговой линии (в интервале высот от 3,9 до 4,5 км) выпал весной
или даже ранним летом, может быть из одного и того же облака
(отсюда и близкие значения дейтериевого эксцесса), здесь рас¬
пределение изотопов с высотой в снежной толще сравнительно
однородно.На высотном распределении изотопных характеристик отло¬
женного снега сказываются сезонные различия снегонакопления
на разных высотах — преимущественно зимнее снегонакопление
вблизи снеговой линии и круглогодичное выше нее. При этом
летняя, изотопически более тяжелая компонента часто очень
значительна. Поэтому нередко состав снежной толщи, выпав¬
шей в течение года, с высотой не становится легче, а напротив,
Утяжеляется. При этом содержание дейтерия во льду, сформиро¬
вавшемся из этого снега вблизи снеговой линии, может отли¬
ваться от синхронного ему льда в фирновой зоне на 5—7%о.
Именно поэтому в снежной толще ледника Гарабаши ниже сне-
г°вой линии получены заметно более отрицательные изотопные147
характеристики (5D от —106 до —148%о и 5180 от —14,7 д0—	19,5%о), чем выше нее.В целом и в сравнительно простом рельефе Антарктиды ц
Гренландии, и в более сложном горном рельефе уменьшение со¬
держания 180 на 100 м высоты находится в пределах — 0,5±0,35%о
Изотопный высотный эффект в осадках включает уже упоминав¬
шийся широтный эффект и по сравнению с ним оказывается бо¬
лее сложным.Наглядным примером этого служат результаты изотопно-кис¬
лородных исследований образцов снега с о-вов Королевы Ели¬
заветы и о. Девон в Канадском Арктическом архипелаге, где
лишь отдельные профили показали обычную связь значений
б180 с абсолютной высотой. В частности, на юго-восточном скло¬
не ледникового купола о. Девон наблюдается обеднение снега
этим изотопом с увеличением высоты, а на северо-западном
склоне, наоборот, не заметно обеднения снега изотопом 180 ни
с ростом высоты, ни с увеличением расстояния от Баффинова
залива.Причину того, что на разных высотах снег может иметь оди¬
наковый изотопный состав, как наблюдалось, например, на лед¬
никах в Австрийских Альпах (Ambach et al., 1972), можно видеть
в формировании осадков на едином высотном уровне конденса¬
ции. Другой причиной может быть расстояние от местного ис¬
точника влаги. Такая ситуация отмечается вблизи морского по¬
бережья или на островах, как например, в Канадском Арктичес¬
ком архипелаге. Например, Баффинов залив вносит существен¬
ный вклад в образование запасов влаги (свыше 20%) на обра¬
щенных к нему склонах островов. Изотопные данные говорят о
сочетании здесь двух факторов в процессе конденсации атмо¬
сферной влаги: орографического, в результате чего происходит
адиабатическое охлаждение воздушных масс на склонах, обра¬
щенных к Баффинову заливу, и обычного изобарического охлаж¬
дения, происходящего при движении масс воздуха в северо-за¬
падном направлении над восточной частью о-вов Королевы Ели¬
заветы, которые приносят осадки с одного уровня конденсации
и непрерывно обедняют влагу изотопом 180. Не исключено также,
что дополнительным источником влаги здесь служит Северный
Ледовитый океан, однако его вклад в снежный покров островов
Канадского Арктического архипелага меньше вклада Баффинова
залива. Таким образом, анализ стабильных изотопов выпадающих
осадков даже в тех случаях, когда, казалось бы, отмечаются ано¬
малии в их распределении, помогает анализировать происхожде¬
ние атмосферной влаги и выявлять источник питания снежно-ле¬
довых образований.Изотопный состав снежного покрова изменяется в процессе
его метаморфизма. По мере старения снега концентрация дейте-148
иЯ и тяжелых изотопов кислорода повышается, в большей мере
а значительных высотах, где сильнее проявляется действие сол¬
нечной радиации и температурных колебаний.j-Ia рис. 3.10 показано, что не только солнечная радиация и
обусловленный ею метаморфизм могут влиять на изотопный со¬
став снега в горных районах. Образцы отбирались в Швейцарских
дльпах дважды в день из поверхностного слоя на глубинах 1—2 см
в течение 8 дней. Оказалось, что днем с 8 до 16 ч обычно про¬
исходило обогащение дейтерием в результате испарения сне¬
га, причем б2Н возрастали в среднем на 6%о. Ночами в период с
21 по 25 марта это обогащение в значительной степени аннули¬
ровалось в результате конденсации атмосферной влаги. Измене¬
ние этого процесса произошло в ночь с 25 на 26 марта и более
отчетливо проявилось в следующие сутки, когда значения 62Н
стали увеличиваться и в ночное время. Затем вновь стало замет¬
но чередование роста б2Н вследствие испарения в дневное время
и их уменьшения из-за конденсации ночью, но на более высо¬
ком уровне содержания дейтерия. Поскольку после 25 марта
влажность воздуха значительно повысилась, можно предпола¬
гать, что обогащение снега дейтерием по сравнению с предшест¬
вующими ночами было вызвано конденсацией свежей порции
атмосферной влаги (Moser, Stichler, 1975). Это исследование по¬
казывает, что, вероятнее всего, процессы испарения снега в
дневное время происходят в неравновесных условиях между
твердой и газообразной фазами, тогда как ночью изотопное рав¬
новесие восстанавливается в результате конденсации.Изотопное фракционирование в процессе перехода из твер¬
дой фазы в жидкую было впервые показано при измерениях со¬
держания дейтерия в сосульке, подвергнутой таянию, а затем
широко исследовано теоретически и экспериментально. В отли¬
чие от этого процесса, фазовый переход воды из твердого состоя¬
ния в газообразное детально не изучен, поскольку считается, что
испарение поверхностного слоя льда вследствие медленной диф¬
фузии в твердой фазе не вызывает заметного изотопного фрак¬
ционирования. Однако для снежного покрова такое утверждение,
скорее всего, неверно, так как благодаря конвекции и диффузии
и воздушном пространстве пористой среды снега изотопное
Фракционирование, вначале происходящее на границе твердой и
газообразной фаз, затем охватывает всю снежную толщу. Поэтому
в процессе диагенеза снежного покрова происходит его обога¬
щение тяжелыми изотопами 5180 и 6D, вызываемое, по-видимо-
МУ> испарением снега. В природных условиях наряду с процес¬
сами испарения со снежного покрова и конденсации местной
атмосферной влаги при ее контакте со снегом на изотопный со¬
став оказывают влияние выпадение жидких осадков, сублимация
и Рекристаллизация снега. Поскольку все эти процессы наиболее149
интенсивно протекают в поверхностных слоях, изотопный со
став глубоких слоев снега в период его аккумуляции существен
но не меняется. Поэтому изотопные измерения образцов снега
отобранных ранней весной, отражают зимние условия, если снег
стаял с поверхности.На рис. 3.11 приводятся данные о содержании дейтерия в
снежном покрове в одном из районов Восточных Альп. Самый
левый профиль (2 января 1972 г.) согласуется с данными о зна¬
чениях 52Н, полученными в образцах снега, выпавшего поздней
осенью. В марте изотопная стратификация толщи в целом сохра¬
нилась. С начала апреля толщина снежного покрова увеличи¬
лась благодаря выпадению новой порции влажного снега. Изо¬
топный состав вновь отложенных осадков, обусловленный более
мягкими погодными условиями, значительно отличался от преды¬
дущих — здесь значения 62Н были заметно выше — 100%о. На¬
против, более глубокие слои сохраняют свой изотопный состав,
в них значения 52Н ниже —100%о и достигают —150%о. Как вид¬
но по двум правым профилям на рис. 3.11, понижение снежного
покрова в июне—июле происходит за счет стаивания верхних -
изотопически более тяжёлых весенних слоев, при этом заметно¬
го просачивания вниз талой воды не наблюдается (или если
просачивание и происходило, оно было транзитным и не повли¬
яло на изотопный состав снежной толщи) — здесь не зафикси¬
ровано значений б2Н, присущих летним осадкам.По данным из района Сьерра-Невады, значения 5|80 и 5D в
одних и тех же горизонтах сильно изменяются со временем, про¬
шедшим после их захоронения в снежном покрове вследствие пе¬
рекристаллизации снежной толщи и движения в ней талой воды,
а, попадая в снежную толщу, вода может либо сохраняться в том
или ином слое, либо просачиваться вниз, лишь немного взаимо-б2 Н , %оРис. 3.11. Колебания значений 52Н в снежном покрове в районе г. ГармиШ''
Партенкирхен, Германия, 1972 г. (по данным Moser, Stichler, 1975)150
ействуя с данным снегом. В итоге движение воды в снежном
покРове может приводить к изменению содержания 180 и 2Н в
отдельных горизонтах.В районе Сьерра-Невады в результате действия дождя плот-
н0сть свежего и сухого снега увеличилась на 20%, а плотность
важного снега — лишь на 1—3%, что указывает на абсорбцию
воды- Когда небольшие поры заполняются водой, дополнитель-
ное её количество может временно задерживаться при движении
воды через снег. Если сухой снег (при б180 = -8%о) абсорбирует
дождевую воду со значениями 6|80 = -20%о в количестве, доста¬
точном для увеличения его плотности на 20%, то значения 6|80
смеси снега с водой составляет около — 10%о. Если снег повтор¬
но подвергается воздействию дождя, который не может быть аб¬
сорбирован, новая порция дождевой воды просачивается через
снег, временно изменяя его изотопный состав. Однако низкие
температуры способствуют замерзанию воды в отдельных слоях,
что изменяет их изотопный состав в течение длительного време¬
ни. Вода, просачивающаяся через снежный покров, подпружива-
ется некоторыми слоями с высокой плотностью, пока гидростати¬
ческое давление не заставит ее просачиваться вниз в зону пони¬
женного давления. Эта подпруженная вода вызывает некоторое
таяние снега и смешивается с талой водой, тем самым изменяя
изотопный состав снега. В некоторых исследованиях отмечалось
обогащение тяжелым кислородом в частично подтаявших слоях
снежного покрова.Влияние движения талой воды через снежный покров изуча¬
лось на испытательной площадке Швейцарского института снега
и лавин в Вейсфлуйохе на высоте 2450 м. Снег, как и повсюду,
здесь изотопически легче дождя. Различия между изотопным со¬
ставом последовательных снегопадов сохраняются в соответству¬
ющих слоях снежного покрова, но в период снеготаяния они
постепенно уменьшаются. Вследствие фракционирования изото¬
пически лёгкая вода преимущественно удаляется из снежного
покрова, и он обогащается тяжелым кислородом и дейтерием.
Вместе с тем возможно просачивание изотопически тяжелых дож¬
девых вод, а также обогащение 180 и 2Н в результате испарения
снега.На площадке в Вейсфлуйохе в 1972/73 г. проводились деталь¬
ные исследования эволюции снежного покрова. Каждый новый
слой свежеотложенного снега маркировался, а затем периодичес-
Ки закладывались шурфы рядом друг с другом, чтобы получить
ненарушенный изотопный профиль. На рис. 3.12, а видны все
отложенных за год слоев снега и даты отбора проб. Очевидно,
олюция изотопного профиля снега здесь протекала послойно,
ся Л°ТЬ Д0 начала таяния изотопный состав всей толщи изменял-
Мадо, но в мае с началом интенсивной инфильтрации талых151
CMРис. 3.12. Профиль снежного покрова и даты отбора образцов на плошадке
(вертикальные штриховые линии) в Вейсфлуйохе (а) и изменения значений
6|80 (б) в каждом из слоев L (по данным Martinec et al, 1977)вод почти во всех слоях произошло обогащение их изотопного
состава, что связано главным образом с удалением из снежной
толщи изотопически легкой талой воды. Таким образом, проис¬
ходит обогащение снега изотопами дейтерия и тяжелого кисло¬
рода. Как-показали эксперименты, изменения 5180 превышают
соответствующие сдвиги в значениях 52Н, что свидетельствует0
неравновесном изотопном фракционировании в стареюш^1
снежном покрове.По данным Д. Макферсона и X. Крауза, содержание |80 в
фильтрующейся талой воде мало отличается от снега, а К. ДжуД"152
0казал, что по мере старения снежного покрова изменчивость
Париаций 5D сильно сокращается по сравнению со свежевыпав¬
шим снегом.Механизм метаморфизма снега и сопутствующее ему измене-
н11е содержания дейтерия и 180 в снежном покрове был исследо¬
ван И- Фридманом с коллегами (Friedman et al., 1991) в Фербэнк-
се на Аляске. Выбранное ими место идеально для такого изуче-
нИЯ, так как снежный покров здесь лежит длительное время
(150—200 дней) при низких температурах (обычно около —40°С) и
иМеет большой термический градиент между нижней и верхней
частями (обычно около ГС на 1 см). В результате формирующая¬
ся в процессе метаморфизма снега глубинная изморозь имеет низ¬
кую плотность (от 0,19 до 0,20 г/см3 по сравнению, например, с
0,28—0,30 г/см3 в альпийских регионах) и может захватывать так¬
же верхние слои снежного покрова до того, как зима закончится.Эксперимент длился более 20 лет, опыты проводились в раз¬
ных режимах. Первый снежный слой был размещён на поверх¬
ности земли (ниже обозначается как слой на почве), второй —
на земле, покрытой пластиковым листом, чтобы препятствовать
переходу водяного пара из грунта в вышележащий снег (это
обозначено как слой на пластике), третий — на находящемся
рядом деревянном столике (слой на столе). Этот слой не под¬
вергался воздействию термического градиента между верхней и
нижней частями и служил эталоном первоначального неизмен¬
ного снежного покрова.В течение ряда лет слои на столе были тоньше, чем слои на
почве или на пластике. Во всех слоях на почве и пластике обра¬
зовывался типичный слой глубинной изморози, в то время как
ни в одном из слоев на столе глубинная изморозь не формиро¬
валась, что подтверждало важность наличия большого термичес¬
кого градиента для ее образования. Во все годы наблюдений
слой на столе имел более высокую плотность в нижней части и
более низкую в верхней.На рис. 3.13 отображены две диаграммы наиболее контрастно¬
го распределения изотопных параметров в снежной толще (для
'975 г. — редко встречавшееся распределение 5D, для 1985 г. —
чаще всего встречавшееся распределение 5D). В начале снегона¬
копления содержание влаги составляло 30% от сухого веса и
Уменьшалось до 10% в марте. Лед, который накапливался на
внутренней стороне пластикового покрытия, был собран в 1975,
1986 гг. Во всех трёх случаях его изотопный состав был
огащен тяжёлыми изотопами по сравнению со снежным покро-
Вом- Причина заключалась в том, что лёд формировался из поч¬
инной влаги, в которой смешивались все выпадающие осадки —
ак изотопически более тяжелая дождевая вода, так и талая вода
°Лее легкого состава.153
5 D, %o к SMOWSD, %o к SMOW•1о2■3□ft/c. J./J. Зависимость значений 6D в толще снега в опытах И. Фридмана с
авторами (Friedman et al., 1991): 1 — на почве, 2 — на столе, 3 — на пласгн!
4 — под пластиком. Показано два типа распределения изотопов: а — 197J]
б — 1985 г. (чаще всего встречавшееся распределение)Как правило, в одном или двух нижних образцах из осн<
ния снежного слоя на почве значения 5D выше на 10—20^
чем в таких же образцах снега на столе. В вышележащих сл<
дифференциация значений 8D была связана с формирование
глубинной изморози в результате активных процессов сублимц
ции и диффузии пара (рис. 3.14). Во всех отображенных на ij
фике случаях самый нижний образец из слоя на почве был оГ
гашён примерно на 15%с дейтерием и на 3%о кислородом-1.'
Меньшие углы наклона линий, связывающих значения 51)
б180 в метаморфизированном снегу по сравнению со свежеиы!
павшим свидетельствуют о процессах разделения изотопов, к<|
торые зависят от изменения состояния между твердой состаини
ющей и паром. Углы наклона от 2 до 5 характеризуют процесс!]
диффузного разделения изотопов и указывают на роль активие
го диффузного переноса влаги из почвы в снежный покров и
нижней части самого снежного покрова.§ -1501986al -180190о-20 -18 -16
б’о, %оi I ■ I i I I IJ
-26 -24 -22 -20 -188,вО, %оРис. 3.14. Распределение значений 62Н и 5|80 в толще снега в опытах И. Фри
мана с соавторами (Friedman et al., 1991) за четыре сезона 1974, 1982, 1985
1986 гг.: 1 — на почве, 2 — на столе: а — образцы из основания снежной то
щи, б — образцы на высоте 10—20 см от основания снежной толщи154
Г'"к•7I ни |ZЩииУмы наклона линий, связывающих значения 5D и 5180 (см.> 14, б), изменяются от 7,4 до 13, что говорит об эволюции
Томного состава снега, залегающего в 10—20 см над основа-
м тлици, в результате фракционирования при обмене с ат-
||и;рным паром.I	И нна, сконденсировавшаяся под пластиковым покрытием,
Вли отобрана в 1975, 1985 и 1986 гг. Она оказалась существенноtи пшенной дейтерием и кислородом-18 относительно снега,
жние образцы из снега на почве представляют собой обыкно-
■mtvin смесь этого конденсата со снегом и сходны с нижним
Ц)ишом слоя на пластике, но не с самыми нижними образцами
н на столе. Следовательно, к изменению изотопного состава
оиания снежного слоя на почве приводило не только смеше-
с извлекаемой из почвы влагой, но и фракционирование,
рцмкное с переносом воды в снегу.>Iот перенос мог осуществляться несколькими способами. С
Мои стороны, происходила диффузия вдоль поверхностей
жных кристаллов и вещество переносилось от кристалла к
Jim I дллу на контакте между ними, что приводило к фракцио¬
нированию как дейтерия, так и кислорода-18. Перенос пара от
нижних кристаллов к верхним в направлении градиента давле¬
нии водяного пара, образованного температурным градиентом в
снежном покрове, вызывал изотопное фракционирование из-за
Ии Н онки пара и молекулярной диффузии во время переноса
Нй|мК Давление водяного пара молекул, состоящих из более легких
«нпопов (Н,160) выше, чем у молекул из тяжелых изотопов
||11)и,0, HD^O и Н2|80); следовательно, пар обогащен легкими
^«Мекулами относительно твердой составляющей в состоянии
шновесия с ней. С. Эпстайн наблюдал обогащение глубинной
и шорози кислородом-18 и предположил, что это стало резуль-
■юм частичной переконденсации пара, произошедшей в слое
рубинной изморози, что сопровождалось исчезновением остав¬
шеюся пара, лишенного кислорода-18. Различие в давлении
При молекул изотопов приводит к тому, что изотопный состав
iiiip.i снижается (5D<-122%o и 5180 < — 11,8%о при 0°С и соот-
■гсгвенно до -160 и — 13,4%о при —20°С). Фракционирование
Ври возгонке благодаря разнице давления водяного пара между
■олекулами изотопов в стабильном состоянии может быть эф¬
фект ивным в разделении изотопов, если реализуются один или
|0ii из следующих процессов.Первый процесс — это фракционирование при сублимации
|Нсга. Для того чтобы оно стало эффективным в разделении
Потопов, скорость самодиффузии в твердом теле должна быть
|ыше, чем скорость молекулярной диффузии в паре. Другими
Словами, твердая составляющая должна “перемешиваться” так,I1155
чтобы ее поверхностный слой, подвергающийся сублимации, це
слишком обогащался тяжелыми изотопами вследствие преиму,
шественной потери более легких изотопов с паром. Это скорее
всего приводит к сублимации, встречающейся на контактах сло¬
ев без изотопного фракционирования. Из-за того, что скорость
самодиффузии во льду составляет 1/1000 от скорости молеку¬
лярной диффузии в паре, итог изотопного разделения благодаря
различиям в давлении пара изотопных молекул сильно отлича¬
ется от значений — 130%о для дейтерия и —12%о для кислорода-lg
которых можно было бы ожидать, если бы молекулы в твердой
составляющей были хорошо перемешаны.Второй процесс — это конденсация пара, происходящая в
снежном покрове на растущих кристаллах льда. Если частичная
конденсация поднимающегося пара происходит на каждом рас¬
тущем кристалле, тогда кристаллы, получающие конденсат, ве¬
роятно, должны быть обогащены молекулами, имеющими наи¬
меньшее давление пара (утяжеленные молекулы). В условиях
Аляски лед, присутствующий в снежном покрове, на протяжении
зимы может переходить из твердого состояния в пар и обратно в
твердое состояние. В эксперименте установлено, что количество
зёрен уменьшилось примерно с 400 на 1 см3 в начале зимы до 40 в
конце, и они выросли до значительных размеров (1 см) по срав¬
нению с первоначальными (менее 1 мм). Это значит, что только
одно зерно из десяти вырастает, чтобы путем сублимации стать
большим кристаллом глубинной изморози, в то время как дру¬
гие зерна исчезают. В результате почти весь снег из слоя глу¬
бинной изморози сублимируется, пройдя состояние пара и затем
конденсируясь на относительно немногих ледяных кристаллах.
Даже если этот процесс изменения состояния, проявляется в
условиях небольшого изотопного фракционирования, наложение
подобных процессов по мере того, как пар двигается вертикально
сквозь снежный покров, может привести к относительно боль¬
шим изотопным изменениям.Воздух поступает в снежный покров и выходит из него благо¬
даря изменениям температуры и атмосферного давления. Изо¬
топный состав атмосферного водяного пара находится в при¬
близительном равновесии с составом «среднего снега», но, оче¬
видно, этот водяной пар обменивается с паром, производимым
снегом.Молекулярная диффузия воды вдоль поверхности снежных
кристаллов может также приводить к изотопному фракциониро¬
ванию. Подобное диффузное разделение — результат соотноше¬
ния масс диффундирующих молекул и фактора разделения
равного 1 — а, где а — это фактор фракционирования, опреде¬
ляемый как а= Яначальной фазы/ Яконечной фазы, a R - отношение
концентрации тяжелых изотопов к легким:156
едейтерий — 1 aD — 1 -J ~ 0,0274,(3.6)Екисл-18 = 1 - «о = 1 - ]f% = 0,0540.	(3.7)Отношение двух факторов разделения равно 1,97 — это как
па3 и есть угол наклона прямой графика зависимости 5D от 6|80
дпя образцов, испытавших изотопное фракционирование в ре¬
зультате молекулярной диффузии вдоль поверхности снежных
кристаллов (Friedman et al., 1991).Молекулярная диффузия водяного пара сквозь воздух во время
движения пара от нижних частей снежного покрова к верхним
также приводит к фракционированию. Факторы разделения е
этого процесса могут быть представлены в виде:дейтерия=1 ~ао= 1 " 19 (18 + 29)/ 18 (19 + 29) = 0,01664, (3.8)£кис| 18= 1 — a180 = 1 - 20 (18 + 29)/ 18 (20 + 29) = 0,03236. (3.9)Здесь соотношения факторов фракционирования также близ¬
ки к 2, что указывает на сходную роль этих двух видов диффу¬
зии в изотопном фракционировании снежной толщи.X. Крейг и J1. Гордон (Craig, Gordon, 1965) предсказали соот¬
ношения значений 5D и 5|80 в интервале от 3 до 5 для случая
испарения из жидкости, где можно ожидать схожие различия в
давлении водяного пара и молекулярном переносе, хотя переме¬
шивание в жидкой фазе происходит быстрее, чем в твердом сне¬
ге. Лабораторные исследования метамофизма снега показали,
что угол наклона прямой зависимости 5D от б|80 в условиях
температурного градиента составлял 3,0, тогда как в естествен¬
ном снежном покрове он был равен 10—13. Причина заключа¬
лась в том, что снежный покров в этом эксперименте не кон¬
тактировал с обычным атмосферным водяным паром, а хранил¬
ся в морозильной камере, где пар из снега постоянно переме¬
шался на спирали морозильной камеры. В другом лабораторном
эксперименте, когда снег был запечатан в пластиковые мешки и
изолирован от атмосферного влияния, угол наклона прямой из¬
меняется от 4,0 до 4,5. В этом случае коэффициент эффектив¬
ной диффузии водяного пара в снежном покрове был вдвое
°ольше, чем у водяного пара в воздухе. Отсюда следует, что пе¬
редача воды от кристалла к кристаллу вдоль их поверхностей —
важный фактор переноса пара в снежном покрове.Основным фактором снежного метаморфизма служит переда-
Ча тепла от почвы к вышележащему снегу в направлении терми¬
ческого градиента от тёплой земли к более холодному снегу,
качение градиента зависит от времени выпадения устойчивого
НеЖного покрова, интенсивности и длительности холодов в те-157
чение зимы. Температурный градиент способствует перенос,
тепла и влаги из приповерхностных слоев почвы в снег, а так^
перераспределению влаги в пределах снежного покрова путеК)
диффузного переноса. Каждый из этих процессов действует не
одинаково на разные изотопы воды, а потому помогает разде.
лить эти виды процессов.После завершения многолетней серии измерений И.Фридман
с соавторами (Friedman et al., 1991) заключили, что для образо¬
вания глубинной изморози обязателен термический градиент
внутри снежного покрова. Глубинная изморозь может возникать
и вне зоны обмена атмосферного водяного пара с естественным
снежным покровом. Но всегда массообмен атмосферного водя¬
ного пара со снежным покровом приводит к изотопным измене¬
ниям в снеге.Изотопное фракционирование возникает также в результате
конденсации водяного пара на растущих ледяных кристаллах.
Эффективность процесса Релея при сублимации уменьшается
благодаря низкой (диффузной) скорости перемешивания моле¬
кул водяного пара в снежных кристаллах, а изотопное фракцио¬
нирование в процессе сублимации имеет подчинённое значение.
Несмотря на важность процесса диффузии её роль в простран¬
стве между зёрнами по сравнению с диффузией вдоль жидких
плёнок воды пока должным образом не оценена. В нижних час¬
тях снежного покрова диффузные процессы вызывают интен¬
сивный перенос массы, который постепенно ослабевает к верх¬
ним частям снежного покрова, где обычно преобладают процес¬
сы изменения состояния и адвекция пара.3.1.3.	Вариации изотопного состава в снеге и фирне горных и
полярных ледников. Факторы, влияющие на изотопный состав
снега и льда полярных и горных ледников, заметно различают¬
ся. В снежной, снежно-фирновой и холодной фирновой зонах
полярных ледников важную роль играют процессы ветровой
дефляции снега, изотопный обмен в системе лед—пар и молеку¬
лярная диффузия во льду. В теплой фирновой и фирново-ледя¬
ной зонах и, возможно, в нижних частях холодной фирновой
зоны ледников умеренных широт преобладает изотопный обмен
в системе лед—вода. Главными факторами изменения изотопно¬
го состава снега и льда на горных ледниках служит ветровое пе¬
рераспределение снега, движение воды в снежном покрове и
фирне, а также^воздействие солнечной радиации. В зависимости
от окружающих условий период сохранения сезонных различии
изотопного состава снега и льда колеблется от нескольких часов
до десятков лет.Горные ледники. На ледниках умеренных широт значения 6|80
и 5D снежных осадков, сохраняющиеся до конца периода акку-158
яиии, сглаживаются в последующий период абляции, а в не¬
которых случаях происходит полная изотопная гомогенизация
-греза. В то же время оставшийся фирн может обогащаться
Потопами 180 и 2Н.Поскольку летние осадки на ледниках Альп и гор Северной
дмерики — первых объектов изотопных исследований среди
ледников умеренных широт — содержат больше дейтерия и кис-
10рода-18, чем снежные осадки, выпавшие зимой, предполага¬
лось, что гомогенизация и обогащение фирна изотопами |80 и
щ в основном вызваны замерзанием талых и дождевых вод и
захватом снега в трещинах. Считалось также, что обогащение
снега тяжёлыми изотопами можно объяснить присутствием в
снежном разрезе свободной воды (до 10%), представляющей со¬
бой в основном летний дождь, обогащённый 180 и 2Н по срав¬
нению с зимним снегом.Однако изучение ледников Исландии (Amason, 1970) показало,
что изотопный обмен — это наиболее важный фактор, управля¬
ющий процессами изотопной гомогенизации и обогащения ста¬
бильными изотопами в процессе фирнизации.На рис. 3.15 показано изменение концентрации дейтерия по
глубине в разрезах четырех шурфов и мелких скважин на ледни¬
ке Ватнайёкюдль в Исландии. Во всех случаях образцы отбирали
весной перед началом таяния. Приведенные профили типичны
для тех ледников умереннных широт, где сезонные вариации
б|80 и 5D невелики и средний изотопный состав летних и зим¬
них осадков различается мало.Четыре приведенных профиля получены соответственно на
высотах 1300, 1400, 1550, 2000 м и позволяют анализировать, в
какой степени изотопная гомогенизация зависит от стока, вер¬
нее от доли талой воды, которая просачивается через снежный
покров. На площадке В-1 приблизительно 50% годового снего-
запаса, а на площадке В-10 около 30% удаляется в виде стока в
первую половину периода таяния.Вариации 8D в последнем зимнем слое во всех четырех раз¬
резах имеют такую же величину, как и в осадках. В предыдущем
годовом слое (ниже летней поверхности 1967 г. на площадках В-1
и В-10 и летней поверхности 1968 г. на площадке В-15) прояв¬
ляется интенсивная гомогенизация, а остающийся фирн изотоп¬
ко обогащается до такой степени, что становится даже богаче
Дейтерием, чем летние осадки. Такое обогащение обусловлено
изотопным обменом, когда снег рекристаллизуется и система
лед—вода приближается к равновесным условиям. Действительно,
ЛЗД, находящийся в равновесии с водой, содержит 180 и 2Н со¬
ответственно на 3 и 20%о больше, чем вода. На площадке В-18,
вносящейся к холодной фирновой зоне, количество талых вод
Неиелико и поэтому в верхних годовых слоях вариации содержа-159
8 D, %oB-1 B-10	B-15	B-18Puc. 3.15. Изотопно-дейтериевые профили в снежной толще ледника Ватнай-
екюдль (по Arnason, 1970). Л.п. — летняя поверхность соответствующего годания дейтерия аналогичны измеренным в непреобразованных
снежных осадках, что свидетельствует об отсутствии изотопной
гомогенизации летом. В этом случае сезонные вариации 8D со¬
храняются в фирне до глубины около 20 м, что соответствует
шести годам аккумуляции снега. Начиная с этой глубины значе¬
ния 5D сглаживаются весьма быстро, при этом средний изотоп¬
ный состав фирна почти не меняется. На более низких абсолют¬
ных высотах сглаживание изотопных вариаций и сдвиг значений
8D проявляются уже на глубинах 4—5 м.Для детального изучения процессов изотопного обмена при
фирнизации снега Б. Арнасон (Arnason, 1970) провёл также ла¬
бораторные исследования на модели. Сухой мелкозернистый и
изотопически однородный снег помещался в термически изоли¬
рованный цилиндр и подвергался таянию сверху. Просочившаяся160
пез снег талая вода собиралась на дне снежного цилиндра и в4	й измерялось содержание дейтерия. Такие же измерения про¬
чились и для оставшейся части снега. В результате этого экс-
В имента установлено, что интенсивный изотопный обмен меж-, сНежными кристаллами и талой водой происходил именно в
тот период, когда снег принимал грубозернистую форму. При
эТом эффективный коэффициент фракционирования, составляя
вНачале 1,008, к концу эксперимента достиг значения 1,005. Тео¬
ретическая модель, основанная на лабораторных экспериментах,
была успешно испытана в естественных условиях на основе изо¬
топных данных, полученных на экспериментальной площадке в
Вейсфлуйохе.В горно-ледниковых районах, где сезонные изменения в изо¬
топном составе осадков значительны, процессы изотопного об¬
мена носят более сложный характер. В альпийских ледниках,
где разница в содержании 5180 между зимними и летними осад¬
ками достигает 14%о, в стоке иногда отмечаются более высокие
концентрации 5|80 по сравнению с остающимся фирном, хотя
изотопный обмен как ведущий фактор предполагает обратное
изотопное соотношение между стоком и фирном. Аналогичные
результаты наблюдались при исследованиях снежного покрова в
районе Вейсфлуйоха, где отдельные образцы талой воды имели
более высокие значения 5D по сравнению со средними в снеге
и фирне.Анализ вертикальных профилей значений 5180 в области ак¬
кумуляции ледника Кессельвандфернер в Австрийских Альпах
выявил две особенности, аналогичные обнаруженным на ледни¬
ках Исландии: здесь также на некоторой глубине вариации 5180
сглаживаются и проявляется тенденция к более высоким значе¬
ниям б180 (рис. 3.16). На леднике Кессельвандфернер сглажива¬
ние и сдвиг в значениях 5180 отмечаются в нижней части облас¬
ти аккумуляции на глубине около 2 м, а в верхней части — на
глубине 8-9 м. Такие различия обусловлены массобменом и ин¬
тенсивностью стока талых вод.Самые большие трудности в изучении сезонной слоистости
ледников умеренных широт связаны с влиянием на изотопный
состав талых и дождевых вод, просачивающихся в ледниковую
толщу, и с ветровым перераспределением выпавших на ледник
°садков. Как показали изотопно-кислородные исследования фир-
На и льда из скважины в области питания Алечского ледника, се¬
янные вариации, наблюдаемые в выпадающих твердых осадках
после отложения их на леднике, сохраняются далеко не всегда.
ак> среднее значение 5180 (—12,5%о) в ледяном керне из сква-
*ины на высоте 3470 м оказалось выше среднегодового (— 14%с)
в твердых снежных осадках, собранных на близлежащей метео-
СТанции, расположенной на высоте около 2000 м. В то же время161
3200МГраницапитания3000 мI	1500 м 2800 мРис. 3.16. Профили распределения значений 8'*0 (а) в фирновой толще в раз¬
личных точках (б — схема их расположения) ледника Кессельвандфернер (по
данным Ambuch el al., 1972): 1 — места отбора образцов; 2 — изотопные профили
для отдельных точек; 3 — средние значения 6lsO по глубине; 4 — средние зна¬
чения б|80 в верхней и нижней толщахв ледниковом керне в области аккумуляции Алечского ледника
на высоте 4450 м до глубины 15 м были обнаружены сезонные
изотопные колебания, хотя годовые циклы б180 в толще сохра¬
нились не полностью.Некоторые результаты изотопных исследований снега и льда
горных ледников приведены в табл. 3.2.Обширные исследования изотопного состава снега и льда вы¬
полнены на ледниках Северной Америки. В горах Сьерра-Нева¬
ды изотопный состав снега изменяется при движении воды че¬
рез снежный покров уже с января по март, но весеннего обога¬
щения изотопом 180, обусловленного испарением, часто не про¬
исходит из-за высокой влажности воздуха. Интерпретация изо¬
топных данных в подобных районах очень сложна из-за частого
выпадения жидких осадков в зимний период.Из-за сложных условий осадконакопления и последующего
просачивания талых вод в холодной фирновой зоне ледников
Хаббард и Каскауолш на Аляске изотопные профили не совпа-162
оТ со стратиграфическими. В снежно-фирновой зоне горы
ган колонка фирна из скважины глубиной 15 м имеет нор-
, 1ЬНую изотопную сезонную слоистость, однако менее отрица-
М>пьный пик изотопного профиля текущей зимы в шурфе на
Т |соте 5400 м приходится на середину зимы, что связано с вет¬
ровым перемешиванием.Таблица 3.2Вариации значений 6|80 и 5ZH в снежном покрове
и в толще льда некоторых горных ледников мира(по Котлякову, Гордиенко, 1982, с дополнениями)ЛедникВысота над
ур. моря, м8|80,%о к SMOW62Н,%о к SMOWРоссия и сопредельные страныМарух. Западный Кавказ2550-2940— 10,5...—20,1Алибек. Центральный КавказБолее 2000-10,6...-14,5-70...-108Гарабаши, Центральный Кавказ3300-5000-7,0.... -19.5-41.9-148,4Джантуган, Центральный КавказБолее 3500-7,8.... -18,9Обручева, Полярный Урал390-650— 15,6...—27,4Ледник Абрамова, Памир4400-10,5...-16,8Ледник в верховьях р.Ляджуар-
дара, Памир5200— 13,3...—27,4Краснослабодцева, Памир5040— 10,0...—25,5Акбайтал, Памир5100-18,8.-21,4Бакчигир, Памир5000— 16,4...—26,1Томич, Алтай2300-2750— 12,0...—14,5АльпыПлейн-Моот2750-12,0..-16,6Хинтерайсфернер3070. Снег:
Лед:
Сток:-45 ...-160
-90..-125
—90...—110Кессельвандфернер3135— 12,0...—20,0Юнгфрауйох3470—9,0...—15,5Колли Гнифетти4450-8,0..-23,0^Монблан (снежный покров)4785-25,8..-218Северная АмерикаСкалистые горы (снежный
покров)-158..-182Саскачеван, Скалистые горы1800-3450— 16,4...—26,4_П£йто, Скалистые горы1982-3195— 13...—26163
Окончание таблЛедникВысота нал
ур. моря, м5180,%с к SMOW82Н^ |
%о к SMOWГолубой, гора Олимпик1600-2200—8,6...—19,2Андерсена, гора Святого Ильи3350-110...—2ggРасти, гора Святого Ильи2425-2525—19...—28,5Маласпина, гора Святого Ильи1520-5800—20,1...—23,2'Хаббард и Каскауолш, ледораздел2640— 14...—28Ледник горы Логан5400-5680—25...—43,5Другие горные системы мираКилиманджаро (снежный покров)4600-3,7Непал (снежный покров)4290-194,5Вост. Гималаи (снежный покров)-74..-126Новая Гвинея (снежный покров)4500— 13,6...—17Серстеун и Марен, Новая Гвинея4700-15Ледниковый купол Келькайя, Перу5500— 10...—30Де лос Трес, Патагония, Аргентина1220-1450.Снег:Сток:—81,1...—95,2
-100,6Чарлзроботсбре, Норвегия1280-10,2...-14,6Данде, Китай5325-7,5	-13,5Нехнар, Гималаи4170-3,0	-12,0Григорьева, Тянь-Шань4660-7,0	-14,0Ит-Тиш, Тянь-Шань4600-10,5...-13,5-62... -94,0Сахама, Боливия6550-6,0	-26,0Уаскаран, Перу6048— 16,0....—24,0На основе анализа дейтериевого и изотопно-кислородного
состава образцов с горы Логан (горный массив Святого Ильи),
ледораздела ледников Хаббард и Каскауолш и ледника Расти
(West, Krause, 1972) получена следующая зависимость:б2Н = 8,2 5|80 + 6,5.	(З.Ю)Эта зависимость близка к полученной В. Дансгором (см. 3.1)
для прибрежных станций Северного полушария. Значит, снеж¬
ный покров горного массива Св. Ильи образуется из осадков,
сформированных на последних стадиях равновесной конденса¬
ции атмосферного пара океанического происхождения, который
был получен при быстром неравновесном испарении. Об этом
свидетельствуют значения эксцесса дейтерия (свободный член164
„еН 6,5%о), который отличается от наблюдаемого в осадках
Р 1\%0). Коэффициент пропорциональности полученной форму-
^ (близкий к значению в глобальных атмосферных осадках)
•1Ыа3ывает, что снег на больших высотах горного массива Св.
Ильи конденсируется при почти равновесных условиях. В отли¬
чие от температурного влияния на изотопный состав, абсолют-
аЯ высота отложения осадков представляет собой более слож¬
ный фактор изменений 52Н и 6180. Поскольку большинство
1еДНиковых бассейнов имеет хорошо выраженный вертикаль¬
ный градиент температуры, значения 82Н и 5180 снега должны
уменьшаться по мере поднятия от фирновой линии. Изотопная
гомогенизация (если она имеет место) не изменяет эту тенден¬
цию. Наоборот, процессы изотопной гомогенизации часто еще
больше увеличивают высотные градиенты б2Н и 5180 в областях
аккумуляции ледников.Даже в тех случаях, когда выпавший снег имеет одинаковый
изотопный состав на всем леднике, вертикальный градиент ин¬
тенсивности таяния совместно с сезонным изотопным эффек¬
том могут привести к значительному высотному изотопному эф¬
фекту в аккумулированном материале ледника. В летний период
в нижней части области аккумуляции и в области абляции ве¬
сенние и зимние слои с низкими значениями 52Н и б180 под¬
вергаются таянию, сопровождающемуся стоком; остаются лишь
осадки последних снегопадов с относительно высокими значе¬
ниями 62Н и б180. Выше в области аккумуляции остается все
больше нестаявших слоев, содержащих и изотопически более
легкий зимний снег.Поскольку лед из глубоких слоев ниже границы питания по¬
степенно выходит на поверхность, появляется возможность с
помощью изотопных методов исследовать происхождение льда и
механизм его движения в леднике. По наблюдениям на альпий¬
ском леднике Кессельвандфернер, минимальные значения 5180
были отмечены в средней части ледника, вблизи границы пита¬
ния. Это согласуется с обычным представлением о движении
горных ледников, в которых лёд, образованный недалеко от гра¬
ницы питания, передвигается на небольшое расстояние в верх¬
нюю часть области абляции, а лёд, сформированный в верховьях
ледника, выходит на поверхность в нижней части ледникового
языка (см. рис. 3.16).В результате изотопных исследований на ряде ледников Се-
ВеРной Америки были получены продольные профили, показы¬
вающие уменьшение значений 6180 вниз по языку от границы
питания. В некоторых случаях значения б180 уменьшались на
п°перечниках от центральной линии движения к краям. Нару-
Шения в правильности распределения изотопного состава во
всех случаях невелики и были связаны, в частности, с взаимо¬165
действием снега и фирна в трещинах, вызванных подвижкам^
ледников, как это имеет место на леднике Расти. На изотопны*
профилях ледников Голубой и Расти были обнаружены пики
соответствующие границам двух рукавов этих ледников, 4T(j
позволяет интерпретировать их динамику.Возможности применения изотопных данных для анализа
движения льда ограничиваются размерами ледников. На малых
ледниках высотный градиент изотопного состава льда обнару.
жить довольно трудно, здесь часто встречаются аномалии изо¬
топного состава на поперечных профилях. На больших ледниках
анализ проводить легче, например, на южном склоне ледника
Ватнайёкюдль вблизи границы питания значения 52Н во льду
составляли —65%с, а в центральной части были гораздо меньше-100%о.Данные изотопного анализа фирна на памирских ледниках на
высотах около 5000 м показали сохранение изотопной страти¬
фикации в верхних 2 м с амплитудой 5180< 15%о. На Алайском
хребте в теплой фирновой зоне ледника Абрамова изотопный
профиль глубиной 6,5 м не соответствовал стратиграфическому
описанию разреза, что связано как с ветровым перемешиванием,
так и с инфильтрацией талых вод.На кавказском леднике Марух, область питания которого от¬
носится к теплой фирновой зоне, значения б180 не зависят от
абсолютной высоты. Это обусловлено тем, что для такого не¬
большого ледника в зимний и весенний периоды характерны
сильные часто меняющиеся ветры, которые перераспределяют
уже отложившийся снег.В среднем по образцам, полученным на Марухском леднике,
5180 = — 19%о, что близко к значению, наблюдаемому на подоб¬
ных широтах и высотах, и поэтому может рассматриваться как
фоновое для этого района. Изменение 5|80 по глубине 16-мет-
рового шурфа Марухского ледника (рис. 3.17) хорошо отражает
сезонную слоистость фирновой толщи. В летних горизонтах
б180 колеблется между значениями —10 и —12%о, а в зимних -—	15 и —17%о. Однако эта согласованность не обязательно точно
отражает сезонную структуру атмосферных осадков, поскольку
летние слои частично сложены снегом, выпавшим в холодное
время.Слой снега на поверхности ледника постоянно подвергается
воздействию процессов тепло- и массообмена с атмосферой, ко¬
торые особенно интенсивно протекают летом. Суточные и апе¬
риодические колебания температуры в поверхностном слое сне-
га ведут к образованию температурных градиентов. Упругое^
насыщенного пара на участках снежного покрова, обладают^
повышенной температурой, выше, чем на участках с пониже^'
ной температурой. Это ведет к диффузии пара в направлений166
рис.3.17.Изменение значений б'Ю в^„о-фирноюй толще ледника Ма-
сИС на Западном Кавказе (Бажев и др.,
снег. 2 — фирн, 3 — льдис-рух-20185 О ,-16%о-12I973Yс четние горизонты, 4 — поверх-
ТЬ ности абляции указанных летобратном направлению темпе¬
ратурного градиента. Таким
образом, летом поверхностный
сл0й снега обогащается изото¬
пами D и 180. Поскольку на
Марухском леднике лето длит¬
ся 4—4,5 месяца, изотопное
фракционирование здесь долж¬
но быть значительным. Про¬
цесс обогащения летнего слоя
тяжелыми изотопами продол¬
жается и в последующие годы.К концу лета поверхностный
слой снега состоит из переслаи¬
вающихся прослоек и линз льда
и фирна. На следующий год
“гнезда” фирна, заключенные
между прослойками и линзами
льда, служат хорошими акку¬
муляторами для просочившихся
сверху талых и дождевых вод,
обогащенных изотопами 180
и D. Процесс изотопного обо¬
гащения за счет инфильтрации и последующего замерзания
жидкой влаги продолжается до полного завершения цикла льдо¬
образования. Существование процесса сглаживания и частичной
гомогенизации изотопного профиля под влиянием интенсивной
инфильтрации подтверждается резким уменьшением значений
в образцах из фирна по сравнению с образцами из снега и
сближением “летних” и “зимних” пиков в нижней части раз¬
реза.На Полярном Урале исследования проводились в фирново-
лвДяной зоне ледника Обручева. Наблюдаемые на профиле рас¬
пределения 5lsO пики не отражают сезонной стратификации
Фис. 3.18). Интенсивное таяние в летний период, сопровождае¬
мое изотопным фракционированием между льдом и талой водой,
ведет к обогащению льда изотопом |80, начиная с глубины око-Ло 6 м. Это находит отражение в сдвиге примерно на 2%о значе¬
ний 6i80 Талаявода с поверхности ледника Обручева имела11964/167
Рис. 3.18. Изменение значений gin
в керне с ледника Обручева на П
лярном Урале до глубины 8 м ig '
жев и др., 1976). 1 — прозрачны”-'
лёд; 2 — загрязненный лёд. с» 11
без штриховки — снег и фирн "б180 = -20,9%о, а единичныелетние осадки 6180 = — 19,7%с
При равновесных условиях
фракционирование приводит
к обогащению образовавшего¬
ся льда относительно перво-
начальной воды примерно на
1—3%о. Среднее значение в
слоях прозрачного льда б180 =
= —19,2%о, что даже больше
измеренных значений 5180 в
талой и дождевой воде. Сле¬
довательно, прозрачные слои,
обнаруженные в керне, обяза¬
ны своим происхождением
водам, просочившимся в тол¬
щу ледника и там замерзшим.
Четыре слоя загрязненного
льда показали значения, близ¬
кие к —16,6%о. Эти слои можно связать с летне-осенней аккуму¬
ляцией осадков.Судя по данным табл. 3.2, для тропических районов характер¬
ны большие вариации 5180. Данные изотопных исследований на
ледниковом куполе Келькайя в Перу показывают обратный сезон¬
ный изотопный эффект на высотах более 5000 м. Наименее отри¬
цательные значения обнаруживаются в сухой холодный сезон, а
более низкие — во влажный теплый. Поверхностный снег, соб¬
ранный зимой — в июне—июле, всегда имеет более положитель¬
ные значения. Диапазон изменений б|80 в поверхностных слоях
снега здесь составляет 22%с, что значительно выше изменений
содержания 5180 в любых полярных районах. Среднее значение
5|80 на этом куполе —21%о. Особенности изотопного состава
ледникового купола Келькайя — низкие средние значения и
большие сезонные вариации 5180 — показывают, что основным
метеорологическим параметром, определяющим изотопный
состав влаги в тропиках, может быть не столько температур^
сколько количество осадков. Низкое содержание |80 в сезон дож¬
дей может быть объяснено увеличением расстояния от источни¬
ка влаги. Купол Келькайя расположен на расстоянии 3000 км от
Атлантического океана и в 400 км от побережья Тихого океаНЭ'
Большая часть влаги в сезон дождей приходит с Атлантического5 О, %о-25 -19 -13168
на и при пересечении бассейна Амазонки много раз обнов¬
ится благодаря тропическим грозам и естественно её изотоп¬
ий состав становится всё более лёгким.Н Полярные ледники. В снежной, снежно-фирновой и холодной
, рНОвой зонах высокополярных ледников и ледниковых покро-
ов важную роль играют процессы ветровой дефляции снега, из¬
биения в системе пар—лед и молекулярная диффузия в твер-
ом льду. Важные изотопные результаты были получены на лед-
нИках Канадского Арктического архипелага, Шпицбергена и Се¬
верной Земли (табл. 3.3).Таблица 3.3Вариации значений б|80 и 52Н в снежном покрове
и в толще льда некоторых арктических и антарктических ледников(по Котлякову, Гордиенко, 1982, с дополнениями)ЛедникВысота над
ур. моря, м6180,%с к SMOW62Н,%€ к SMOWЛедники островов Российской АрктикиЗападный Шпицберген, ледораздел
ледников Грёньфьорд-Фритьоф450-7,8..-15,3Западный Шпицберген, плато
Ломоносова1000—8,7...—15,6Северная Земля, купол Вавилова728— 12,7...—24,0Ледники островов Канадской Арктики0. Элсмир, 78°38'с.ш., 78°22' з.д.660-21,10. Элсмир, 76°33'с.ш., 80°20' з.д.1350-26,80. Элсмир, 78°25' с.ш., 80° з.д.1390—27,7...—28,10. Элсмир, вершинная часть1800—22...—370. Королевы Елизаветы, снежный
покров0-1827-21...-350. Кобург, снежный покров
(снег, осадки)50-500-21
-15...-361оо*1СООО0. Аксель Хейберг (снежный
покров)1200-32..-35Ледниковый купол о. Девон1800—26,5...—29_^Дниковый купол о. Миен268— 19...—24Ледниковый купол о. Барнс, Баф-
.^ДОнова Земля (ископаемый лед)460-28...-30		 Ледники приантарктических островов^^клендские острова+4,7-8,6_^^Ргентина-3,7-10,0у. Кинг-Джорж, ст. Беллинсгау-
и®м>2Ч2'ю.ш., 58' з.д.-3,8-9,5169
б’Ъ, %оРис. 3.19. Изотопно-кислородные профили на куполе в северной части о. Элс¬
мир (а), на плато Ломоносова (б), ледоразделе ледников Грёньфьорд-Фритьоф
(в) и куполе Вавилова на Северной Земле (г) (по Гордиенко и др., 1980, 1981;Котлякову, Гордиенко, 1982)Анализ колонок ледяного керна из холодной фирновой зоны
на куполе о. Элсмир и плато Ломоносова на о. Зап. Шпицберген
(рис. 3.19) показал сохранение изотопных сезонных колебаний
значений 5180, амплитуда которых уменьшается с глубиной, что
обусловлено процессами гомогенизации, связанными с просачи¬
ванием талых вод и их обменом с фирном. На глубине, соответ¬
ствующей уровню перехода фирна в лед, измеренные значения
6|80 приближались к средним годовым минимумам и максиму¬
мам, что особенно характерно для изотопного профиля с о. Элс¬
мир. Судя по данным рис. 3.19, сезонные колебания изотопного170
става в холодной фирновой зоне сохраняются, по крайней
С|ере на пРотяжении 40 лет.Ь Сезонная слоистость в распределении дейтерия наблюдается
всех разрезах шурфов и скважин, пройденных на ледниковом
в поле о. Девон, но из-за таяния низкие зимние значения 5|80
gD с глубиной становятся более высокими. Благодаря летнему
таянию изотопически тяжелая талая вода просачивается через
снежные слои, в толще которых она замерзает. Поэтому зимний
сНег становится изотопически тяжелее, в то время как в летнем
с,,0е изотопный состав меняется мало. Очевидно, что сущест¬
венные изменения изотопного состава были и в предыдущие
годы, поэтому можно сделать вывод, что сезонные изотопные
вариации могут быть сглажены за три-четыре года. Надо учесть,
что изотопное сглаживание может сильно различаться из-за из¬
менчивости условий от года к году.Наблюдаемые нарушения изотопной сезонной стратификации
на ледниковом куполе о. Элсмир (см. рис. 3.19, а) в большинстве
случаев объясняются летним таянием и дефляцией снега. Зимние
отрицательные пики в 1969/70—1972/73 гг. в этом районе, как и
на о. Девон, сдвигаются в область менее негативных значений,
что связано с интенсивным таянием в 1970, 1971 и 1972 гг., когда
изотопически тяжелая вода проникала в предыдущие зимние
слои. В период же 1963—1969 гг. и в десятилетие, предшество¬
вавшее 1956 г., летнее таяние в Канадском Арктическом архипе¬
лаге было незначительным, что нашло отражение в изотопном
профиле.На плато Ломоносова (рис. 3.19,6), которое расположено на
значительных высотах о. Зап. Шпицберген, сток талых вод от¬
сутствует, и ежегодная масса фирна и льда в разрезе близка к
годовой аккумуляции, что позволяет искать корреляцию с коли¬
чеством осадков, регистрируемым ближайшими метеостанция¬
ми. Однако попытка найти связь снегозапаса в годовых слоях на
плато Ломоносова с годовыми суммами осадков на метеостан¬
циях Лонгиербюен, Исфьорд-Радио и Баренцбург не увенчалась
Успехом. Причина, как и во всех подобных случаях, связана со
сложными метеорологическими условиями этого района, и в
частности, с сильными ветрами, приводящими к затушевыва-
пию сезонных и годовых изотопных различий.В тёплых фирновых зонах арктических островов, в частности,
на ледоразделе ледников Грёнфьорд-Фритьоф на о. Зап. Шпиц¬
берген и на куполе Вавилова на Северной Земле (см. рис. 3.19,
в>г) интенсивное летнее таяние приводит к более быстрому
Улаживанию изотопных сезонных колебаний. На куполе Вави-
Лова заметное сглаживание происходит уже на глубине 5 м, чему
Сп°собствует отрицательный баланс массы в отдельные годы.171
Выполненное Я.-М.К. Пуннингом с сотрудниками исследов.
ние изотопного состава атмосферных осадков на метеостанц.,
Баренцбург (о. Зап. Шпицберген) показало отсутствие четко"
связи между вариациями 6|80 в осадках с температурой их
падения. На изотопно-кислородном профиле верхних гориз0н
тов керна с ледораздела ледников Грёньфорд и Фритьоф, pacrto
ложенных в 30 км от метеостанции Баренцбург, наблюдалось по
два или три сезонных изотопных пика. Очевидно, что это явле-
ние обусловлено разным происхождением и соответственно не¬
одинаковым изотопным составом поступающей сюда влаги.Помимо температуры конденсации, изотопный состав снега на
арктических островах регулируется процессами переноса водяных
паров и меняющимся расстоянием до открытого моря. Несмотря
на сложные метеорологические условия, удалось обнаружить связь
между максимальными разбросами температур и значениями б'^о
в толще отложенного фирна. Такая связь существует между осред-
ненными по десятилетиям температурами воздуха на метеостан¬
ции Баренцбург и средними значениями б|80 в верхних 50 м кер¬
на с ледораздела ледников Грёнфьорд и Фритьоф, что имеет па-
леоклиматическое значение.Особенно сложна картина изменений изотопного состава отло¬
женных осадков в ледяной зоне, характерной для ледникового ку¬
пола о. Миен в Канадском Арктическом архипелаге. Здесь летнее
таяние и баланс массы на протяжении нескольких десятилетий
были равны нулю. Аккумуляция происходила почти полностью в
виде наложенного льда со случайными годами фирнового накоп¬
ления. Это означает, что каждый годовой слой гомогенизировался
посредством таяния и замерзания талой воды, но процесс этот за¬
трагивал не более одного годового слоя в любой сезон таяния. Од¬
нако в изотопно-кислородном профиле керна при 10-сантиметро¬
вых интервалах отбора проб были обнаружены вариации значений
5180, которые, конечно, нельзя интерпретировать как сезонные
колебания изотопного состава, поскольку многие годы в разрезе
пропущены из-за сильной абляции.В областях аккумуляции тех ледников, где проявляется зна¬
чительное таяние, просачивание воды через фирн часто приво¬
дит к изотопному фракционированию и обогащению тяжелыми
изотопами 2Н и 180 в твердой фазе за счет талой воды. На участ¬
ках между границей питания и фирновой линией большая часть
талой воды, обедненной этими изотопами, стекает; таким обра¬
зом, значения 6|80 и 8D остающегося льда выше, чем первона¬
чального снежного покрова. Некоторая, как правило, неизвест¬
ная часть вариаций б180 и 5D обусловлена колебаниями годового
стока.На поверхности арктических куполов таяние обычно начина¬
ется тогда, когда подстилающие слои снега еще имеют отрица¬
тельную температуру. В начале сезона абляции весенний и раИ'172
тний снег (с менее отрицательными значениями 6180 и 8D)
не' вергается таянию, и талая вода замерзают внутри или на
п°)Кней поверхности последнего годового слоя. Дальнейшее тая-
н‘ зИмнего снега, в котором значения б|80 и 5D более отрица¬
тельны, насыщает снежный покров и способствует стоку, что
Т иводит к частичной или полной потере слоев зимнего снега,
о холодные летние сезоны зимний снег, сохранившийся цели-
0м или частично, имеет более отрицательные значения 5|80 и
5р. в более теплые летние сезоны значительная часть зимнего
снега удаляется, и значения б180 и 5D становятся менее отрица¬
тельными. В условиях очень холодного лета, когда сток невелик
или вовсе отсутствует, летние осадки могут иметь еще менее от¬
рицательные значения б180 и 5D.Ледниковые щиты. В отличие от ледников умеренных широт
высокополярные ледниковые покровы — самые удобные объек¬
ты для исследования изотопного состава льда. Таяние снега на
поверхности здесь незначительно или вовсе отсутствует и перво¬
начальные вариации содержания 2Н и |80 не должны столь уж су¬
щественно изменяться при захоронении атмосферных осадков.Изотопный состав кислорода и водорода в снеге, выпавшем в
полярных районах, определяется главным образом температу¬
рой. По этой причине в полярных широтах 5180 и 5D имеют
большие отрицательные значения и варьируют в зависимости от
сезонных изменений температуры, а также от географической
широты и высоты над уровнем моря. Сезонные вариации значе¬
ний 5180 и 8D в снеге можно использовать для датирования
слоев снега и фирна путем идентификации последовательных
слоев летнего снега. Снег, выпавший в летнее время, характери¬
зуется менее отрицательными значениями 5|80 и 5D, чем снег,
выпавший в зимнее время при более низких температурах.При анализе снега из районор, где осадков выпадает мало
(Центральная Антарктида), возникают трудности, связанные с
переотложением снега в результате дефляции. Теоретически
Равновесные процессы охлаждения влажных воздушных масс по
мере движения их в полярные районы дают линейную зависи¬
мость между изотопным составом осадков и температурой кон-
денсации. Однако при сопоставлении изотопных данных снеж-
НЬ1Х осадков Гренландии и Антарктиды со средней температу¬
рой воздуха в ряде случаев наблюдается значительный разброс
(табл. 3.4).Причина заключается в том, что на изотопный состав, кроме
Температуры их конденсации, влияют и другие метеорологичес-
параметры, а также дальнейшая эволюция отложенного сне-
а- В табл. 3.4, помимо изотопных данных, приведены среднего-
°вые температуры воздуха, а там, где таких данных нет, приво¬
дя температура снежно-фирновой толщи на глубине 10 м.173
Таблица jВариации значений 6|80 и 52Н в снежном покрове и в толще льда
на станциях Антарктиды и Гренландии(по Котлякову, Гордиенко, 1982)СтанцияВысота
над ур.
моря, мСредняя
годовая
темпера¬
тура, "СSlsO,%С к SMOW%0 К SMOWГренландияКемп Сенчури, 77°10' с.ш., 6Г08’ з.д.1886-24,0-29,31 боГТ—290^77°04' с.ш., 70°25' з.д.1100-21,4~Каррефур, 69°49' с.ш., 47°26’ з.д.1849-16,476°46' с.ш., 64°35' з.д.1560-27,1Дай-2, 66°23' с.ш., 46° 1 Г з.д.2100-27,1~~~Дай-3, 65° 11' с.ш., 43°50' з.д.2500-20,0-23...—33Сайт-2, 76°59' с.ш., 56°04' з.д.2000-23,0-23..-36Депо-480, 72°06' с.ш., 30°00' з.д.2310-22,4-227,5Саммит, GISP, 72° 17' с.ш., 37°56' з.д.3244Саммит, GRIP-2, 72°17' с.ш.,
37°56' з.д.3244Норт-Айс, 75°46’ с.ш., 42°27' з.д.2343-30,0-10..-3962° 15' с.ш., 45”30' з.д.2440-16,4-16...-2862°0Г с.ш., 45°02' з.д.2440-14,4-16...-29Милсент, 70° 18' с.ш., 44°33' з.д.2450-22,2-20..-3563° 12' с.ш., 46° 18' з.д.2604-19,6-24..-3064°30’ с.ш., 44°37' з.д.2746-22,1-24..-32Депо-420, 72° 14' с.ш., 32°20' з.д.2760-28,8-255...-256Ярл-Жозе, 7Г2Г с.ш., 33°29' з.д.2880-28,0-256..-260Сентрал, 70°55'с.ш., 40°38' з.д.2960-27,0-24 6..-251Саммит, 72° 17' с.ш., 37°56' з.д.3244-26...-40Крет, 7Г07' с.ш., 37° 19' з.д.3214-30,0-25..-42—259...-261Береговые станции Антарктиды	Ленинградская, 69"30' ю.ш.,
159°23' з.д.24-4,1-9,5Элсуэрт, 77°43' ю.ш., 4Г02' з.д.40-22,3-27,0	^Халли-Бей, 75°31' ю.ш., 24°19' з.д.82-17,6-18,2	Лазарев, 69°58' ю.ш., 12°55' з.д.24-18,2Король Бодуэн, 70°26' ю.ш., 24° 19' в.д.39-17,0-22,0		-jСева, 69°00' ю.ш., 39°35' в.д.15-11,0-18,0
Окончание табл. 3.4СтанцияВысота
над ур.
моря, мСредняя
годовая
темпера¬
тура, 'С6|80,%0 к SMOWЙ2Н,%0 к SMOWЗемля Виктории, 77°02' ю.ш.,
152°19' в.Д-2440-45,0-345,5Земля Виктории, 74*27' ю.ш.,144" 15' в.д.2590-47,1--367,3Земля Виктории, 73*07' ю.ш.,
]42°30' в.д.2515-46,5-335,3Лагерь Мидзухо, 70°42' ю.ш.,
44‘20' в.д.2230-32,0-36,0Плато Мидзухо, 73*50' ю.ш., 48*25' в.д.3200-58,5-56,7Плато Мидзухо, 77°00' ю.ш., 48*00' в.д.3408-55,5-53,7Плато, 79° 15' ю.ш., 40°30' в.д.3625-56,8-54,4Полюс Недоступности, 82°06' ю.ш.,
54°58' в.д.3719-57,2-56,8Амундсен-Скотт, 90° ю.ш.2800-39,0-51,0Вост. Антарктида, 70°2Г ю.ш.,
97°50' в.д.2757-38,8-39,4Вост. Антарктида, 7Р38' ю.ш.,
10Г49' в.д.2977-47,5-43,4Вост. Антарктида, 73“ 14' ю.ш.,
100°27' в.д.2960-52,9-44,8Пионерская, 69”44' ю.ш., 95°31'в.д.2740-38,0-37,5-288,5Восток-1, 72*08' ю.ш., 96*36' в.д.3252-47,4-45,4-331,5Комсомольская, 74°05' ю.ш., 97°29'в.д.3516-53,9-46,6-370,0Восток, 78°28' ю.ш., 106°48' в.д.3490-57,3-55,0-412,0Ледораздел, 75°46' ю.ш., 93°49' в.д.3730-57,7-389,6Земля Адели, 67° 12’ ю.ш., 139” 17’ в.д.1480-26,9-195,7Адели, 67*31' ю.ш., 139” 18'в.д.1610-28,3-205,3Земля Адели, 67*55' ю.ш., 139”19' в.д.1830-30,4-221,5Земля Адели, 71*07’ ю.ш., 139*15' в.д.2510-43,9-319,5^мя Адели. 68”2Г ю.ш., 137”19' в.д.2220-34,3-252,5Адели, 70”0Г ю.ш., 134”49'в.д.2430-42,1-330,3^яАдели, 73”04' ю.ш., 128”44’в.д.ЗОЮ-53,5-371,6^Упо^С, 74*30’ ю.ш., 123*10'в.д3240-53,5-390,0
Продолжение ,Пц6		—Г; ШСтанцияВысота
над ур.
моря, мСредняя
годовая
темпера¬
тура, "С8lsO,%о к SMOW	-чб2нГ"'|к SMotyМолодежная, 67°40' ю.ш., 45°51' в.д.-11,8-19,4	Мирный, 66°33' ю.ш., 93°0Г в.д.30-11,4-19,5~134лГ^Дюмон-Д’Юрвиль, 66°40' ю.ш.,
140°0Г в.д.40-11,2-1533 'База Скотта, 77°5Г ю.ш., 166°46' в.д.15-13,0-240/7Мак-Мердо, 77°5Г ю.ш., 166°37' в.д.24-20,0-21,6Мак-Мердо, шельфовый ледник,
77°5Г ю.ш., 166°54' в.д.13-21,0-30.3—230Д)Литл-Америка V, 78° 10' ю.ш.,
168° 13’ в.д.43-24,2-20,2Прибрежные антарктические станции (до высоты 1000 м)Новолазаревская, 70°64' ю.ш.,
1 Г50' в.д.-28,7Эйтс, 7544' ю.ш., 77° 10' з.д.452-24,8-27,1Уилкс, пл. 2, 66° 15' ю.ш., П0°32' в.д.116-18,6-19,0Земля Адели, 66”42’ ю.ш., 139°55' в.д.220-14,5-149,9Земля Адели, 66”43' ю.ш., 139°55' в.д.230-15,6-154,8Земля Адели, 66°42' ю.ш., 139°49' в.д.270-14,3-153,3Земля Адели, 66°44' ю.ш., 139°42' в.д.405-16,1-150,9Земля Адели, 66°45' ю.ш., 139°36' в.д.470-17,8-144,9Земля Адели, 66М9' ю.ш., 139°22' в.д.680-19,3-146,9Земля Адели, 66°50' ю.ш., 139° 15' в.д.790-19,8-143.7Земля Адели, 66°55' ю.ш., 139° 16' в.д.985-22,0-166,2Земля Адели, 66°50’ ю.ш., 139° 19' в.д.850-19,4-155,4Земля Мэри Бэрд, 80°57’ ю.ш.,
71 °20' в.д.150-29,4-267,0Земля Мэри Бэрд, 82°48' ю.ш.,
70°40' в.д.500-27,7-257,2Земля Мэри Бэрд, 80°32' ю.ш.,
80°55' в.д.950-27,3-270,8Внутриконтинентальные станции Антарктиды 		Бэрд, 80°01' ю.ш., 119'32'з.д.1530-28,0-32,0-256J0_^.Земля Виктории, 78°02' ю.ш.,
154”06' в.д.2280-43,6-347,4Земля Виктории, 72°06' ю.ш.,
143° 11' в.д.2360-44,3-307,5
Несмотря на различие в антарктических пробах, охватываю-
х периоды снегонакопления от одного года до 10 лет и более,
едние значения 6180 и 5D почти по всем прибрежным и бере-
овЫМ станциям лежат в узком диапазоне для 6|80 от —18 до
S-ll%o (среднее -19,5%о) и для 5D от -134 до -166 %о (среднее
_150%с). В то же время средние годовые температуры на этих
станииях находятся в диапазоне от —11 до —25°С. Заметим, что
изменению температуры на ГС приблизительно соответствует из¬
менение содержания 6D на 5—7%с, а для б|80 — на 0,6—1,0%с.
Таким образом, в краевых частях Антарктического материка при
относительно большом разбросе температур наблюдаются близ¬
кие значения 8D и 5|80. Особенно это заметно в сериях изотоп¬
ных данных по маршрутам от ст. Дюмон-Д’Юрвиль, Сева и Мир¬
ный в глубь Антарктиды (рис. 3.20) (Виленский и др., 1978; Гор-
диенко, Котляков, 1981; Kato et al., 1978), а также по измерениям
поверхностных образцов с купола Лоу (Budd, Mogran, 1977).На Земле Адели 13 станций, на которых отбирались пробы,
расположены на расстоянии до 43 км от берега и на высоте 900 м.
Средняя годовая температура около 10°С, а изотопный состав по
дейтерию изменяется' от —145 до — 167%с. На Земле Эндерби в
1974 г. образцы на кислородный анализ отбирались в прибреж¬
ной зоне на трех станциях, расположенных до 40 км от берега и
на высоте 1000 м. Среднегодовая температура меняется на 8°С, а
значения 5180 — от —25 до —27%о. На земле Королевы Мод по
траверзу от ст. Король Бодуэн значения 5|80 с 12 площадок ко¬
леблется от —20 до —24%о, а с остальных четырех — от —26 до
-28%о, при этом разница в высотах мест взятия образцов дости¬
гает 1000 м.На Земле Уилкса 9 станций, на которых проводился отбор
проб на изотопный состав, расположены до 50 км от берега и на
высоте 970 м. Средняя годовая температура около 12°С, а вариа¬
ции 5|80 изменяются в пределах от —14 до —21%о. И, наконец,
на куполе Лоу образцы отбирались также между побережьем и
50-м километром на высотах до 900 м. Средняя годовая темпера-
тУРа приблизительно 10°С, а б|80 колеблется от —16,5 до —19,5%о.На рис. 3.20 показана зависимость 6180 и 8D от высоты в по-
веРхностных слоях снежного покрова Антарктиды и Гренлан¬
дии. Из него следует, что значения б180 и 6D в снеге и фирне,
отобранном в Антарктиде ниже 1000 м над уровнем моря, почти
Не зависят от высоты. Эта особенность объясняется характером
Рельефа краевой зоны Восточной Антарктиды, где высоты по-
ВеРхности нарастают до 1000 м на расстоянии всего 40—50 км от
п°бережья. Высота 1000 м примерно соответствует нижнему
ню выпадения осадков, и температуры у поверхности лед-
кового покрова не отражают первоначальных условий кон-
нсации атмосферной влаги. Почти постоянный изотопный со-177
Высота, мРис. 3.20. Зависимости 5|80 и 5D от абсолютной высоты в поверхностных слоях
снежного покрова Антарктиды и Гренландии: 1 — Земля Адели, 2 — Плато
Мидзухо, 3 — Земля Мэри Бэрд, 4 — Земля Виктории. 5 — Восточная Антаркти¬
да, 6 — купол Лоу, 8 — средняя часть Гренландии, 9 — северо-западная часть
Гренландии, 10 — Южный полюс. Д—Д — Дюмон-Д’Юрвиль, У — Уилкс. П -
Пионерская, В-1 — Восток-1, К — Комсомольская, В — Восток, Пл — Плато,
ПН — Полюс Недоступностистав снега в береговой полосе может быть обусловлен ветровым
перераспределением.Другой причиной служит абляция, затрагивающая главным
образом летние осадки и уменьшающаяся вверх по склону. От¬
сутствие связи между поверхностными температурами и темпе'
ратурами конденсации осадков, вероятно, объясняет и результаты
изотопных исследований на куполе Лоу, где абсолютная высоту
изменяется от 300 до 1400 м на протяжении 100 км. ВысотныИ
изотопный эффект оказался здесь ниже ожидаемого. Однако по178
нЫм 23 станций Антарктического полуострова (согласно со-
д1цению В.Дансгора), значения б|80 (от -12,6 до -27,9%о) в
° тегральных пробах из скважин на протяжении 15 лет хорошо
" премируют с температурой на глубине 10 м, а зависимость
К отопного состава осадков от температуры удовлетворительно
писывается простой рэлеевской моделью. Отсюда можно сде-
^)ТЬ вывод, что осадки, выпадающие на Антарктическом полу-
острове, имеют общий источник, а поверхностные температуры
(среднем лежат вблизи температуры конденсации.Поскольку таяние на поверхности ледниковых покровов
Гренландии и Антарктиды и инфильтрация воды в толщу малы
„чи совсем отсутствуют, первоначальные вариации содержания
кислорода-18 не должны существенно изменяться при захороне¬
нии атмосферных осадков (Котляков, Гордиенко, 1982). В отли¬
чие от прибрежных станций все внутриконтинентальные грен-
пандские и антарктические станции, находящиеся выше 1400 м
и далее 100 км от побережья, показывают обычный изотопный
эффект, т.е. уменьшение значения 5180 и 5D с увеличением аб¬
солютной высоты местности. Кроме того, проявляется конти¬
нентальный изотопный эффект (см. рис. 3.20). Это особенно хо¬
рошо заметно для кривой с Земли Адели, где обнаруживается
заметное увеличение скорости изменения с высотой, которое,
очевидно, связано с дополнительным влиянием континенталь¬
ного эффекта — изменением значений 5|80 и 8D в глубь конти¬
нента (Lorius, Merlivat, 1977). В Гренландии суммарное значение
высотного и континентального эффектов на значения 5lsO равно
0,65%с на 100 м высоты. Это значение использовалось В. Дансго-
ром для примерного определения высоты отложений снежного
материала, из которого формировались айсберги и краевой лед¬
никовый лед.Особый интерес представляют изотопные данные, получен¬
ные в Восточной Антарктиде на плато Мидзухо (Kato et al.,
1979). Здесь значения 5180 уменьшаются почти линейно с уве¬
личением высоты до 1000—2900 м над уровнем моря, на высотах
3200- 3300 м наблюдается большая аномалия, которая, возможно,
связана с влиянием на осадки в этом районе зоны раздела мор¬
ского циклона и антарктического антициклона, что подтверждает-
ся результатами гляциологических и метеорологических наблю¬
дений: здесь резко изменяются направления и скорости стоко-
н°го ветра, микрорельеф снежной поверхности и характер обра¬
зования слоев глубинной изморози. Местоположение границы
сФер влияния циклонических и антициклонических условий из-
Меняется по сезонам.Сезонные вариации величины 6180 в годичных слоях посте¬
пенно стираются в результате гомогенизации изотопного состава
Кислорода и водорода, происходящей при плавлении и перемо-179
раживании воды, просачивающейся через снег и фирн, при веп
тикальном движении захваченного воздуха в поровом простра^'
стве и при утоньшении сезонных слоев льда в результате плас'
тических деформаций.Однако изотопная стратиграфия в Антарктиде часто отличается
от классической. Это объясняется тем, что в условиях малой акку
муляции и сильных ветров часто отсутствует правильная сезонная
и годовая последовательность. Примером могут служить результа¬
ты исследований 2-метрового шурфа на ст. Полюс Недоступнос¬
ти, где на изотопном профиле хорошо выражены только отдель¬
ные летние изотопные пики. Другая причина связана с процес¬
сами фракционирования 180 и 2Н при метаморфизме снежного
покрова, в частности, при образовании горизонтов глубинной
изморози, как это наблюдалось на глубинах 20,6—23,3 м в керне
со ст. Мидзухо. Наблюдения в шурфе на ст. Амундсен-Скотт по¬
казали, что в большинстве случаев изотопные пики соответству¬
ют положению горизонтов глубинной изморози, однако не все
эти горизонты проявляются на изотопном профиле. Согласно
существующим представлениям, “критической” для сохранения
сезонных изотопных колебаний на первой стадии фирнизации
(до плотности 0,52 г/см3) является скорость аккумуляции 24 см
в год. Вариации значений 5180 и 5D на “критической” глубине,
где плотность фирна 0,52 г/см3, известны лишь для некоторых
антарктических станций (табл. 3.5). На большей части Гренланд¬
ского ледникового покрова, где годовая аккумуляция намного
больше 0,2 м льда в год, сезонные изотопные различия в толще
сохраняются на протяжении тысяч лет, а, например в Антаркти¬
де, где годовая аккумуляция, как правило, меньше 0,2 м льда в
год, отдельные годовые циклы б180 и 5D могут либо стираться,
либо переходить в ступеньки соседних изотопных пиков профи¬
ля, интерпретация таких профилей затрудняется.Данные табл. 3.5 показывают, что быстрота сглаживания се¬
зонных изотопных различий в верхних слоях фирна зависит не
только от скорости аккумуляции. Существование правильных
сезонных вариаций на ст. Норт Айс в Гренландии, где скорость
аккумуляции всего 16 см в год, связано с малой повторяемостью
метелевого переноса, что подтверждается рыхлым поверхностным
слоем снега в этом районе.Уверенное применение метода стабильных изотопов для оп¬
ределения скорости питания на основе сезонных изотопных
различий в Антарктиде возможно лишь в тех случаях, когда го¬
довая аккумуляция приближается к 30 см водного эквивалента,
но такие значения характерны только для краевой зоны матери¬
ка. На большинстве же антарктических станций применение
этого метода весьма проблематично. Первые изотопные измерь
ния миллиметровых отрезков керна со ст. Восток показали на¬
личие чередующихся изотопных максимумов и минимумов на180
ых глубинах (Барков и др., 1976), но другие исследованияРа подтвердили эти данные, поскольку их анализы показалиие полное стирание сезонных изотопных вариаций даже нал°ЧТимх 1 2 м фирна (Dansgaard et al., 1977).0брхиил ,Таблица 3.5хранение сезонных вариаций значений 6 с глубиной в верхних слоях фирна
и льда ледниковых покровов Гренландии и АнтарктидыСтанцияСкоростьаккуму¬ляции,см/годСезонные вариации
сохраняютсяСтанцияСкоростьаккуму¬ляции,см/годСезонные вариации
сохраняютсянижекрити¬ческойглубиныв течение
несколь¬
ких летнижекрити¬ческойглубиныв течение
несколь¬
ких летКаррсфУР62++Литл-Аме-рика-524—+Милсент54++О. Девон22-+Дай-353++Норт Айс16-+КорольБодуэн42++Уилкс14—+Сайт-240++Бэрд13-+73°25’ ю.ш.,
14°10’ з.д.37++Амунд¬сен-Скотт9"+КемпСенчури35++Комсо¬мольская5_+57 км от
Мирного30-35++ПолюсНедоступ¬ности3Крст27++Восток2-4--Пионерская25++На ст. Бэрд попытки выявить последовательные летние и
зимние слои в пяти горизонтах привели к значениям аккумуля¬
ции 8—70 см льда в год. Не удалось определить сезонные изо¬
топные различия и в керне со ст. Литл-Америка V (Dansgaard et
а'-> 1977). Отрицательный результат получен и в верхних слоях
одной из скважин купола Лоу в Восточной Антарктиде. Это
объясняется наличием больших снежных дюн и заструг высотой
около 0,5 м в прибрежной части материка, что нарушает нор¬
мальную стратиграфию толщи. Вместе с тем интегральные про-
0Ь|> охватывающие снегонакопление за несколько лет, хорошо
°сРедняют изотопный состав и обнаруживают корреляцию со
^Р^Дними температурами воздуха за тот же период, измеренны-
и на ближайших станциях Уилкс и Кейзи.181
Изотопный состав снега на ледниках отражает процессы
условия, сопровождающие образование атмосферной влаги И
выпадение в твердой фазе и эволюцию внутри снежной тол'ц/
Стабильные изотопы кислорода и водорода как основные Со
ставляющие снежных осадков фиксируют временные и пр0
странственные вариации условий окружающий среды, измене
нием соотношения легких и тяжелых изотопов. В условиях не
нарушенной и непрерывной стратификации снежной толщи ца
ледниках она является очень удобным объектом для палеогля°
циологических реконструкций. Однако в процессе метаморфизм
снежной толщи ее первоначальный состав претерпевает сущест_
венные изменения.На первой стадии фирнизации снежного покрова на его изо¬
топный состав действуют процессы, вызванные солнечной радиа-
цией, метелевым ветровым переносом снега и др. Первичная
стратификация нарушается в результате испарения и конденса¬
ции влаги, выпадения жидких осадков, сублимации и рекрис¬
таллизации. В снежных слоях на ледниках умеренных широт
интенсивная инфильтрация воды приводит к изотопной гомоге¬
низации и обогащению фирна изотопами |80 и 2Н. Гомогениза¬
ция происходит в период таяния и уже в придонных частях
мощной снежной толщи изотопное состояние системы снег-
вода приближается к равновесному.Активность процессов, изменяющих первоначальный состав
снежной толщи зависит от условий среды. В снежной, снежно¬
фирновой и холодной фирновой зонах преобладает ветровое пе¬
рераспределение снега и массообмен в системе пар—снег. В теп¬
лой фирновой зоне главенствующая роль принадлежит изотопно¬
му обмену в системе снег—вода. При отсутствии интенсивного
таяния и ветровой дефляции колебания значений 5|80 и 82Н
длительно сохраняются в толще снега. В процессе фирнизации
их сезонная амплитуда уменьшается вследствие массообмена че¬
рез парообразную фазу. Внутрисезонные колебания 5|80 и 82Н в
толще снега быстро исчезают, а сезонные вариации могут сохра¬
няться длительное время, они переходят в лед и могут быть об¬
наружены в полярных ледниках спустя много лет.3.1.4.	Вариации изотопного состава в снежном покрове
в криолитозоне и прилегающих регионахКриолитозона. Распределение стабильных изотопов водород11
и кислорода в снежном покрове в криолитозоне исследовано0
меньшей детальностью, чем для снежных толш ледников, одна"
ко некоторые выводы можно сделать. Для криолитозоны на тер"
ритории России получены отдельные сведения о значениях § ~
в снеге и снежниках, сохраняющихся в течение лета (табл. З.&г182
Таблица 3.6Вариации значений 5|80 в снеге и в снежниках
в некоторых районах Российской криолитозоны(по данным Ю.К. Васильчука, А.К. Васильчук)РайонОбъектМесяц и годСредняя зим¬
няя темпе¬
ратура, "С5'»0,%о к SMOWЗападная СибирьПос. ГыдаСнежникИюль 1983-18,5-20,1'"^Гматюй-СалеСнежникИюль 1983-16,0-19,1Пос. ХарасавэйСнежникЯнварь 1984-15,6-17,7Северная ЯкутияПос. ЧерскийСнегСентябрь 1983-22,3-20,1Пос. ЧерскийСнегСентябрь 1986-22,3-18,1Пос. ЧерскийСнегСентябрь 1986-22,3-19,6Пос. ЧокурдахСнегСентябрь 1986-23,2-15,6Пос. КепервеемСнегАвгуст 1986-23,0-20.6Пос. КуларСнегСентябрь 1986-25,0-25,8Протока АмболихаСнегЯнварь 1985-22,0-29,7ЧукоткаПос. АйонСнежникИюль 1986-19,5-22,3Пос. ЛавренитияСнежникИюль 1987-11,8-18,9Пос. ЛавренитияСнежникАвгуст 1987-11,8-10,4Р. ЧульхевеемСнежникИюль 1987-12,0-14,4Эти данные нельзя считать репрезентативными — они скорее
могут быть использованы как ориентировочные для сужденияоб	изотопном составе снега отдельных регионов.Как видно, и в снежниках и в отдельно взятых снегопадах
значения 5180 варьируют. Так, на однородной территории Се-
веРной Якутии в сентябрьском снеге отмечены значения от
'25,8 до — 15,6%о, зафиксировавшие как местный континенталь¬
ный изотопный эффект (отразившийся, например в межгорной
котловине в Куларе), так и региональный тренд — одна и та же
снежная масса, перемещаясь на восток, в Чокурдахе имела зна¬
мения 5180 —15,6%о, а далее в пос.Черский снежные осадки, по-
еряв часть тяжелых изотопов, приобрели значения ниже -20%с
(Васильчук, 1992).В снежниках, особенно в районах с влажным морским клима-
°м> значения 6|80 в течение лета могут сильно меняться, поэтому
Да>Ке в соседних снежниках близ пос. Лаврентия на северо-востоке183
Чукотки они варьировали от —18,9 до —10,4%с (табл. 3.6). Вм?
с тем снежники, являясь интегральным аккумулятором сне/5
нередко по своим изотопным параметрам близки к средним зи9,
чениям для снегопадов за весь холодный период.Обстоятельные наблюдения за изотопным составом осадк
летнего и зимнего сезонов в Канаде продемонстрировали д0ст^
точно строгую широтную зональность распределения 5D (рис. 331,По наблюдениям за атмосферными осадками и поверхноСт
ными водами на Таймыре и в устье р. Лены (Wolfe et al., 199^
получена хорошая корреляция между значениями 6180 и §п
(рис. 3.22).Регионы, прилегающие к криолитозоне. Детальные исследованияизотопного состава атмосферных осадков европейской территории
России были выполнены сотрудниками Института водных про.
блем РАН в 1981 — 1983 гг. (Материалы метеорологических..
1987). На 22 метеостанциях был организован отбор проб месяч¬
ных сумм атмосферных осадков для определения концентраций
дейтерия, кислорода-18 и трития. Выявлена основная законо¬
мерность: уменьшение среднегодовых значений 6180 (рис. 3.23)
с юго-запада на северо-восток территории (Брезгунов и др., 1987).На фоне общего уменьшения концентрации 180 и 2Н в севе¬
ро-восточном направлении в годовых осадках наблюдается до¬
вольно крутой изгиб изолиний изотопного состава от субмери-
дионального направления в западных районах до субширотного
на востоке. Более резко это подчеркнуто для осадков зимнего
сезона: на западе изолинии имеют строго меридиональный ха¬
рактер, а на востоке и в северной части территории отмечается
строго широтное направление изолиний 5180. Отсутствие гор¬
ных систем на обширной территории Восточной Европы позво¬
ляет предположить, что распределение стабильных изотопов в
осадках отражает глобальные особенности атмосферной цирку¬
ляции в этом регионе. Возможно, только изгиб линий на западе
можно объяснить влиянием орографической преграды на пути
воздушных масс — Карпатского горного массива.Возможная причина изгиба изолиний на карте распределения
значений 6180 зимой — вторжение холодных воздушных масс из
Сибири и Арктики на территорию Восточной Европы в юго-за¬
падном направлении по линии Печора—Вологда—Минск. Такие
вторжения направлены навстречу основному потоку влаги в
Восточной Европе и, как правило, они стимулируют осадкооб¬
разование во фронтальной зоне, разделяющей теплые и холоД'
ные воздушные массы. Интенсивное осадкообразование в это'1
зоне сопровождается уменьшением концентраций тяжелых изо'
топов в оставшейся влаге, так что изолинии изотопного состав3
осадков огибают холодный северо-восточный поток (Брезгун01*
и др., 1987).184
Тихий океанбИс' 3.21. Вариации дейтерия в зимних (а) и летних (б) осадках на территории
^анады (по Brown, 1970): 1 — ниже —150%о, 2 — от -150 до —100%о, 3 —
от —100 до —50%с, 4 — выше —50%оАтлантический океан
Рис. 3.22. Соотношение значений 6180 и 5D в дожде (1), грунтовых водах дея.
тельного слоя (2), в подземных льдах на подошве деятельного слоя (3) и в снегс
(4): а — на п-ове Таймыр, б — в дельте р. Лены (по Wolfe et а!., 1997)Для зимнего полугодия, когда вторжение воздушных масс с
севера проявляется особенно интенсивно, изолинии распределе¬
ния значений 6180 в атмосферных осадках характеризуются бо¬
лее резкими изгибами (по сравнению с теплым сезоном) со сгу¬
щением изолиний в центральных районах европейской террито¬
рии России (см. рис. 3.23, в).Такое распределение изотопного состава атмосферных осад¬
ков позволило B.C. Брезгунову с соавторами (1987) высказать
предположение, что вторжение холодных воздушных масс зимой
с северо-востока служит важным осадкообразующим фактором.
Правда, сравнительно краткий период наблюдений пока не позво¬
ляет однозначно ответить, не является ли подмеченная особен¬
ность характерной именно для этого периода наблюдений или
она все же отражает общие особенности атмосферной циркуля¬
ции.Обстоятельные наблюдения за вариациями среднемесячных
значений б180 в снеге и дожде на пяти метеостанциях севера
Финляндии выполнила Э. Соннинен из Хельсинского универси¬
тета в 1988—1996 гг. (табл. 3.7). Её исследования продемонстри¬
ровали закономерный характер распределения значений 6|S0'
что выразилось, прежде всего, в самых низких значениях этого
показателя на севере Финляндии — на ст. Кево. Наиболее низ¬
кие среднемесячные значения 5|80 на трех станциях отмеча¬
лись, как правило, в январе, а на двух других — в феврале
Среднемесячные показатели существенно варьировали, на неко¬
торых станциях (особенно на ст. Юотас) от года к году разнииа
за тот или иной зимний месяц могла достигать 6%о. Наибов186
ис- 3.23. Распределение стабильных изотопов в осадках европейской террито¬
рии России: среднегодовые значения 6|80 (а) и 62Н (б) и распределение 5180 в
снеге (в) и в летних дождях (г) (по Брезгунову и др., 1987)низкие среднемесячные значения 5180 отмечены на ст. Кево, где
в Декабре 1993 г. и в январе 1994 г. они составляли соответ¬
ственно -23,2 и —23,5%о.Исследования, выполненные авторами в июле 1998 г. на
Вольском п-ове, показали, что значения 6180 в летних осадках
3Десь варьируют от —7 до —14,44%о, а значения 5D изменяются
0т ~51 до —109%о. Изотопически самым легким оказался снег из
снежника-перелетка (—15,03 и —112,6%о соответственно). Высок.,
ми значениями 5180 (—6,98%о) и 5D (—51,3%о) выделился тегпьг
фронт, принесший осадки из Северной Атлантики. Экстремальн
низкие значения дейтериевого эксцесса отмечены как в осадка
этого фронта (4,56), так и в ливневых фронтальных осадках (3,20)Таблица J ■)Значения 5,80 в зимнем снеге на 5 метеостанциях Финляндии{по данным Э. Соннинен, устное сообщение 1997 г.)МетеостанцияНаарваСоданкилэКевоЮотасКуусамоДекабрь-16,5-17,4-18,9-15,4-16,0Январь-16,9-17,4-19,4-16,8-17,1Февраль-16,4-17,8-18,5-15,3-17,3Примечание. Самая северная станция Кево, Соданкилэ расположена немно¬
го севернее полярного круга, Куусамо расположена немного южнее полярного
круга.Измерения на более южных метеостанциях (Schoch-Fischer et
al., 1984), расположенных на значительном расстоянии друг от
друга, показали хорошее совпадение хода кривых значений 5D
(рис. 3.24). Одновременный отбор проб на всех станциях позво¬
лил проследить зависимость содержания дейтерия от направле¬
ния переноса воздушных масс и расположения областей низкого
и высокого давления. Например, в середине февраля 1983 г. об¬
ласть низкого давления медленно двигалась от Исландии по на¬
правлению к Центральной Европе, неся с собой вначале морс¬
кие арктические, а затем континентальные полярные воздушные
массы. Северо-восточные ветры переносили обедненные тяжё¬
лыми изотопами водяные пары, что зафиксировано на всех
станциях. 12 февраля область высокого давления расположилась
над Северной Атлантикой и изменила циркуляцию воздуха в За¬
падной и Центральной Европе. Морские полярные воздушные
массы повлияли на погоду, и содержание дейтерия в атмосфер¬
ном паре резко возросло. Этот рост 62D был остановлен в Гей¬
дельберге и Кракове холодным фронтом, пришедшим с севера
20—21 февраля, в то время как Париж оставался под влиянием
морских воздушных масс.3.2. ПРОБЛЕМЫ СОХРАННОСТИ СОДЕРЖАНИЯ СТАБИЛЬНЫХИЗОТОПОВ В ПОДЗЕМНЫХ ЛЬДАХ И ЛЕДНИКАХ3.2.1.	Подземные льды. Использование данных по содер#3'
нию кислорода-18 в древних залежеобразующих льдах требуй
оценки масштаба постгенетических изменений в изотопно-к140'188
.120.160'.200.80-120-.160.200-80-120-160-200-80-120-160--200--160'Майами1®Ганновер1 11.fbpVSj»''-ПарижУ1 11Гейдельберг W1Ъ111® @Кракова,1 ^	1 1
1 ..	Г а— .06.02.8308.02.8319833.24. Серии ежесуточных измерений содержания дейтерия в снеге в пяти
"Унктах Европы и США (Schoch-Fischer et al., 1984) за четыре месяца 1983 г. (а)
11 Распределение изотопного состава в снежных осадках в феврале 1983 г. (б).
Цифры в кружках 1,23 — соответствуют датам отбора на фрагменте рисунка а
и построения карт на фрагменте б10Родном составе льда, т. е. проблемы длительности консервации
ПеРвичной изотопно-кислородной информации. Этот вопрос
°собенно важен для древних — позднеплейстоценовых повтор-
°'Жильных льдов. Пока эта задача не может быть решена анали-
Чески; необходима комбинация расчетных экспериментальных
п°левых методов. Главный вопрос — роль самодиффузии в из-189
менении первичного распределения кислорода-18. Эта задад
имеет три аспекта: 1) поиск уравнения, дающего сравнителы/
простое решение, но все же с достаточной точностью аппро^0
мирующего реальный процесс диффузии во льду; 2) поиск
эффициентов, входящих в уравнения диффузии (а для процесс
самодиффузии — коэффициента самодиффузии во льду); 3) ^
шение выбранных уравнений. Рассмотрим их подробнее. W
Основные закономерности процесса диффузии в физико-хц
мических системах описываются двумя дифференциальными
формулами законов диффузии Фика:г» dRт = -qD —,	(З.Ц,I |dR „ d2R77 =	(3.12)dt fixгде m — количество вещества, диффундирующего в единицу
времени через площадь q, при коэффициенте диффузии (само¬
диффузии) D, расстоянии х и градиенте концентрации dR/dx’R — концентрация вещества. Знак минус в правой части уравне¬
ния обозначает направление диффузии (самодиффузии), по¬
скольку она идет в сторону убывания концентрации.Первое из приведенных дифференциальных уравнений на¬
глядно описывает процессы диффузии (самодиффузии), но для
их реального расчета в наших условиях оно малопригодно, так
как невозможно представить себе ледяной массив, в котором
градиент концентрации постоянен. Точнее они описываются
вторым уравнением, которое позволяет рассматривать распреде¬
ление концентрации вдоль направления диффузии (самодиффу¬
зии) через определенные интервалы времени. Это дифференци¬
альное уравнение второго порядка в частных производных вполне
корректно при постоянном коэффициенте диффузии (самодиф¬
фузии), т. е. достаточно пригодно для нашей задачи.Для решения этой задачи уравнение (3.12) следует предста¬
вить в интегральной форме с заданными граничными условия¬
ми. Простейшие граничные условия представляет одномерная
задача с длинным цилиндром с постоянным поперечным сече¬
нием, разделенным в середине плоскостью, перпендикулярной к
оси цилиндра, на два объема. В момент времени г = 0 в объеме 2
(при значениях х< 0) концентрация всюду равна R-,, а в объеме 1
(при значениях х>0) она равна /?,. Граничные условия и мате¬
матический аппарат преобразования второго уравнения Фика из
дифференциальной формы в интегральную можно отыскать в
специальной литературе. Путем алгебраических преобразовании,
используя выражение в 5у180 = (Ry/Rs[- 1)- 103 уравнение (3.12)
можно представить в виде:190
в §,180 — относительная концентрация тяжелых изотопов
гД£ города в определяемой точке у, в %о, — абсолютная кон¬
центрация в стандарте — для льда и воды это /?smow. 52lsO и
iso — относительная концентрация в объемах 2 и 1.1 После преобразований уравнение (3.13) можно применить
дпн определения 6,180, т. е. изменения концентрации стабиль-
нЫх изотопов через время Г. Если предположить, что в точке 2
их концентрация будет выше, чем в точке 1, уравнение примет
такой вид.ад.з0,3“°:У'°(3.14)Для точки 1 уравнение будет симметричным только со знаком
плюс перед дробью, т. е. приращение концентрации стабильных
изотопов через некоторое время в точке 2 будет равно ее умень¬
шению в точке 1.Интеграл в правой части уравнения представляет собой из¬
вестный интеграл вероятностей Гаусса, промежуточные значе¬
ния которого можно найти в соответствующих математических
таблицах, например, в таблицах Чемберса. Решение этого интег¬
рала для реальных условий существования подземных или на¬
земных льдов требует получения данных о значениях коэффи¬
циента самодиффузии D во льдах.К настоящему моменту выполнены прецизионные определе¬
ния значения коэффициента самодиффузии D в разных природ¬
ных льдах. Одно из наиболее обстоятельных исследований про¬
изведено В. Куном и М. Тюркауфом (Kuhn, Thiirkauf, 1958). Они
измеряли диффузию между двумя ледяными блоками. Один из
блоков состоял из природной воды, а другой — из воды искус¬
ственно изотопически утяжеленной — она перед замораживани-
ем на 10 моль-% была обогащена 2Н2160 и на 2 моль-% Н2180.
Блоки с разным изотопным составом были соединены и примо¬
рожены, а между ними помещена тонкая (0,1 мм) пластинка из
НатУрального льда. Исследуемые блоки были помещены в спир¬
товой термостат с постоянной отрицательной температурой око-10	~2°С (для создания однородной среды спирт, окружавший
контейнер со льдом постоянно перемешивался), а через месяц в
°ооих блоках и в разделяющей их пластинке были исследованы
к°нцентрации дейтерия и тяжелого кислорода. Во всех трех ле-
Дяных средах первичная концентрация изменилась, при этом
особое значение имела разная начальная концентрация стабы
ных изотопов в них. Выполненные измерения позволили выч
лить значения коэффициента самодиффузии D= 10* 10~15
которые во льду оказались в КРраз меньше, чем в воде. Важен
вывод о том, что диффузия во льду происходит посредством пепИ
мещения целых молекул, а не составляющих их ионов и атомп
так как скорость перемещения для 2Н, 1Н, 180 и 160 одинаков
Впоследствии О. Денгель и Н. Риль измеряли диффузию триты
в искусственных монокристаллах льда в диапазоне темпера^
-10 —35°С и получили D = 2 • 10~15 м2/с, а значения энергии акт/
вации процесса самодиффузии Еа= 13,5± 1 ккал/ммоль. К. Итага
ки (Itagaki, 1964) исследовал самодиффузию во льду с помощью
паров, насыщенных тритием (получаемых при испарении трити.
рованной воды, с удельной активностью 30 милликюри на I М;1)
в образцах льда, привезенных с ледника Меденхалле (Аляска)
Опыты длились от одного до нескольких сотен дней. Измерения
проводили в слоях толщиной 10 мкм.Полученный таким образом коэффициент самодиффузии при
температуре — 10°С составил (1,7 — 7,8)- 10-15 м2/с. Столь широ¬
кий диапазон значений коэффициента объясняется тем, что он
включает диффузию и вдоль длинной оси и вкрест простирания,
средняя же величина коэффициента самодиффузии, если его
рассчитать по энергии активации Еа= (15 • 7) ± 2 ккал/моль, ра¬
вен D = 2,51 • Ю-13 м2/с. Для температуры —30°С и ниже изме¬
рить диффузию оказалось невозможным из-за слишком малой
скорости диффундирования трития при этой температуре. Мож¬
но констатировать, что температурный режим, в котором прово¬
дились измерения, близок к природному, свойственному многим
районам Субарктики.Предполагая, что недооценка самодиффузии может сущест¬
венно исказить результаты палеореконструкций, авторы рассчи¬
тали изменение концентрации для крайних значений диапазона
значений коэффициента самодиффузии, D = (2 — 10) • 10-15 м2/с-
Это позволило учесть и то обстоятельство, что ледяные жилы во
время своего формирования могут сравнительно долго (сотни и
первые тысячи лет) находиться в зоне активного криолитогенеза,
где температуры изменяются в широком диапазоне отрицательных
температур (от —2 до —20°С и ниже).Расчет значений интеграла Гаусса, входящего в уравнение(3.14)	при коэффициенте D = (2 — 10)- 10~15 м2/с для ряда вре-
менных отрезков, показал, что для периода в 1000 лет его значе-
ния во всех случаях больше 0,99. Для более длительных времен¬
ных интервалов они существенно меняются (подробнее см. Ва'
сильчук, 1992).В табл. 3.8 приведены расчетные данные изменения б180 в
жильных льдах под действием самодиффузии для различны'192
стояний между точками с разной концентрацией изотопов
расЛОр°да. Здесь выполнены расчеты как для реально встречаю-кИС ~- различий (это не более 5%с), так и для любых возможных
-ачеНий градиента 6|80 — до 45%с, что соответствует диапазо-Hi;У(1,97 — 1 >90) 'абсолютной концентрации, т. е. соотношению 180/160 =
НУ. 1 am. 1Q-3.Таблица 3.>Изменения концентрации тяжелых изотопов кислорода (5|80, %с)
в повторно-жильных льдах под действием самодиффузии{по данным Васильчука, 1992, с упрощением)Градиент,
4б|80, %оПериод, годы100010 000100 000Расстояние, м1,00,11,00,11,00,1-500-0,5300,93-1,730-0,581,95-2,25-1000-1,0501,85-3,450-1,063,90-4,50-1500-1,5802,78-5,180-1,585,85-6,75-2000-2,1003,70-6,900-2,127,80-9,00-2500-2,6304,63-8,630-2,639,75-11,25-3000-3,1505,55-10,350-3,1611,90-13,50-3500-3,6806,48-12,080-3,6813,65-15,75-4000-4,2007,40-13,800-4,2415,60-18,00-4500-4,7308,33-15,530-4,7317,55-20,25Проведенные расчеты показали, что заметное изменение кон¬
центрации стабильных изотопов кислорода (которые удобнее
выражать через Д6180 = б18,0 — 51820) в повторно-жильных льдах
происходят весьма медленно. Для периода в 10 тыс. лет измене¬
ния будут существенными лишь на расстоянии 0,1 м, во всех ос¬
тальных случаях они не составят и 0,02%о. Даже за 100 тыс. лет
в теле ледяных жил при максимально возможных (точнее мыс¬
лимых) градиентах концентрации между двумя точками на рас-
стоянии 1 м происходит перераспределение 180 не более чем на
0,02%о.Изменения первичной концентрации за 100 тыс. лет стано¬
вятся заметными между двумя точками на расстоянии 0,1 м.
ини уже превосходят ошибку масс-спектрометрических измере-
Ний, и даже при градиенте 5%о перераспределение тяжелых изо-
т°Пов кислорода за этот период настолько ощутимо, что может
ИсКазить характер их первичного распределения и повлиять на
д°стоверность палеореконструкций.193
Расчёты демонстрируют стабильность изотопного состав
подземных льдов в реальных значениях концентрации тяжелог-8
кислорода (и, естественно, дейтерия). Это подтверждают и дан°
ные натурных наблюдений. В трех жилах разного возраста и'
севере Якутии — более 40 тыс. лет (в обнажении Дуванный Яп\
6—3 тыс. лет и менее 3 тыс. лет — отобрали образцы по гори’
зонтали через 3—5 см, причем каждый образец включал не бо
лее 4—7 элементарных жилок. Измерения показали (Васильчу*
1992), что во всех жилах сохранились первичные различия изо-
топного состава элементарных жилок, которые в пять раз пре.
вышают ошибку масс-спектрометрических измерений. Оценивая
всю совокупность приведенных данных, указывающих на четкую
дифференциацию изотопного состава внутри жил и между жила¬
ми разного возраста, можно утверждать, что мерзлое состояние
особенно в условиях низких температур, обеспечивает почти
идеальную сохранность первичного изотопного состава сингене¬
тических повторно-жильных льдов.На вопрос о возможном обмене реликтовых жил с современ¬
ной средой воздушным путем по трещинам получен ответ при
исследованиях трития в мерзлой породе. Ф. Майкл и П. Фритц
(Michel, Fritz, 1978) исследовали тритий в породах из шести
скважин глубиной до 22 м, причем в одной из них образцы от¬
бирали с интервалом 2—3 см. Во всех скважинах тритий был
обнаружен только в верхней 3-метровой толще; нижележащие
породы трития не содержали, т. е. они находятся вне зоны ак¬
тивного обмена. Резкое снижение содержания трития Ф. Майкл
(Michel, 1986) обнаружил и на подошве сезонно-талого слоя в
голоценовых толщах, этот результат аналогичен данным Д. В. Ми¬
халева (1996) по мерзлым толщам Нижнеколымского района. В
Южной Якутии в отличие от формирующихся в настоящее время
повторно-жильных льдов с содержанием трития более 230 три-
тиевых единиц (ТЕ) даже сравнительно молодые голоценовые и
вмещающие их мерзлые породы содержат тритий в незначитель¬
ных количествах (менее 15 ТЕ). Это свидетельствует о том, что
сейчас древние жилы находятся в стадии консервации и морозо-
бойные процессы их, как правило, не затрагивают.Доказательством отсутствия взаимодействия большинства
жил с современной средой служит однородность их текстуры по
вертикали; почти во всех разрезах нет признаков более поздних
внедрений. Надежным признаком служит различие в изотопном
составе голоценовых и позднеплейстоценовых жил: если бы
происходило взаимодействие, то за столь длительное время эти
различия, несомненно бы выровнялись.	. jЕсли перераспределение изотопно-кислородного состава 0
повторно-жильных льдах происходит в результате самодиффУ'
зии (при отсутствии других причин, побуждающих к миграции194
отопов), оно ведет к уравниванию содержания 180 и D по все-
fly объему жил.сь существенные различия значений 5180 и 5D по вертикали
^0 горизонтали жил, можно утверждать, что лед формировалсяразных температурных условиях.В расчеты и полевые наблюдения за диффузией стабильных изо-
опов указывают на длительную консервацию реликтовых синге¬
нетических жил и сохранность первичного распределения в них
сТабильных изотопов, что позволяет предполагать корректность
палеотемпературных реконструкций, выполняемых по повторно¬
жильным льдам, возраст которых не превышает 100 тыс. лет. Ког¬
да же дело касается более древних льдов, с процессами само-
диффузии уже необходимо считаться, по крайней мере, вводя
новые пределы точности.3.2.2.	Наземные льды. Процессы фирнизации существенно
влияют на изотопный состав снежной толщи и верхних частей
ледников. Чтобы получить среднегодовые значения 5180 и 5D,
нужно осреднить детальный профиль снежно-фирновой толщи
за период не менее 5 лет. Процессы уплотнения в верхних слоях
фирна происходят путем перестройки зерен и более плотной их
упаковки. Такая перестройка обусловлена рекристаллизацией
через парообразную фазу, а диффузия молекул воды в этом слу¬
чае служит главной причиной смешивания изотопного состава
сезонных осадков. Массообмену между соседними сезонными
слоями способствует вертикальное движение воздуха в верхних
слоях, обусловленное сильными ветрами и изменением атмо¬
сферного давления. Снег при последовательных выпадениях не¬
редко характеризуется разным изотопным составом, что отража¬
ется на изотопном профиле верхних слоев и вызывает непра¬
вильные колебания значений 5180 и 8D на фоне “сезонной”
слоистости, вытекающей из температурной зависимости содер¬
жания б180 и 8D и в летних и в зимних осадках. Однако диффу¬
зия водяного пара в пористом снеге стирает подобные колеба¬
ния за несколько лет. Скорость уплотнения в процессе фирни¬
зации зависит лишь от плотности и давления пара в фирне; вер¬
тикальная скорость смешивания слоев — функция тех же пара¬
метров и, кроме того, она зависит от постоянной диффузии во¬
дяного пара в воздухе. Смешивание существенно замедляется,
к°гда плотность фирна достигает 0,55 г/см3, что соответствует
Весьма плотной упаковке. Когда фирнизация достигает такой
стадии, перенос масс вследствие диффузии пара становится не¬
значительным, годовая амплитуда 6180 и 5D в слое толщиной z
п°нижается от первоначального значения а0до а:(3.15)195
По данным С. Йонсена (Johnsen, 1977), / составляет окол
80 мм и почти не зависит от температуры и скорости аккумул °
ции. Это уравнение показывает, что амплитуда в годовых сло^
льда толщиной 0,6; 0,3 и 0,2 м понижается соответственно н
30, 75 и 96%. Таким образом, годовые циклы 5180 и 6D Man3
сглаживаются в процессе фирнизации и длительное время сохра
няются во льду. Амплитуды сезонных изменений во льду Под
вергаются влиянию молекулярной диффузии, но это медленный
процесс (D= 10-8 м2/год при —25°С) и становится заметным
лишь тогда, когда вертикальная скорость деформации достигает
больших значений, а толщина годовых прослоев сильно умень¬
шается. Если фактор утончения годовых слоев вследствие расте¬
кания льда представить в виде & (7) = z (7)/^, то суммарная
средняя длина распространения диффузии I может быть выра¬
жена в виде:1 (Г)2 = S (Г)2 [2 } D(r) a {T'Y2dP + /0],	(3.16)(здесь Т> Т' > 0), а — амплитуда колебаний 5 равнаа = а0/ехр [—2тт2(1 (7) / г(Г))2 ].	(3.17)Амплитуду (А) сезонных колебаний можно подсчитать, про¬
слеживая серию годичных слоев в толще ледникового щита че¬
рез Т лет, после фирнообразования она изменяется от А0 доА = Адехр-4n2[l0TD(r)/X(T>)prгде D(P) — это диффу¬зионная постоянная, которая зависит от температуры годичных
слоев во время Т'. Вводя модель течения, температурный профиль
и диффузионную константу для условий ст. Кемп Сенчури Север¬
ной Гренландии, согласно этому равенству получаем, что для
уменьшения амплитуды А на 10% потребуется 5 тыс. лет, на
50% — 8 тыс. лет, на 90% — 10 тыс. лет. Все это согласуется с
данными по станции Кемп Сенчури, приведенными на рис. 3.25.Рис. 3.26 показывает, что интерпретация сезонных вариаций
5180 в верхней части ледяного керна со ст. Бэрд в Западной Ан¬
тарктиде гораздо сложнее, чем для керна Кемп Сенчури, по¬
скольку они постепенно исчезают в процессе фирнизации и не
отслеживаются в плотном льду.Данные систематических измерений величины б180 и 5D могут
быть использованы для изучения течения ледников, скорости
накопления снега, и климатических изменений за последние
100 тыс. лет, в частности, путем датирования прослоев снега и
фирна на основе изучения последовательных слоев летней и
зимней аккумуляции. Снег, выпавший в летнее время, характе¬
ризуется менее отрицательными значениями б180, чем снег, вы¬
павший зимой при более низких температурах. При анализе196
"с- 3.25. Вариации 5IS0 в керне со станции Кемп Сенчури (по Johnsen et al.,
'2). з и л соответственно указывают на зимние и летние слои. В пределах не-
^°-'|ьких лет (а. б) кратковременные колебания 6180 сглаживаются при массо-
Мсне в пористом фирне. Через несколько десятилетий (в, г) амплитуда сезон-
ЦЫх Ко-1ебаний 5lsO сильно уменьшается. Дальнейшее уменьшение происходит
То'а10даРя молекулярной диффузии в плотном льду и становится заметным
•!ько после нескольких тысяч лет, когда утончение значительно увеличивает
градиенты 5lsO (д, е, ж, з, и)197
Рис. 3.26. Вариации 6IS0 в керне со станции Бэрд (по Johnsen et al., 1972). Сезон¬
ная интерпретация затруднительна (а), средняя скорость аккумуляции составляет
от 40 до 18 см льда; (б—д) интерпретация годичных слоев затруднительна из-за
низкой и нерегулярной аккумуляции в фирновой области ледникаснега из районов, где осадков выпадает мало, например, во внут¬
ренних районах Антарктиды, возникают определенные сложнос¬
ти. Ветровая дефляция снега служит причиной того, что толшина
годичных слоев снега может сильно разниться. Тем не менее изо¬
топные профили снега и фирна в различных районах Антарктиды
были использованы для определения средней скорости аккумуля¬
ции. Так, по изотопному профилю кислорода (рис. 3.27) удалосьопределить среднегодовую ско¬
рость накопления льда на Юж¬
ном полюсе, которая с 1958 по
1963 г. составляла 7 см водного
эквивалента. Эти данные согла¬
суются с результатами, полу¬
ченными методами традицион¬
ной стратиграфии или датиро¬
ванием снега по 2|0РЬ.Рис. 3.27. Сезонные вариации величин
5|80 и 5D в снеге и фирне в двух ШУР'
фах на Южном полюсе
{по Epstein et al., 1965)19881вО,с8Dt0/0l
Хотя, как было показано выше, сезонные вариации стабиль-х изотопов во льду стираются, значения б|80 и 5D регистри¬
руют средние температуры воздуха. Поэтому анализ кернов льда
Р- ьщой длины из континентальных ледниковых шитов Грен-ндии и Антарктиды дает возможность исследовать климати¬
ческие условия за период времени, длительность которого соот¬
ветствует возрасту наиболее древнего слоя изученного льда.з.з. выводы1.	Распределение стабильных изотопов кислорода и водорода
и атмосферных осадках определяется глобальными процессами
испарения-конденсации в системе замкнутого цикла океан—ат¬
мосфера—континент—океан. Основным источником влаги в Се¬
верном полушарии служит Северная Атлантика. Благодаря вос¬
точному переносу влаги в Северной Евразии состав атмосфер¬
ных осадков становится изотопически более легким с запада на
восток. Участие арктических воздушных масс в атмосферном
влагообороте ведет к дополнительному изотопному обеднению
метеоосадков.2.	Соотношение 5D и 5|80 в атмосферных осадках в услови¬
ях, близких к равновесным, составляет около 8. В распределе¬
нии изотопных характеристик в осадках наблюдается широт¬
ный, высотный, а также континентальный эффект; последний
заключается в более легком изотопном составе атмосферных вод
при движении в глубь континента.3.	Условия испарения в период формирования влаги над по¬
верхностью океана можно оценивать по эксцессу дейтерия, т. е.
избытку дейтерия над тяжелым кислородом в атмосферных
осадках. Самое большое значение эксцесса дейтерия имеют воз¬
душные массы, формирующиеся в сухих и жарких районах.4.	Процессы метаморфизма снега сопровождаются значитель¬
ными преобразованиями изотопного состава, особенно сущест¬
венными при формировании глубинной изморози.5.	В наземных и подземных льдах по-разному проявляются
процессы, ведущие к преобразованию первичного изотопного
сигнала. Изотопная “летопись” в подземных льдах сохраняется
почти неизменной на протяжении десятков тысяч лет, а в на¬
емных льдах первичная сезонная изотопная дифференциация
исчезает через 10—15 тыс. лет, хотя полного выравнивания изо-
т°пного состава не происходит на протяжении сотен тысяч лет.
IЧасть 2ИЗОТОПНЫЙ
ПАЛЕОТЕРМОМЕТРГлава четвертаяСВЯЗЬ СОСТАВА
СТАБИЛЬНЫХ
ИЗОТОПОВ
С ТЕМПЕРАТУРОЙ4.1.	СЛОИ АТМОСФЕРЫВ реальной атмосфере конде
сация пара никогда не процСхН'
дит в изотермических условц„°
Любое формирование осад**
обязательно вызывается какиц,8
либо видом охлаждения пара
облаках. Поскольку наблюдаемый
изотопный состав каждого снего'
пада или дождя зависит от терщ0
динамических условий в процес.
се охлаждения и изначального
изотопного состава источника
осадков, использовать его как
однозначно определяемый коли¬
чественный температурный пока¬
затель достаточно трудно, но все
же возможно.Неравномерное распределение
потока солнечной энергии и не¬
однородность поверхности Земли
приводят к тому, что интенсив¬
ность и количество поступления
водяного пара в атмосферу в раз¬
ных районах существенно раз¬
личны. Попадая в атмосферу, во¬
дяной пар участвует в ее цирку¬
ляции. При этом в определенных
температурных условиях может
происходить насыщение воздуха
водяным паром, что вызывает
последующую его конденсацию в
облаке, выпадение атмосферных
осадков в виде дождя или снега
и вынос речного стока в океан.
Возвращением воды из областей,
где осадки превышают испаре¬
ние, в области, где испарение
преобладает над осадками, путем
поверхностного речного стока и
океанических течений завершает¬
ся общий процесс влагооборота
на Земле.Если преобразования изотоп¬
ного состава в процессе испаре'
удавалось измерить, то процессы конденсации пока можно
нИ\,атривать лишь теоретически. Колебания содержания 180 и
44° в выпавших осадках наблюдаются лишь на уровне земной по-
хности, тогда как измерения в водяном паре и атмосферных
В£Р ах на большой высоте трудновыполнимы. Заметим лишь, что
°°скольку зимой конденсат из паровой фазы облаков выпадает в
п° Д0М виде (что ведет к резкому уменьшению обмена между1	блиматом и паровой фазой), условия зимней конденсации мож-
с-о считать близкими к равновесным.Естественно, что при выпадении первой порции снега не-
сконденсировавшаяся часть пара в облаке обедняется тяжелыми
изотопами кислорода. Возникает вопрос, правомерно ли сопос¬
тавление вариаций 5180 и 52Н в снеге на уровне земли с темпе¬
ратурными условиями приземного слоя воздуха, а не с темпера¬
турой нижнего края облака (где происходит конденсация и об¬
разуется снег или дождь). Для ответа на этот вопрос необходимо
обратить внимание на исследования И.В. Ханевской (1968) и
Е С. Рубинштейн (1970), показавших существование прямой связи
между температурами воздуха в приземном слое и на различных
изобарических поверхностях (табл. 4.1), т. е. на разных высотах в
атмосфере.Таблица 4.1Средние широтные температуры в приземном слое воздуха и на различных
изобарических поверхностях нижней тропосферы Северного полушарияШирота
местнос¬
ти, с.ш.ЯнварьИюльПри¬земная850мбар700мбар500мбарПри¬земная850мбар700мбар500мбар90’-32,2-23,0-29,7-42,2-2,2-2,6-8,5-23,080”1/~>ооГЧ1-22,5-26,8-40,20,7-о,з-6,7-21,370"-24,0-19,0-23,4-37,47,84,4-3,2-18,260”-14,6-14,7-19,9-34,513,68,0-0,7-15,950"-6,3-9,4-15,0-29,416,911,42,8-12,540”5,7-1,1-8,0-23,623,216,77,6-8,630"15,27,40,4-15,327,319,010,2-6,220"22,313,96,8“8,728,019,211,0-5,710"26,217,810,2-5,527,418,39,7-5,80"26,817,910,1-5,426,417,69,3-6,4Когда капли дождя выпадают из облаков, они испаряются и
мениваются веществом с окружающей средой. В очень сухом
т0здУхе испарение выпадающих осадков происходит весьма ин-
нсивно, т. е. процесс протекает в неравновесных условиях.201
Капля воды, падающая во влажном воздухе той же темпегу
туры, находится в количественном равновесии с паром, т. е
единицу времени число молекул, покидающих каплю, равно
личеству молекул, конденсирующихся на её поверхности. Karin
в облаке почти постоянно равновесны, и можно предположить
что изотопный состав жидкой фазы доминирует при сильноц
затяжном ливне, особенно в относительно неподвижном возду
хе. Если влажность существенно меньше 100%, то прямое испа
рение уменьшает объем капли и кинетический эффект усложня¬
ет ситуацию. X. Крейг (Craig, 1963) считает, что изотопный со¬
став отдельной капли не является постоянной величиной до тех
пор, пока капля не испарится. Сокращение массы капли умень¬
шает скорость ее падения и испарения, но в то же время удли¬
няет время ее изотопного обмена с окружающим воздухом.Если процесс конденсации происходит настолько медленно
что равновесные условия сохраняются на всей поверхности фа¬
зовой границы, фактор фракционирования при переходе от пара
к жидкой воде и снегу определяется простым соотношением
давления пара, насыщенного легкими или тяжелыми стабиль¬
ными изотопами и, следовательно, прежде всего, температурой
конденсации, так как именно с ней связано давление пара.В тропических районах круглогодично, а в умеренных широ¬
тах в теплые сезоны наблюдается обратная корреляция между
б|80 и 82Н и количеством выпадающих осадков, т. е. значения
5180 и 62Н относительно низки в дождливые месяцы и относи¬
тельно высоки в те месяцы, когда дожди редки. В холодные се¬
зоны в умеренных и высоких широтах связь изотопного состава
с количеством осадков не выражена.При выпадении осадков в низких широтах изотопный обмен
чрезвычайно сложен. Воздух движется в вертикальном направ¬
лении, конденсат формируется на любых стадиях и перемеши¬
вается с дождевыми каплями (реже со снежинками), которые
производят новый пар на последующих стадиях. Еще более
сложная ситуация возникает при обмене между облаками и при
выпадении осадков на земную поверхность в ненасыщенном
воздухе, а также при выпадении града, когда частые фазовые пе¬
реходы происходят в неравновесных условиях испарения или
сублимации.В высоких широтах количественный изотопный эффект вы¬
ражен слабее из-за низкого испарения падающих капель, тем
более что содержащиеся в облаках ледяные кристаллы практи¬
чески не испаряются. Изотопный состав осадков здесь более
тесно связан с приземной температурой воздуха, так как значи¬
тельная часть осадков формируется на небольшой высоте.Среднемесячные изотопные вариации осадков в полярнЫ*
районах хорошо согласуются с температурами у поверхности и
на уровне их непосредственного формирования. Здесь доминИ'202
ющим фактором служит разница между температурой конден-
Р' и времени выпадения атмосферных осадков и температу-
са-, воздуха на первой стадии конденсации атмосферной влаги.
Р° к0ЛЬку эти температуры обычно неизвестны, в качестве ос-ного параметра можно рассматривать средние годовые тем-
Н патуры в приземном слое, предполагая, что последние изме¬
няются параллельно со средней годовой температурой уровняконденсации.По мнению В.Дансгора (Dansgaard, 1964) значения 5180 и
зависят от многих факторов. Наиболее важные из них тако-
gbl- 1) колебания температуры конденсации, хорошо выражен¬
ие в высоких широтах в континентальных условиях; 2) колеба-
нИя испарения из падающих капель, более заметные в районах,
где резче выражены сухие и дождливые сезоны, особенно в жар¬
ком климате; 3) сезонный сдвиг источников атмосферных осад¬
ков, например смещение зимой основного района испарения из
Северной Атлантики в более южные широты, так как северные
районы покрываются льдами. Кроме того, испарение в поляр¬
ных районах, как правило, меньше из-за более низких темпера¬
тур воздуха.Хотя средние месячные и годовые значения 5|80 и 62Н не¬
плохо коррелируют с температурой, не следует полагать, что
изотопный состав каждой порции осадков прямо связан с тем¬
пературой. Ведь колебания температуры воздуха в приповерх¬
ностном слое все же отличаются от изменений температуры на
больших высотах, где происходит конденсация атмосферной
влаги. Существуют также “резервуарные” эффекты парообраз¬
ной фазы и испарение сконденсированных фаз во время выпа¬
дения осадков или после. Поскольку 180 и 2Н содержатся пре¬
имущественно в конденсате, ограниченный резервуар пара в
процессе конденсации обедняется тяжелыми изотопами.4.2.	АТМОСФЕРНЫЕ ОСАДКИ: СНЕГ И ДОЖДЬСвязь температурных условий и изотопного состава атмо¬
сферных осадков в глобальном и региональном масштабах имеет
существенные различия, поэтому целесообразно рассмотреть ихРаздельно.4.2.1.	Глобальные наблюдения на сети станций ВМО/МАГАТЭ.“ Дансгор (Dansgaard, 1964) проанализировал величины 5|80 и5	Н на 38 умеренно континентальных и островных станциях Се¬
верной Атлантики, охваченных в начале 60-х годов программой
МАГАТЭ и ВМО (см. рис. 3.1) и установил температурные зави¬
симости:5180 = 0,691°- 13,6; 62H = 5,6t°-100.(4.1)203
Эти зависимости соответствуют испарению воды с поверх
ности океанов при условиях, близких к равновесным, и после
дующей конденсации, изотопически равновесной с газообраз
ной фазой. В. Дансгор выполнил теоретические расчеты дл'
значений A52H/At° и A5180/At° (рис. 4.1) в релеевских процесса*
при изобарическом и адиабатическом охлаждении насыщенного
влагой воздуха на 20 и 40°С для начальных температур 0, 20 и
40°С (см. рис. 1.3). При таких допущениях значения отношения
A5lsO/At° для изобарического охлаждения лежат в области от 0 4
до 0,97. В частности, в температурном интервале охлаждения от
20 до 5°С отношение A5l80/At° = 0,66. Это позволило сделать
вывод о соответствии конденсации атмосферных осадков равно¬
весным процессам в метеорологическом цикле в реальных при-
родных условиях.Объяснение температурного эффекта и его модификаций в
изотопном составе атмосферных осадков с помощью простей¬
шего механизма, предполагающего единый локальный источник
атмосферной влаги и уменьшение влагосодержания атмосферы в
результате конденсации атмосферных осадков при охлаждении,
очень приближенно, поскольку в нем не учитываются такие за¬
ведомо важные для формирования изотопного состава осадков
процессы, как взаимодействие с другими источниками влаги с
иным изотопным составом и изменение концентраций 2Н и 180
в осадках ниже облачного слоя при взаимодействии с окружаю¬
щим воздухом.Региональный эффект испарения может быть важным факто¬
ром для определения пространственных изотопных вариаций.
Я. Юртсвер и Я. Гэт отметили для группы станций с низкими
средними значениями 5180 отклонение от обшей связи 5|80 с
температурой, поскольку эти станции отличаются более высо¬
ким количеством выпадающих осадков. Такой эффект заметен
для большинства тропических районов.Детальное изучение вариаций среднемесячных значений 5|80
в зависимости от температуры было проведено Я. Юртсвером
(Yurtsever, 1975). Он исследовал циклические колебания в сериях
значений б|80, используя спектральный и автокорреляционный
анализы данных 39 станций ВМО/МАГАТЭ с шестилетним или
более длительным рядом наблюдений. Для большинства станции
был обнаружен лишь 12-месячный цикл изменений 5|80, опре¬
деляемый годовым ходом температуры. Циклические колебания
гораздо более выражены на континентальных станциях, на при¬
брежных и островных станциях вариации 5180 меньше и связь с
температурой нередко очень слабая.Сезонный ход содержания 180 хорошо коррелирует с темпе¬
ратурой (рис. 4.2). Прекрасная связь изотопного состава осадК°в
с температурой (г = 0,893) отмечена для нескольких станций 6
Гренландии и в Вене (рис. 4.3).204
SMOW«0.0 = 0,695 V,'13'6
.5-1 ^8О^5Ж1^Й00адо.Марион—t-Торнсхавн	1-Рейкъявик-
Берген-Шпицберген +
Греннедаль 61°с.ш
Хольштайснбург 61°с.ш
Ангмагссалик 66°c^i.Скорсбисанд 70°с.ш.
Уманак 71°с.ш
Упернавик 75°с.ш.
ст. Вилкес S2 66°ю.ш,—^
ст. Литл Америка ▲ /78°ю.ш. (300)Элсворт 77 ю.ш.	(-а.-10--15--20--25Н-30--35--40--45--50-4.1. Зависимость между 6180 атмосферных осадков и среднегодовой темпе¬
ратурой приземного слоя воздуха. Цифры в скобках — толщина исследованного
снежного покрова (Dansgaard, 1964)Дополнительно изученные Я. Юртсвером и Я. Гэтом (Yurtsever,
^at> 1981) данные станций ВМО/МАГАТЭ показывают увеличе-
Ние значений 5180 в осадках с ростом температуры (рис. 4.4),
Хотя эта зависимость неодинакова для станций с высоким и,
Наоборот, с малым количеством осадков. Данные по многим
|-Танциям во влажных районах умеренного пояса хорошо соот-
тствуют линии метеорных вод, а в более сухих районах проис¬ходитэтоХИхизотопное фракционирование, вызываемое испарением,главная причина колебаний изотопного состава в жарких су-
Районах.205
Рис. 4.2. Сезонные колебания среднемесячной температуры воздуха и изотоп¬
ного состава в осадках в Вене (по Yurtsever, Gat, 1981)Среднемесячная температура, °СРис. 4.3. Зависимость между средними значениями 5|80 в осадках и темпераТ
рами для трех станций в Гренландии (по Yurtsever, Gat, 1981): I — Туле; 2
Греннендаль; 3 — Норд и в Вене (4)206
100 -<va? 50'О(0cO| 5-
(0
Кsоaa)01	05 *1	5 10	50 100	500Дисперсия среднемесячной температуры (°cfРис. 4.4. Зависимость между величиной дисперсии среднемесячных значений
giSQ в осадках и значений среднемесячной температуры (приведены рассчитан¬
ные среднестатистические значения изменчивости параметров относительно их
колебании в норме). А — станции со сравнительно высоким количеством осад¬
ков. расположенные в основном в тропических районах. Б — станции с отно¬
сительным дефицитом осадков; В — станции, где рассматриваемая связь хорошо
выражена: I — прибрежные станции, 2 — континентальные станции. 3 — стан¬
ции на островах (по Yurtsever, Gat, 1981)Для средневзвешенных значений б|80 и 5D, полученных с
учетом интенсивности атмосферных осадков, авторы вывели ли¬
нейную зависимость:5D = (8,167 ± 0,079) -б180 + (10,55 ± 0,64).	(4.2)В этом уравнении соотношение дейтерия и кислорода практи¬
чески соответствует установленному X. Крейгом для глобального
распределения атмосферных осадков, т. е. коэффициент близок к
8, а свободный член к 10. Введение поправок на количество выпа¬
дающих осадков как для континентальных (рис. 4.5, а), так и для
островных станций (рис. 4.5, б) приближает связь б|80 и темпера¬
туры к глобальному уравнению регрессии, полученному В. Данс-
гором.Понимание механизмов изменения изотопного состава атмо¬
сферной влаги и атмосферных осадков при прохождении воз¬
душных масс над обширными территориями суши важно для
Развития современных представлений о влагообороте над конти¬
нентами. В.Дансгор проследил континентальный изотопный эф¬
фект по линии Валентия (Ирландия) — Штутгарт (Германия) —
Вена (Австрия), использовав среднегодовые значения темпера-
ТУР (t°C), упругости водяного пара (Р) и концентраций 3Н и lsO
в атмосферных осадках, вычисленные за 4—6 лет по данным
сети ВМО/МАГАТЭ (табл. 4.2).4,- 14^/30/	VT- - г	.64-^. Зб-'^109	Б ,-ж18 51 Е* ж23	-' ^’7 / ж	80 ?•2£7 223 168 143	У А*. »135 " *23*	94 *486-7 69_13W9 ^76 1	•ВВ.,-' 114•207
139^
*■249 А.152232ж112310	--256prHvK• 303	.206 АУ/ /,Г2Д42Лб7	SD1-ч	• 290»''■	#118у' J22>"268	"129	Щ 2А			.129 / 9 S'А		газ207
Среднемесячная температура,0 С-20-12-10-40 41012Рис. 4.5. Зависимость между средним значением 6180 в осадках и среднегодовой
температурой для континентальных станций (а) и для прибрежных и островных
станций (6). 1 — среднемесячные невзвешенные значения 5|80 на континенталь¬
ных станциях, 2 — взвешенные 5|80, т. е. с поправкой на количество осадков на
континентальных и островных станциях, 3 — среднемесячные невзвешенные
значения 5180 на островных станциях, незалитые кружки — взвешенные 6180 на
островных станциях с поправкой на количество осадков, 4 — среднемесячные
невзвешенные значения 5|80 на береговых станциях, 5 — взвешенные 6180 на
береговых станциях с поправкой на количество осадков (по Yurtsever, Gat, 1981)Таблица 4.1Среднегодовой изотопный состав осадков атмосферных осадков
по линии Валентия—Штутгарт—Вена(по Dansgaard, 1964).Станцияt,"CР, мбарй2Н, %С к SMOW8'®0,%с к SM0WВалентия10,810,7-37,15-5,6Штутгарт9,58,8-58,2-8,1Вена9,88,5-68,8-9,4Как видно из таблицы, линейная корреляция изотопного со¬
става со среднегодовой температурой может заметно нарушать¬
ся. Механизм фракционирования стабильных изотопов водорода
и кислорода следует рассматривать, исходя из взаимосвязи меж¬
ду изотопными данными и упругостью водяного пара, характер¬
ной для разных сезонов, поскольку фракционирование изотопов
в процессе образования атмосферных осадков на континенталь¬
ных станциях умеренных и полярных широт существенно разли¬
чается зимой и летом. Так, значения 52Н в осадках в июле состав¬
ляют на станции Валентия —33%о, Штутгарт —43%о, Вена '
38%о. Вероятно, предположение В. Дансгора об уменьшении 5 “
в среднегодовых осадках в глубь континента из-за возрастания
роли конвективных осадков скорее справедливо для дождевь1>:208
к0в' ведь дожди — исключительно летнее явление (Брезгу¬
нов, 19^8)-Несколько большую информацию об особенностях процессов,
мИруюших изотопный состав при переносе влаги над поверх-
стью океана и суши, дает рассмотрение содержания 2Н и |80 в
еднемесячных осадках на морских и континентальных станциях
^январе и июле, т. е. раздельно для зимы и лета. Правда, интер-
в еТаиия изотопного состава осадков как индекса эволюции ат¬
мосферной влаги затрудняется возможным взаимодействием
жидких капель дождя с атмосферным воздухом ниже уровня об-
к0В. Масштаб этого явления может меняться от сезона к сезо¬
ну При выпадении снега, согласно теоретическим построениям
£ Эрикссона (Eriksson, 1965, 1983) и B.C. Брезгунова (1978), мож¬
но говорить об отсутствии изменения изотопного состава осадков
ниже облачного слоя, так как испарение воды в твердом состоя¬
нии в атмосфере несущественно меняет изотопные соотношения
пара в облаках. Поэтому распределение изотопного состава осад¬
ков в зимние месяцы, очевидно, отражает распределение изотоп¬
ного состава атмосферной влаги. Поскольку в холодное время
года интенсивность влагообмена между атмосферой и подстилаю¬
щей поверхностью сильно уменьшается, а на покрытых снегом
площадях обмен почти отсутствует, можно заключить, что распре¬
деление стабильных изотопов зимой в полярных и умеренных
широтах, а на континентах в особенности, соответствует простой
модели рэлеевской конденсации, т. е. здесь можно ожидать хоро¬
шую взаимосвязь б180 и 8D с температурой воздуха.Анализ изотопного состава 'Н2|80 выпадающих осадков пока¬
зал чрезвычайно слабое проявление фракционирования в них над
Антарктическим и Гренландским ледниковыми щитами и явное
проявление этих процессов над обширными пространствами кон¬
тинентов в субтропических и тропических областях. Обобщенные
Г. Хоффманом и М. Хайманом данные наблюдений по станциям
глобальной сети ВМО/МАГАТЭ представлены на рис. 4.6, где
видна прекрасная линейная связь температуры и значений 5180 —
соотношение В. Дансгора здесь воспроизводится очень точно.Обстоятельное исследование соотношения значений 5|80 в
атмосферных осадках и температуры воздуха, начатое В. Дансго-
Р°м и развитое Я. Юртсвером и Я. Гэтом, в последние годы про¬
должается на сети метеостанций ВМО/МАГАТЭ К. Рожанским с
соавторами (Rozanski et al., 1992). Они обобщили данные более
Чем 20-летних наблюдений и выполнили расчеты корреляцион-
НЫх коэффициентов для станций, располагающихся в различ-
Ных природных условиях (табл. 4.3, рис. 4.7).Распределение изотопного состава по европейским станциям
демонстрирует хорошую корреляцию с температурами поверх-
°стного слоя воздуха. Положительный изотопный тренд про-
Леживается в 1986—1989 гг. и ему соответствует относительное209
Рис. 4.6. Взаимосвязь между среднегодовой температурой и содержанием 51S0 в
осадках. Данные осреднены по 4 годам наблюдений (Hoffmann, Heimann, 1993)потепление (см. рис. 4.7, а). По другим станциям эта связь су¬
щественно варьирует. Так, по данным из Гонконга, который
представляет тропический муссонный тип климата, отмечаются
относительно небольшие флуктуации обеих анализируемых пе¬
ременных, которые не позволяют говорить о явной взаимосвязи
между температурой и изотопным составом (см. рис. 4.7, в),
Слабое, но все же заметное соответствие между значениями 5|80
и температурой прослеживается для Оттавы (см. рис. 4.7, б).Наиболее выраженное соответствие температурных колебаний
и флуктуаций 5|80 получено для высокоширотной станции, рас¬
положенной на Южных Оркнейских островах (см. рис. 4.7, г);
здесь на обеих кривых наблюдаются явно выраженные темпера¬
турные и изотопные максимумы 1972 г. и особенно 1985 г.На основании анализа данных глобальной сети ВМО/МАГАТЭ
анализируются три различных типа взаимосвязи 5|80 и темпера¬
туры: 1) пространственная взаимосвязь между долговременными
(среднегодовыми) осредненными значениями 5|80 в осадках и
температурой поверхностного слоя воздуха, выраженная на боль¬
шинстве станций; 2) временная взаимосвязь между кратковре¬
менными (сезонными) изменениями 5lsO и температурой, ха¬
рактерная для единичных станций; 3) временная взаимосвязь
между долговременными изменениями 6|80 и температурой,
присущая некоторым станциям.Соотношение 5180 и температуры изменяется от 0,7%с на
каждый ГС для высокоширотных регионов (0.9%о на ГС на
Антарктическом п-ове) почти до нуля в тропиках, где наблюда¬
ется строгая зависимость 5180 не от температуры, а от количест¬
ва выпадающих осадков (Rozanski et al., 1992). В целом для все*
европейских станций глобальной сети ВМО/МАГАТЭ это соот-210
годыРис. 4.7. Долговременные тренды содержания lsO в осадках (1) и температу¬
ра приземного слоя воздуха (t°) (2) для некоторых станций глобальной сети
вМО/МАГАТЭ: а — европейские станции, б — Оттава, в — Гонконг, г — Юж¬
ные Оркнейские острова (по Rozanski el al., 1992)ношение составляет 0,59%о на ГС. Значения сезонных коэффи¬
циентов для взаимосвязи 5180—температура существенно мень¬
ше (см. табл. 4.3). Соотношения значений 5180 в осадках и тем¬
пературы по анализам сезонных циклов 5180 и температурных
к°лебаний для средне- и высокоширотных станций, могут быть
полезны для палеоклиматических построений, поскольку они
0тРажают широкий спектр климатических исследований.211
Таблицу jСезонные (Kc) и многолетние (Км) коэффициенты (К = 5leO/t") связи б18о
в атмосферных осадках и температур воздуха на нескольких станциях
глобальной сети ВМО/МАГАТЭСтанция (период наблюдений,
координаты, абс. высота
над ур. моря)ГССум¬маосад¬ков,мм6|80, %е
(осредненные
средневзве¬
шенные от¬
носительно
количества
осадков)Сезонныезначениякоэффи¬циента,КМногое.
ние значе,
имя коэф.фициентак» ’Берн (1971-1990 г.),
46°92’с.ш.. 7"50’в.д.; 511 м+8,51090-10,39(-10,25)0,33+0.030.45+0,0?Майринген (1970—1990 гг.)
46°73' с.ш., 7°50’ в.д.; 632 м+7,91321-12,25(-11,71)0.50±0,041.10±0,юГуттанен (1970—1990 гг.)
46°65' с.ш., 8°30’ в.д.; 1055 м+6,21739-13.03(-12,82)0,54±0,03О,87±0,08Гримсель (1970—1990 гг.)
46°57’ с.ш., 8°33' в.д.; 1950 м+ 1,32149-14,18(-14,64)0,4510,040,65±0,05Тонон-ле-Банс (1963—1990 гг.)
46”22’ с.ш., 6°28' в.д.; 385 м+ 10,2982-9,58(-9,67)0,36+0,020,65+0,07Вена (1961 — 1990 гг.)48°25' с.ш., 16°30' в.д.; 203 м+9,9610-9,81(-9,89)0,39±0,020.6510,05Гронинген (1964—1990 гг.)
53°2Г с.ш., 6°57' в.д.; 0 м+9,6751-7,70(-7,83)0,23+0,020,48±0,04Краков (1975—1990 гг.)
50“07' с.ш., 19°80' в.д.; 205 м+7,7619-10,07(-9,35)0,34±0,020,61+0,07Оттава (1970—1990 гг.)
45°32' с.ш., 75°60' з.д.; 114 м+5,8884-11,11(-10,98)0,31 ±0,020.49±0,08Гонконг (1961 — 1965 гг.,
1973-1987 гг.)22°32' с.ш., 8°30’ в.д.; 0 м+22,92219-4,89(-6,65)—0,42±0,040,25±0,13Южные Оркнейские острова
(1965-1987 гг.)65°25' ю.ш., 64°20' з.д.; 0 м-4,1337-10,53(-10,93)0,31+0,030,61 ±0,05Представленные в табл. 4.3 данные наблюдений за последние
тридцать лет по средним и высоким широтам показали, что со¬
держание |80 в осадках тесно связано с долговременными изме¬
нениями температуры поверхностного слоя воздуха. Это под¬
тверждает важность 180 как палеоклиматического — палеотем-
пературного индикатора. Современная тенденция к потеплению
дает увеличение изотопного соотношения |80/160 (и соответ¬
ственно более положительные значениями б180) в осадках.Изотопный состав осадков в горных районах оказался более
чувствительным к долговременным температурным флуктуаии-212
чем на равнинах. Эти данные подтвердили, что изотопное
0)Кание осадков в средних и высоких широтах определяется
с°11 новном региональными процессами.11	°8 глобальном распределении 5D и 6180 можно выделить сле-
щие особенности: 1) существование сезонного цикла (лет-
й максимум, зимний минимум) в континентальных осадках
н'едНИх и высоких широт, 2) общее уменьшение среднегодового
1ержания §D и 5|80 от экваториальных к полярным регионам;
п существование линейной взаимосвязи между среднегодовыми
значениями 5D и 6|80 и температуры на станциях, где послед¬
ние ниже 15 С.Перечисленные особенности легко объяснимы простой изо¬
топной моделью Релея (Dansgaard, 1964), в которой фракциони¬
рование происходит в изолированной массе воздуха, двигаю¬
щейся из океанического источника к полярным районам. Фаза
конденсации, как предполагается, должна формироваться в изо¬
топном равновесии с окружающим паром и покидать воздуш¬
ную массу сразу после ее формирования.Л. Мерливат и Ж. Жузель (Merlivat, Jouzel, 1979) показали,
что изотопный состав осадков при некоторых упрощающих до¬
пущениях может быть выражен как функция температуры по¬
верхности моря, относительной влажности и скорости ветра.
Они несколько расширили подход Релея, показав, что часть
сформированных жидких капель может остаться в воздухе, учли
кинетическое фракционирование, которое может происходить в
тот момент, когда снег формируется путем обратной сублима¬
ции в среде, перенасыщенной влагой. Изотопный состав осад¬
ков существенно зависит от температуры поверхности моря и
относительной влажности и пропорционален количеству жид¬
кости и пара, содержащихся в воздухе при температуре конден¬
сации.Рис. 4.8 иллюстрирует крупномасштабное изменение изотоп¬
ного состава осадков в соответствии с изменениями температу¬
ры в разных местах земного шара. Исключение составляют по¬
лярные регионы, где наблюдается температурная инверсия, осо¬
бенно в Восточной Антарктиде. Изотопные данные по ст. Дю¬
мон д’Юрвиль в Антарктиде, указывают на зависимость изотоп-
н°го состава от температуры поверхности и температуры на
Уровне инверсии, очень близкой к температуре конденсации
(Robin, 1977). Соотношение значений 6180 и температуры в
ЭТ0М случае (1,2%о на ГС) очень близко к рассчитанному поМоДели типа Релея, при температуре источника 20°С (1,1 —1,2%она PQ.Модель, которую создали J1. Мерливат и Ж. Жузель, позволя-
ет Рассчитывать значения эксцесса дейтерия в твердых осадках,213
бРис. 4.8. Распределение содержания 5lsO в осадках от среднегодовой темпер®1^
ры: а — рассчитанное по модели NASA/GISS; б — наблюдавшееся по даннЫ
метеостанций {по J ouzel el al., 1994)214
Температура,°СРис. 4.9. Зависимость 5lsO в осадках от среднегодовой температуры, наблюдав¬
шиеся по данным метеостанций в разных районах земного шара (по Jouiet etal., 1994)наблюдаемые в Гренландии и центральных районах Антарктиды,
где значения б|80 становятся ниже —15%о. Эти результаты так
же, как и изотопно-температурная взаимосвязь (рис. 4.9), хоро¬
шо подтверждаются при введении в релеевскую модель смешан¬
ных облаков, в которых сосуществуют жидкая и твердая фазы.Результаты этой простейшей изотопной модели объясняют
главные характеристики изотопного состава осадков. Способ¬
ность моделей правильно отражать современное температурно¬
изотопное соотношение в полярных районах была одной из
данных проблем при интерпретации изотопных профилей ледя-
НЫХ кернов, отражающих температурные изменения в прошлом.
Простые динамические модели не позволяют учесть сложности
пРоцессов, создаваемых отдельными выпадениями осадков, а
также изменения граничных температурных условий атмосфер¬
ой циркуляции, которые могли происходить при переходе от
Леденения к межледниковью.Изотопное фракционирование, включая изотопные кинети¬
ческие эффекты в недонасыщенных средах, можно рассчитывать
^Ля каждого фазового перехода. С. Джоссом (Joussaume et al.,215
1984) впервые применила этот подход в общей циркуляции
модели, полученной для современных условий января. ^
зель с соавторами (Jouzel et al., 1994) воспроизвели полный
дичный цикл в изотопных полях по общей циркуляционной м
дели Годдардского института. Подобная модель С. Джоссом во°
производит главные пространственные особенности содержа^
изотопов в современных осадках (см. рис. 4.8, б). Обе исследо^
тельские группы провели сходные эксперименты по изучен^
климата для последних 18 тыс. лет и пришли к выводу, что рас
хождения по разным моделям не превышают 20—30% (Joussaunv
Jouzel, 1993).4.2.2.	Региональные особенности изотопного состава атмосфер,
ных осадков. Сложный характер влияния температурных усло¬
вий на изотопный состав атмосферных осадков обусловливает
существование региональных отличий (и даже аномалий) связи
значений 5180 и 5D с температурой. Региональные особенности
этих связей определяются в первую очередь широтным и конти¬
нентальным эффектом. Вариации 5|80 и 52Н в атмосферных па¬
рах и осадках на ряде метеостанций Швеции были исследованы
Б. Каллесом и Ф. Вестманом (Calles, Westman, 1989). Степень
континентальное™ станций изменяется в течение года. Напри¬
мер, климат станцйй, расположенных вблизи Ботнического за¬
лива, который зимой покрыт льдом, можно считать континен¬
тальным зимой и морским — летом. Средние значения 5180 и
82Н в осадках становятся более отрицательными с севера на юг.
вместе с понижением среднемесячной температуры (рис. 4.10).Температура, °СРис. 4.10. Связь средней месячной температуры и значений 6|80 по даннЫ*
семи метеостанций Швеции (по Calles, Westman, 1989)216
Значения коэффициента корреляции между 6|80 и 62Н вы-
(табл. 4.4), но отличаются от установленного X. Крейгом
С°К ;е 1961а,Ь): в разные месяцы он колеблется от 5,69 до 8,08,
о 0тДельным наблюдениям — от -1,25 до +8,11 (среднегодо-
а 1 данные) и от —18,20 до +8,42 (среднемесячные значения).Таблица 4.4Соотношение между изотопным составом осадков
и температурой для станций Швеции*(по Calles, Westman, 1989)Период5180/52Нt°/sl8oПериодо'*0/й2НГ/5|80РиклеаБредкаленСреднегодовыеСреднемесячныеЛетниеЗимние-1,245+8,419-9,454-2,272-13,56-14,736-11,761-13,144СреднегодовыеСреднемесячныеЛетниеЗимние+4,104-0,430-3,992-8,326-14,704-14,736-15,323-16.118ХедесундаФоршультСреднегодовыеСреднемесячныеЛетниеЗимние+6,517+6,236+2,766-14,310-14,215-13,823-12,988-14,865СреднегодовыеСреднемесячныеЛетниеЗимние+6,8558-11,516+3.875+5,751-13,000-13,491-11.625-13,325Рида КунсгардГетеборгСреднегодовыеСреднемесячныеЛетниеЗимние+2,378-18,196+3,642-10,029-13,024-13,491-11,625-13,325СреднегодовыеСреднемесячныеЛетниеЗимние+6,037+5,928+5,337-8,766-10,164-10,115-8,072-10,247АрупВсе станцииСреднегодовыеСреднемесячныеЛетниеЗимние+8,112+2,232+9,155+0,434-11,460-11,565-10,550-11,407СреднегодовыеЛетниеЗимние+3,969 -13,111+0,353 -13,480
-0,272 -12,690’ Лето определяется с мая по сентябрь, а зима — с ноября по март. Наблю¬
дения проводились с 1984 по 1988 г. Станции перечислены с севера на юг.Данные, полученные по метеостанциям Швеции раздельно по
Изонам (апрель—сентябрь, октябрь—март), дают разные уравне¬
ния регрессии:52Нлетние= 7,36 5180 + 0,35; 52Нзимние = 7,42 б'80 - 0,27. (4.3)Эти уравнения близки к показателям ряда европейских стан¬
ки, где получены (Rozhanski et al., 1982, 1992) зависимости:82h.™„,-6.05"O-6,3; 6:Н5имн]|е= 7,6 6180 + 6,5. (4.4)Судя по шведским данным, изотопный состав атмосферного
ПаРа широко варьирует во времени и пространстве в зависимо-
Сти от свойств источника пара, температуры и процессов сме¬217
шивания и фракционирования при переносе пара. На изотоп
ный состав атмосферного пара и осадков влияют такие геогра
фические характеристики, как высота над уровнем моря, шир0
та местности и степень континентальное™.Каждый дождь вызывает обеднение изотопного состава остав
шихся атмосферных водяных паров, и этот процесс повторяется
при продвижении пара в более высокие широты и на больщИе
высоты. В 80-х годах в Гейдельберге и Кракове была продемон¬
стрирована прекрасная взаимосвязь (Schoch-Fischer et al., 1984)
между 5180 и 5D в атмосферном паре и осадках (рис. 4.Ц и
табл. 4.5), что еще раз подтвердило справедливость уравнений
Рэлея и их интерпретации В. Дансгором, касающихся изотопно¬
го состава пара и осадков (см. рис. 1.3).Таблица 4.5Среднемесячные значения содержания стабильных изотопов кислорода
и водорода, измерявшихся в 1982 г. в водяном паре и в осадках
Гейдельберг и КраковГейдельбергКраковМесяцВодяной парОсадкиt”CВодяной парОсадкиГС8D6,808DSl808D51806D6180Январь-186,8-25,3©оог-~-1-9,9-1,4-196,9--104,3-14,0-5.1Февраль-174.8-23,7-80,7-10,41,3-195,1--136,5-18.0-2,1Март-142,9-19,6-58,7-8,05,7-152,5--44,6-7,03,8Апрель-146,2-20,1-29,2-4,98,6-162,9--70,3-10,15,5Май-128,1-17,5-52,9-7,715,4-137,1--47,9-7,113,9Июнь-116,3-15,6-37,9-5,619,9-116,2--36,3-5.516,8Июль-107,3-14,9-37,4-5,620,7-117,5--47.3-7.118,7Август-108,0-14,9-44,5-6,519,7-116,7--40.5-6.218,5Сентябрь-107,5-15,0-38,1-5,518,5-110,3--48,1-7,015,4Октябрь-148,1-20,1-87,9-12,310,6-139,9--73,4-10,68,6Ноябрь-146,1-19,0-95,1-12,86,8-154,2--116,6-15.93,6Декабрь-153,8-21,1-74,3-9,13,6-175,4--92,4-12.91,2Средние
за год-138,8-18,9-59,6-8,210,8-147,8—-71.5-10,18,2Взаимосвязь значений 5|80 и 5D в атмосферном паре и в ме"
теоосадках в обоих случаях очень близка к линии метеорных
вод. Данные по водяному пару, особенно для Кракова, демон¬
стрируют сдвиг к увеличению значений дейтериевого эксцесса
Одно из возможных объяснений этого явления — существенная
примесь пара, испарившегося с почвы вокруг Кракова. Испаре'
ние с почвы без растительного покрова в отличие от испарения218
-40-60-80-100-120-140-160-180-200-40-60-80-100-120-140-160-180-200Рис- 4.П. Связь значений 5180 и 5D в атмосферном паре и в метеоосадках на
станциях: а — Гейдельберг (с июня 1980 по март 1983 г.), б — и Краков
(с июня 1981 по март 1983 г.)51вО, %о 	►2195 D, %о
с поверхности растительного покрова, может обеспечить обед
ненный тяжелыми изотопами водяной пар, характеризующий'
большим дейтериевым эксцессом, сравнимым с равновесны^!
значениями для пара. Хотя испарение в течение зимы значи
тельно снижено, вертикальная структура атмосферы зимой более
стабильна, а содержание пара в воздухе невелико, так что испа
рившийся с поверхности почвы пар кумулятивно накапливаетсяНаблюдения X. Шох-Фишера с соавторами (Schoch-Fischer et
al., 1984) позволили более детально проследить факторы, конт¬
ролирующие кратковременные (суточные) колебания дейтерия в
паре и атмосферных осадках. Диапазон суточных вариаций §2ц
для образцов, отбиравшихся при одних и тех же температурах
достигает летом 100%о и может быть еще больше в течение
зимы (рис. 4.12). Значительные различия в содержании дейтерия
при тех же температурах по данным суточных наблюдений мо¬
гут быть объяснены тем, что среднесуточная температура конт¬
ролируется большей частью локальной инсоляцией, в то время
как изотопный состав пара определяется характером выпадения
осадков из обширной воздушной массы. В большем же времен¬
ном масштабе (месяцы, сезоны, годы) доминирующим стано¬
вится тип атмосферной циркуляции как для температур, так и
для изотопного состава осадков, поэтому зависимость изотопно¬
го состава от температуры для среднемесячных или среднегодо¬
вых значений фиксируется достаточно строго.Эти данные также подтвердили, что зависимость изотопного
состава от среднегодовой температуры, выражаемая эмпиричес¬
кими уравнениями В. Дансгора, вероятно, справедлива лишь для
областей с умеренным и холодным климатом, тогда как в тро¬
пических и субтропических районах она искажается под влия¬
нием интенсивных дождей.С удалением от моря заметно проявляется континентальный
изотопный эффект, связанный с тем, что облака при продвиже¬
нии в глубь континента все больше теряют влагу. В результате
расчетные и экспериментальные данные в этих условиях не всегда
совпадают. Так, для Вены среднегодовое значение 6180 = —9%о, а
модельное значение, рассчитанное по уравнению (4.1), исходя из
значения среднегодовой температуры 9,5°С, составляет — 7%о, т. е.
разница расчетных и экспериментальных значений из-за проявле¬
ния континентального эффекта равна 2%о.Для Москвы, по расчетам В.А. Полякова и J1.H. Колесниковой
зависимость 5|80 и 52Н атмосферных осадков от среднемесячной
температуры описывается следующими эмпирическими уравне¬
ниями:5180 = (0,34±0,03) • tcp- (12,6±0,3)%о;
52Н = (2,4±0,2) • tcp —(101±2)%с.220(4.5)
6 D, %oТемпература, °C_fc- 4.12. Корреляция между суточными (1) и среднемесячными (2) значениями
°'Н в атмосферной влаге и температурой приземного воздуха по наблюдениям
в *982 г. на станции Гейдельберг: 1 — среднесуточные, 2 — среднемесячные
(по Schoch-Fischer et a I., 1984)221
Рис. 4.13. Вариации 6|80 в атмосферных осадках, собранных в течение 20 лет на
метеостанциях Германии: а — Куксхавен, б — Регенсбург, в — Нойерберг, г-
Хоенпайссенберг. Данные осреднены по Гауссиану поинтервально для каждых
36 месяцев. На этих станциях отчетливо виден позитивный сдвиг 6lsO с 1984 по
1993 г., а также выделяется заметный негативный сдвиг значений 5lsO в 1984 г.(no Graf el al., 1997)Для Вены подобная зависимость, по их расчетам, имеет вид:
5|80 = (0,40±0,04) • tcp - (13,2±0,5)%о;	;82Н = (2,8±0,3) • tcp — (96±4)%о.Нередко на состав пара оказывают влияние местные водоемы,
особенно если они значительных размеров. Эффект локального
источника испарения для атмосферного пара был рассмотрен
Ж. Фонте и Р. Гонфиантини на примере Женевского озера. Изо¬
топный состав испаряющегося из озера пара стабилизировался
на расстоянии нескольких сотен метров от озера и отражался в
составе приземного слоя воздуха.Содержание 2Н и 180 в атмосферных осадках на метеорологи¬
ческих станциях Германии и их корреляции с температурами
воздуха проанализированы В. Графом с соавторами (Graf et al-
1997). Атмосферные осадки отбирались на станциях националь¬
ной сети, входящих в сеть станций ВМО/МАГАТЭ. Основные
материалы получены с 1978 по 1994 г. (рис. 4.13).Исследования подтвердили, что содержание стабильных изо¬
топов в осадках соответствует годовому ходу температур, но теМ'
пературные градиенты слишком низки по сравнению с модель'
и расчетами. Это результат того, что содержание |80 обычно
иЬппелируют с синоптической приземной температурой воздуха
к° едненной за все время, т. е. когда осадки выпадали и когда
не было), а не с температурой воздуха периода конденсации
Исадков. Несходство с модельными расчетами вызывается тем,
цТ0 в действительности изотопные значения служат “термомет-
оМ” лишь для периодов выпадения осадков, а те дни, когда
осадков нет, в изотопной записи не фиксируются. Судя по дан-
нь1м Ю метеостанций Германии, реальные температуры выпаде¬
ния осадков по сравнению со значениями синоптических темпе-
aTvp летом ниже, а зимой выше, за исключением горных стан¬
ций. Следовательно, градиенты содержания D и |80 по отноше¬
нию к температурам только периодов выпадения осадков более
реалистичны, чем по отношению к осредненным синоптическим
температурам (табл. 4.6).Таблица 4.6Взаимосвязи между синоптической (tc) и температурой выпадения осадков (te),
а также значениями содержания б|80‘СтанцияСреднеезначениеСоотношение
между tt и t(1Соотношение
между 8|яО и 1Гарчиш-Пар-тенкирхенСреднемесячноеAtt/At0 = 0,75+0,01Д5|80/Д t0 = 0,39±0,02
Д6|80/Д10=0.53±0,02СреднегодовоеД1с/Д1о = 0,83±0,25Д6'*0/Д t0 = 0,64±0,21
Д5|80/Д 10= 0.90+0.12Хоенпайс-сенбергСреднемесячноеA tc/A t0 = 0,81 ±0,01Д 6|80/Д10= 0.4010.02
Дб|80/Д t0= 0,50+0,02СреднегодовоеД1с/Д10= 1,03+0,20Д6180/Д t0 = 0,56+0,18
Д5,80/Д t0= 0,65±0.11Среднегодовые значения изотопного состава были рассчитаны как сред¬
невзвешенные.Среднегодовые значения температуры выпадения осадков мо¬
гут быть аппроксимированы достаточно точно на основе синоп¬
тических температур с учетом количества осадков. Сложность
Расчетов температур выпадения осадков привела к тому, что они
измерены лишь на двух метеостанциях из 18 станций сети
вМО/МАГАТЭ, располагающихся в Германии. Из-за малой из¬
менчивости среднегодовых значений температуры корреляция
между этими значениями хуже, чем между среднемесячными,
п°чти на всех станциях. Это позволяет заключить, что данные
Далеко не всех метеостанций могут быть использованы в качестве
ПаРаметров для изотопно-температурных построений.Для изучения процессов конденсации на разных высотах ис-
СлеДовались образцы осадков с соседних станций в горных райо¬223
нах Гармиш-Партенкирхен, Банк и Цугшпитце. Взаимосвязь це
ду изотопным составом осадков и на этих станциях не может быт
объяснена простой релеевской моделью. Низкие значения дейтек
риевого эксцесса в Гармиш-Партенкирхене, наряду со слищКо
высоким температурным градиентом содержания |80 указываю
на то, что изотопный состав осадков здесь заметно изменяет^
под воздействием испарения уже в процессе выпадения. Для объ
яснения изотопных значений в Цугшпитце применен пошаговый
метод: предполагающий, что избыток содержания воды в воздух
ных массах при адиабатическом охлаждении переходит в осадки
не постоянно, а порциями. Но и в таких условиях значения, смо-
делированные для марта и апреля, оказались очень низкими. Оче-
видно, в эти весенние месяцы уже сформировавшиеся воздушные
массы, включающие конденсат, поднимаются на большую высоту
так что осадки в горах могут иметь тот же состав, что и в долине.Таким образом, при использовании региональных особеннос¬
тей распределения значений 5|80 и 5D в атмосферных осадках в
палеотемпературных построениях следует действовать осторожно
особенно в горных и прибрежных районах со сложной синопти¬
ческой обстановкой. Поэтому аномалии в изотопном составе
высокогорных ледников или подземных льдов, располагающихся
близ морских побережий, не всегда следует связывать с долговре¬
менными температурными изменениями, так как они могут вы¬
зываться кратковременными синоптическими причинами.4.2.3.	Наблюдения на метеостанциях в криолитозоне и прилега¬
ющих регионах. Сравнительно короткие наблюдения за соотно¬
шением 5180 и 52Н и температуры воздуха производились на не¬
скольких станциях, входивших в сеть ВМО/МАГАТЭ на терри¬
тории криолитозоны в России (табл. 4.7). Судя по этим данным,
существует удовлетворительная корреляция между среднемесяч¬
ными зимними температурами и значениями 5180 и б2Н в снеге;
это, например, хорошо демонстрирует положительный почти
параллельный тренд рассматриваемых показателей от января к
апрелю по метеостанциям в Дудинке и Амдерме. Правда, вне¬
запные вторжения арктических воздушных масс не всегда оди¬
наково отражаются на изотопных и температурных характерис¬
тиках. Вероятно, этим можно объяснить экстремально низкое
содержание тяжелых изотопов в ноябре на полярной ст. Кренке¬
ля (Земля Франца-Иосифа) или в относительно теплом октябре
на метеостанции Амдерма. Приведенные примеры подчеркива¬
ют, что корректная корреляция изотопных и температурных ха¬
рактеристик может выполняться лишь на базе длительных ряд°1!
наблюдений, когда отдельные экстремумы изотопных и темпе'
ратурных показателей осредняются.224
Вариации среднемесячных температур и значений 5|80 и 62Н в выпадающем снеге за 1990 г.(по данным из Environmental Isotope..., 1994)X ОО |£оIо'О оаСго ОТ 2О+ОI	_О.	S5	х г-
g гооо9- ^г< чОI\о(N
sОIo'I03 —Z?
§ $
< $I0ГЧO'”1Q.О |О£ 1
со \ОС 3"
7 ?IГ—rСч225
Рис. 4.14. Среднегодовые значения 5|80 в атмосферных осадках на севере Евра¬
зии (по Брезгунову и др., 1998)B.C. Брезгуновым с соавторами (1998) установлена прямая
связь между среднегодовой температурой воздуха и средними
значениями 5|80 в атмосферных осадках по континентальным
станциям Севера России (рис. 4.14); коэффициент их корреля¬
ции составляет 0,95. Для месячных значений коэффициент кор¬
реляции температуры воздуха и 6|80 в атмосферных осадках ко¬
леблется от 0,5 до 0,9 (Брезгунов и др., 1998). Позднее B.C. Брез¬
гунов (Деревягин и др., 1999) по данным нескольких метеостан¬
ций вывел уравнение регрессии между зимними температурами
воздуха и б180 осадков зимнего периода:t3=(0,96±0,10)-5l803 + (0,4±2,6); г = 0,68.	(4.7)Эта связь практически идентична установленной ранее Ю.К. Ва-
сильчуком (1992) зависимости между среднезимней температу¬
рой и изотопно-кислородным составом ледяных жил, формиру¬
ющихся из талого снега.Как было сказано выше, для станций, расположенных в уме'
ренных и полярных широтах, температурный градиент изотоп¬
ного состава осадков отличается в разных географических рай¬
онах из-за континентального изотопного эффекта. Так, в при¬
брежных районах Канады по среднемесячным данным за год от¬
ношение A82H/At равно 0,6%о на ГС, в то время как в конти¬
нентальных районах страны оно составляет 3,8%о на ГС (Вго^Л'
1970). Содержание дейтерия в атмосферных осадках Централь'
ной Канады (см. рис. 3.21) связано со среднегодовой температУ'
рой соотношением:226
62Н = 10,5t° — 140.	(4.8)Значение A52H/At° здесь почти вдвое выше, чем в среднем
высоких и умеренных широт Северного полушария (см.уравнение 4.!).Зависимости между концентрацией и температурой, ос-
едненной для летнего (л) и зимнего (з) сезонов в Канаде, име¬
ют вид:52Н = 21,5Гл-347; 62Н = 10,5t°3 — 68.	(4.9)Высокие значения коэффициента пропорциональности меж¬
ду 52Н и t\ в континентальных районах Канады объясняются
испарением дождевых осадков ниже уровня облаков, что вызы¬
вает дополнительное (по сравнению с морскими районами) обо¬
гащение осадков тяжелыми изотопами. В зимние месяцы этот
эффект отсутствует, и значения Д62Н/Д1:° в осадках близки к7	7%с на ГС, полученному В.Дансгором (Dansgaard, 1964) для
изобарически охлажденного воздуха.Взаимосвязь между зимними температурами и значениями 5|80
в выпадающем снеге наглядно продемонстрировали С. Бирке с
соавторами (Birks et al., 1997), проводившие измерения на трех
метеостанциях Канады (рис. 4.15). Метеостанции расположены
в точках, которые подвержены влиянию тихоокеанских, аркти¬
ческих и тропических воздушных масс. Измеренные на каждой
станции значения за 1975—1985 гг. показали, что, несмотря на
некоторые индивидуальные отклонения, изотопно-кислородная
запись непосредственно отражает участие разных (генетически и
термодинамически) воздушных масс в формировании осадков.Для Южного Онтарио и центральных районов Канады
(рис. 4.16) получено соотношение между 6|80 в осадках и сред¬
негодовой температурой (Edwards et al., 1996):6|80 = 0,65troa — 15,5.	(4.10)Коэффициент в этом уравнении аналогичен тому, что полу¬
чен по всему земному шару для точек со средней температурой
ниже 15°С (Jouzel et al., 1994), а свободный член имеет гораздо
более низкое значение, что, возможно, отражает континенталь¬
ный эффект.4.3.	НАЗЕМНЫЕ ЛЬДЫНа изотопный состав осадков помимо температуры окружаю¬
щей среды влияют и другие метеорологические факторы, а также
Дальнейшая эволюция отложенного снега. Эти факторы прояв-
Ля1°тся 13 наземных льдах Гренландии и Антарктиды по-разному.227
Аб О1976 1977 1978 1979 1980 1981 1982Рис. 4.15. Связь среднеянварских значений Sl80 и среднемесячной температуры
воздуха по трем метеостанциям Канады: а — Уайнард (Саскачеван), б — Пас и
в — Гимли (Манитоба) за 1975—1985 гг.228
^ Соотношение между 6180 в
Р“с ' и среднегодовой температу-
0С& центральной Канады и юж-
р011 LgHTapno. Это соотношение в
H?'°x регионах находится близко к
°®оИ'нНентальной линии”, определя-
"К°Н уравнением (1), за исключени-
С'|0'анних фрагментов изотопной ле-
сМ сИ Канады, которые более точно
r0llt описываются уравнением (2)4.3.1.	Гренландия. Связь между поверхностными температура-
и значениями 5|80 в снеге на Гренландском ледниковом
покрове носит простой линейный характер, что определяется
значительной аккумуляцией снега зимой и летом, общим харак¬
тером атмосферной циркуляции на протяжении всего года, от¬
сутствием значительной термической и механической абляции,
простым рельефом района. Хотя и здесь наблюдаются аномалии.
Например, в районе станции Дай-3, расположенной в холодной
фирновой зоне в южной части Гренландского ледникового по¬
крова, было выявлено неожиданно значительное изменение 6|80 с
высотой (изотопный градиент составил —3,0%о на каждые 100 м),
резко превышающее ранее установленное в Гренландии значе¬
ние -0,62%с на 100 м высоты. Такое увеличение вызвано пере¬
сеченным рельефом в этой части Гренландии, подобные локаль¬
ные аномалии нередко встречаются и в других районах острова
(Robin, 1977).Данные о содержании 180 в осадках почти для всех гренланд¬
ских станций в интервале температур от —30 до 0°С близки к
уравнениям (4.1) и (4.2), полученным В. Дансгором. Представ¬
ленные на рис. 4.17, а прямые характеризуют фракционирование
ls0 в процессе изобарического охлаждения воздушных масс при
их продвижении от источника влаги над океаном. Положение
линий на графике зависит от начальной температуры конденса¬
ции осадков. Из рис. 4.17 видно, что влажные воздушные массы,
приносящие осадки в западную и южную части Гренландии,
имеют более высокие первоначальные температуры конденсации
в районе происхождения атмосферной влаги по сравнению с
воздушными массами, достигающими северной и северо-восточ-
н°й частей Гренландии. Значит, выпадающие здесь осадки содер¬
жат часть влаги, испарявшейся с поверхности арктических вод.Это предположение В. Дансгора и С. Йонсена согласуется с
Результатами исследований осадков и атмосферной влаги в рай-
°Ие между о. Элсмир и северным побережьем Гренландии, где
получена следующая зависимость:52Н = 7,95|80+17,93.	(4.11)Южный Онтарио 2
11,5-0Центр. Канада
8-5Среднегодовая температура, °С229
а/ Дай 3• Кемп Сенчури
</ • Сайт-2Саммит (
Сентрал ,,
• • • '^Мигсент
^Кадоефур	корсбисуАнгмагссаликРейкьявик>еннедальзо(>2Q.°0К>1-юТемпература, °С
60 40 20 0230
Относительно высокое значение свободного члена в этой
ie по сравнению с уравнением (3.1) для глобальных мете-
вод (где свободный член равен 10) указывает на дополни-орнЫХЫместного происхождения, что подтверждается и данными о;|ЬнЫй эффект фракционирования, обусловленного испарениемте
0ОДЫержании трития в осадках и местной океанической воде.С° увеличение влажности в районе Баффинова залива в основ-
м обусловлено термическим влиянием на местные воздушные
массы открытой морской поверхности или тонкого льда. След¬
ствием этого является развитие циклонов, которые увеличивают
1.0нвекцию и приводят к росту количества осадков. На основе
изотопных данных о распределении 5180 в юго-восточной части
0 Девон, вклад испарения с Баффинова залива в местную акку¬
муляцию влаги и в прибрежной зоне о. Девон равен 26%, а в
верхней части ледникового купола — всего около 8% (Коегпег,
Russel, 1979). Таким образом, изотопный состав осадков указы¬
вает на реальный вклад влаги с поверхности Баффинова залива
в аккумуляцию ледниковых куполов Канадского Арктического
архипелага.С.	Йонсен и В.Дансгор (Johnsen et al., 1989) показали особен¬
ности современного распределения 6180 в снежном покрове на
Гренландском леднике: во-первых, градиент зависимости б|80
от высоты для большинства районов Гренландии равен -0,6%с
на 100 м; во-вторых, 6|80 закономерно изменяется с широтой:
соотношение Д5180/ДЯ. составляет -0,54%с на один градус широ¬
ты (X), что очень близко к широтному градиенту для осадков на
станциях, расположенных на низких абсолютных отметках вдоль
западного побережья Гренландии (Dansgaard, 1964); в-третьих,
6IS0 тесно связана с локальной среднегодовой температурой по¬
верхности t:5,80 = 0,62t — 15,25%о.	(4.12)Эта взаимосвязь верна для t° < -14°С, т. е. для 65—77° с. ш. и
1700-3100 м высоты. Подобная же зависимость существует и
Для Антарктики при температурах ниже —20°С. Такие особен¬
ности распределения изотопного состава подтверждают, что рас¬
пределение температуры и средних значений 5 в осадках на
большей части Гренландского ледника определяются одними и4.17, Среднее значение 5lsO атмосферных осадков (а) в зависимости от сред-
'1СН годовой температуры в приземном сдое на гренландских и некоторых других
танциях (по Dansgaard et al., 1973): ! — Норт Айс; 2 — Крет; 3 — Депо-420; 4 —
Р-.'-Жозе; 5 — Сентрал; 6 — Сайт-2; 7 — Кеми Сенчури; 8 — Милсент; 9 —
ан-З; ю _ каррСфур; ]| _ Дай-2; 12 — Кемп-6; 13 — Норд; 14 — Барроу
’иска); 15 _ Скорсбисанд;- 16 — Исфьорд-Радио; 17 — Рейкьявик; 18 —
НеДаль; 19 — Ангмагссалик; 20 — Уманак; 21 — Туле, б — положение
станций. 1 — лсд, 2 — суша, свободная ото льда231
теми же природными факторами, а источник влаги, приходящ -
к Гренландскому леднику, вероятнее всего, один и тот же г,И
крайней мере, на западе и юге Гренландии. К этому стоит до§°
вить, что основная часть осадков на леднике, по-видимому, в '
падает недалеко от места их формирования.Для того чтобы решить проблему источника влаги, С. Йонсен
и В. Дансгор рассмотрели изменение значений дейтериевого эКс
цесса. Мы уже говорили, что для расчета эксцесса (избытка»
дейтерия от значений.52Н вычитается 88lsO, т. е. то значение
которое установлено X. Крейгом (см. уравнение 1.6) для идеаль¬
ного соотношения 62Н и б|80 в глобальных метеорных водах а
результаты сравниваются со значениями эксцесса (избытка) дед.
терия в идеальном случае (у X. Крейга для осадков на побережь¬
ях высокоширотных районов он равен 10%6).Очевидно, что причиной изменения значения дейтериевого
эксцесса (dexc) в неравновесных процессах водного цикла могут
быть кинетические эффекты. Ранее Ж. Жузель с соавторами
(Jouzel et al., 1982) исследовали изменения дейтериевого эксцесса
в ледяном керне купола С в Восточной Антарктике и интерпре¬
тировали увеличение значений dexc с 4 до 8%с при переходе от
плейстоцена к голоцену, как следствие повышения влажности
над океаном (естественно, приводящее к меньшим кинетичес¬
ким эффектам при процессе испарения) в эпоху большего оле¬
денения по сравнению с постледниковыми условиями.По кернам скважин в центре Гренландского ледникового по¬
крова была прослежена зависимость между 5180 и средней темпе¬
ратурой поверхности t°C (т. е. температурой на глубине 10—20 м)
за несколько последних десятилетий. Результаты этих исследо¬
ваний были обобщены С. Йонсеном и В.Дансгором (рис. 4.18).
Лучше всего для данных по южным и западным районам Грен¬
ландии подходит уравнение:5|80 = (0,67±0,02) t - (13,7±0,5)%о,	(4.13)Рис. 4.18. Средние значения 6|80 >
снеге, отложенном на Гренландском
ледниковом щите, в зависимости от
среднегодовой температуры поверхнос¬
ти ледника, измеренной на глубине
10—20 м. Цифрами обозначены значе¬
ния по данным ледяных кернов, пр°"
буренных в точках: 1 — точка SNS2.
2 — точка С1, 3 — точка AS, 4 — T°lI
ка Al, 5 — точка AS2, 6 — точка ■■
7 — точка С8, 8 — точка D, 9 — т°ч
ка А, 10 — точка В, И — точка Н, 12Г
Температура”С	точка G, 13 — точка Е232
очень близко к ранее установленному соотношению (см.
т' аВнение 4.12) по западной Гренландии. Значительная часть
адков, выпадающих на ледниковый покров, приходит с запада
0 с_дедовательно, крайне обеднена тяжелыми изотопами. Эти
чки показаны на рис. 4.18 крестиками. Вместе с тем надо за¬
бить, что дейтериевый эксцесс здесь изменяется в противофа-
с 5180, что аналогично его поведению на станциях, располо¬
женных на небольших высотах (см. рис. 3.6).Предполагается, что вода на поверхности океана имеет изо¬
топный состав, равный SMOW (на самом деле при активном ис-
парении она, как правило, тяжелее на 1 — 1,5%с). В этом случае
изотопный состав первоначального испарявшегося пара 5п0 рас¬
считывается по уравнению:1 1 - к ,'"•“а'ТШГ1'	(4М»Здесь а — коэффициент равновесного изотопного фракциони¬
рования для 180 и D при температуре поверхности океана t°, к —
переменная, описывающая эффекты изотопного фракциониро¬
вания на границе океан—атмосфера; Rh — влажность воздуха от¬
носительно воздуха, насыщенного при температуре t.Режим испарения с поверхности океана изменяется при раз¬
ных состояниях поверхности и разных скоростях ветра. Л. Мер¬
ливат и Ж. Жузель (Jouzel, Merlivat, 1984) получили значения
к|80 = 6—7%с для спокойного (постепенного) испарения и 3—4%о
для испарения в бурном режиме поверхности при больших ско¬
ростях ветра. Они показали, что k2H/k180 = 0,88 и определили,
что режим бурного испарения возникает, когда скорость ветра
составляет 7 м/с и выше на высоте 10 м над поверхностью океа¬
на. Но 95% современной океанической поверхности характери¬
зуется спокойным режимом испарения, поэтому чаще следует
использовать значение к180 = 6%с.Значения эксцесса дейтерия могут уменьшаться в двух случа¬
ях: когда влажность над океаном увеличивается или когда тем¬
пература поверхности океана уменьшается. При увеличении
скорости ветра над океаном дейтериевый эксцесс уменьшается,
поскольку, как следует из уравнения 4.14, при использовании
более низких значений к получаются более низкие значения
Дейтериевого эксцесса. При влажности 70—80% и температуре
20—25°С, т. е. при средних значениях этих показателей, харак-
терных для субтропического пояса океанического испарения,
Дейтериевый эксцесс составляет 10%о. Эта величина и представ-
лена в идеальном уравнении X. Крейга для линии глобальных
Метеорных вод.Рассмотрим общий характер переноса пара от источника к
Разным частям Гренландского ледника. Влажный воздух, при¬233
шедший к побережью, охлаждается до точки росы. Дальней^
его охлаждение ведет к конденсации и немедленно выводив
из системы согласно рэлеевской конденсации. Затем порц^*1
воздуха входит в циклоническую систему и начинает подциЯ
маться вверх по ледниковому покрову, сопровождаясь радиащ,
онным и адиабатическим охлаждением. Так происходит до тоц
ки выпадения снега, когда облака находятся примерно на 500 м
над поверхностью.Еще одно доказательство того, что осадки на Гренландском
ледниковом щите имеют источник питания в низких широтах
можно получить, рассмотрев сезонный характер значений 6180 и
82Н в осадках и вариаций эксцесса дейтерия. Минимум значений
5|80 и 52Н в высокоширотных осадках наблюдается около 1 фев.
раля, а максимум — около 1 августа. Среднее значение дейтерие¬
вого эксцесса (равное +8%с), наблюдаемое в Гренландии на боль¬
шой высоте, согласно расчетам С. Йонсена с соавторами (Johnsen
et al., 1989), можно объяснить следующими условиями: влажность
первичного пара составляет около 11 г/кг, температура поверхно¬
сти моря, где происходило испарение, — приблизительно 20°С.
Эти климатические условия соответствуют северной части Атлан¬
тического субтропического антициклонического пояса.Несколько отличаются условия на западе Гренландии, где ве¬
лико участие местной влаги в атмосферных осадках. Причиной
большей части осадков, выпадающих в Гренландии, служат цик¬
лоны, формирующиеся в Атлантическом океане к югу и востоку
от Ньюфаундленда. Ветры на этой территории дуют в основном с
юга и запада. Они несут пар, который мог сформироваться где-то
на 35—40° с.ш. при температуре поверхности океана 18—26°С.
Зимой холодные сухие ветры с североамериканского континента
снижают относительную влажность воздуха и поверхностные
температуры воздуха.Циклоны формируются в основном вдоль полярного фронта
и подпитываются влагой из циклонической системы, существу¬
ющей над Атлантикой на 30° с.ш. По мере движения к северу
формируются осадки. Иногда возникает циклоническая окклю¬
зия, и тогда конвейер теплый-холодный пояс распадается. При
этом в циклоническую систему попадает очень мало водяного
пара или не попадает совсем; теплый воздух блокируется над
окклюзией и не имеет контакта с океанической поверхностью
(Johnsen et al., 1989). Поскольку окклюдированные циклоны
проникают на север гораздо дальше, в районы распространения
холодных полярных воздушных масс, охлаждение облаков про¬
исходит не только влажно-адиабатически, но и при потере тепла
в циклонических массах радиационным путем. Чем холоднее
полярные воздушные массы, тем быстрее происходит изобари¬
ческое охлаждение, и в любом случае осадки быстрее теряют тя¬
желые изотопы и становятся более легкими.234
радиационное охлаждение особенно эффективно зимой, ког-
полярный фронт смещается к югу и наблюдается минимум
Днсоляиии. Этим и объясняется хорошо выраженный годичный
и ^ §|80 и 52Н в полярных осадках.U Исследования в Гренландии показали, что эксцесс дейтерия
осадках дает дополнительную возможность изучения процес¬
сов водного цикла на основе исследования стабильных изото¬
пов. Так, колебания эксцесса дейтерия показывают, что в про¬
тивоположность станциям, расположенным на низких отметках,
возвышенные районы Гренландского ледникового щита в насто¬
ящее время получают осадки из субтропических широт Атланти¬
ки. Похожая ситуация происходила и во времена оледенений,
хотя и отмечался некоторый сдвиг на север основного района
источника влаги.4.3.2.	Антарктида. Антарктида в отличие от Гренландии окру¬
жена несколько более теплым океаном и может получать осадки
с различных сторон и из разных воздушных масс. Рельеф конти¬
нента во многих частях очень сложен, а осадки выпадают в не¬
большом количестве, при этом дефляционное перемешивание
снега может существенно нарушать первоначальное распределе¬
ние изотопов в отложенной снежной толще. Поэтому зависи¬
мость 6|80 и б2Н от температуры имеет здесь более сложный ха¬
рактер.Зависимость изотопного состава снежных осадков от темпе¬
ратуры их образования в Антарктиде детально изучалась на
станциях Король Бодуэн (Picciotto et al., 1960) и Амундсен-
Скотт (Aldaz, Deutch, 1967). В ходе исследований с помощью
радиозондирования в течение года в момент выпадения снега
измеряли температуру у основания и вершины облаков. Резуль¬
таты измерений показали, что в среднем изотопный состав
осадков зависит лишь от температуры их образования и на него
не оказывает влияние высота облака или тип твердых осадков.
Получены следующие уравнения для станций:Король Бодуэн б180 = 0,9 t°o6 - 6,4,	(4.15)Амундсен-Скотт 5|80 = 1,4 t°o6 + 4,0,	(4.16)гДе t°o6 — средняя температура в облаке. Судя по этому исследо¬
ванию, воздушные массы, достигающие района Южного по¬
люса, имеют постоянный источник происхождения с относи¬
тельно одинаковой температурой в течение всего года.Изотопные данные, полученные на станциях Король Бодуэн и
Амундсен-Скотт, позволяют предположить, что влажные воздуш-
Нь>е массы, первоначально находящиеся в равновесии с океани¬
ческой водой примерно при 10°С, с приближением к Антарктиде
0хлаждаются изобарически до —5°С, а затем претерпевают адиа¬235
батическое расширение над самим континентом (Aldaz, l^eutch
1967). Из другой модели, предполагающей охлаждение возду^’
ных масс в Антарктиде лишь вследствие изобарического процес
са, следует, что температура источника водяного пара для осад
ков на станции Король Бодуэн равна 5°С зимой и 15°С лето^
(Friedman et al., 1964). Однако значения 5180 в осадках над океа
ном близки к нулю лишь в экваториальной области, а на шир0
тах около 50° они могут быть ниже —8%о из-за обмена и прито¬
ка свежих порций водяного пара в воздушные массы при Их
продвижении над океаном (Dansgaard, 1964). В этом случае ис¬
точник водяного пара в предложенных моделях оказывается в
более высоких широтах.На станциях Восток и Молодежная образцы осадков отбира¬
лись в течение 1970 г. несколько раз в месяц после каждого зна¬
чительного снегопада. Из рис. 4.19 видно, что колебания изо¬
топного состава снега на обеих станциях имеют сезонный ход и
хорошо согласуются с ходом температуры в приповерхностном
слое воздуха. В результате этих исследований получена следую¬
щая зависимость (Гордиенко и др., 1976):5|80 = 0,84t°- 10,9.	(4.17)Повторный отбор осадков в 1975 г. на ст. Восток также пока¬
зал хорошую корреляцию средних изотопных и температурных
данных (Котляков, Гордиенко, 1982).На рис. 4.20 показаны результаты изотопных исследований
осадков на станциях Сёва и Мидзухо. На береговой ст. Сева най¬
дена зависимость между суточными вариациями 6180 свежевы¬
павшего снега и метеорологическими условиями: в частности,
значения 5180 увеличиваются в циклонических осадках при
сильном ветре, но в условиях антициклона при увеличении те쬓—-201о11 —-16(01ач --12 £	 1а11-8 1-бLa~-4 к11 10VII IX XIМесяцРис. 4.19. Сезонные вариации 5|80 в атмосферных осадках на станциях Восток
(а) и Молодежная (б) в 1970 г. (по Гордиенко, Котлякову, 1981). А — 5|80; Б"
средняя месячная температура воздуха236
4 20 Вариации средней месяч-РиС; теМпературы воздуха на антарк-и0" ,иих станциях Мидзухо (а) и
тцЧСск(г) в Антарктиде и соответст-
С^ЙХ значений 6180 в осадках на
ву10н11иях Мидзухо (б) и Сева (в) в
СТ|974 г. (по данным Kato et al.,1978)V VII IX XI
Месяцпературы воздуха и скорости
веТра значения 6|80 в осадкахне возрастают. В целом в циклонических осадках значения б180
цЫше, чем в антициклонических, даже при одной и той же тем¬
пературе конденсации. Это исследование показало, что основ¬
ные колебания в содержании |80 вызываются приближением
циклонов, т. е. притоком водяных паров, обогащенных этим
изотопом. Тем самым колебания 5180 тесно связаны с удален¬
ностью от открытой поверхности морских вод.Сезонный ход изменения изотопного состава осадков хорошо
проявляется на ст. Сева и несколько хуже на ст. Мидзухо. По-
видимому, на внутриконтинентальной ст. Мидзухо выпадение
снега (и соответственно его изотопный состав) больше связано
с температурой воздуха в приземном слое, тогда как снег, выпа¬
дающий на ст. Сёва, формируется путем изобарического охлаж¬
дения облаков ниже верхней границы инверсионного слоя. Во¬
дяной пар, поступивший в зону действия антарктического цик¬
лона, опускается, и при ослаблении инверсии снег также обра¬
зуется из-за изобарического охлаждения, при этом поверхност¬
ные температуры воздуха оказываются ниже температур форми¬
рования снега (Kato et al., 1978).Таким образом, измерения осадков на прибрежных станциях
Элсуэрт в Западной Антарктиде и Король Бодуэн в Восточной
Антарктиде демонстрируют их обычную изотопную сезонную
структуру с менее отрицательными значениями 5|80 и 52Н при
относительно высоких температурах конденсации атмосферной
влаги. Однако вариации 5|80 и 62Н внутри отдельных снегопа¬
дов не всегда следуют этой тенденции, что, по-видимому, отра¬
жает происхождение отдельных влажных воздушных масс. При
выпадении осадков, связанных с теплым фронтом, значения
й О и 2Н в них увеличиваются, обратная картина наблюдается в
холодном фронте.Средние значения 5180 в снеге почти по всем прибрежным
станциям Антарктиды колеблются в интервале от —18 до —22%о,
т°гда как средние годовые температуры на этих станциях нахо¬
дятся в более широком диапазоне от -11 до —25°С (Котляков,
ордиенко, 1982).237
В континентальных районах Антарктиды атмосферные осяп
ки часто образуются невысоко над поверхностью ледниковог
покрова, и температура поверхности приблизительно соответ°
ствует температуре конденсации влаги. Различия могут быть вЬ|
званы приземной инверсией, глубина которой увеличивается п0
мере продвижения влажных воздушных масс в глубь материкаНа зависимость б180 и' 52Н от температуры влияет и термоди
намическая история осаждающихся воздушных масс и специфи.
ческие особенности образования осадков в холодных централь,
ных антарктических районах с нисходящим потоком водяного
пара. В диапазоне температур от -20 до -55°С для 36 станций
по траверзу от ст. Дюмон-д’Юрвиль к куполу С на Земле Адели
была получена хорошая линейная зависимость 62Н и 6180 от
температуры (Lorius, Merlivat, 1977):52Н = (6,041° — 51); 5180 = (0,75 t°-7,6).	(418)Этим уравнениям хорошо удовлетворяют значения 62Н и 6180
для ряда станций Земли Уилкса, а также результаты изотопных
исследований в районе купола С. Отсюда можно предположить,
что образование и выпадение осадков в этом секторе Восточной
Антарктиды происходит в сходных условиях. Изотопные данные
по другим районам Антарктиды не удовлетворяют уравнениям
(4.18), что может быть обусловлено свойствами воздушных масс,
поступающих, например, в районы Земли Мэри Бэрд и Земли
Королевы Мод более сложными путями, чем на землю Уилкса,
где траектории циклонов с моря просты.На рис. 4.21 наклон основной прямой (3), соответствующий
градиенту 0,75%о на ГС для б|80, лежит между рассчитанными
изменениями 5180 на ГС понижения температуры конденсации
при влажно-адиабатических и изобарических условиях на осно¬
ве упрощенных моделей атмосферных осадков при релеевских
допущениях. Кроме того, наклон этой прямой меньше наклонов
аналогичных прямых, полученных ранее при изотопных иссле¬
дованиях в районе Южного полюса (Aldaz, Deutch, 1967), станции
Король Бодуэн и ряда станций Восточной Антарктиды (Горди-
енко и др., 1976, Picciotto et al., 1960): соответственно 1,4; 0,9 и
0,85%с на ГС для 180. Из этого рисунка видно, что существуй
довольно простая связь изотопного состава осадков и темпера¬
туры воздуха, поскольку выпадающие в этой части Антарктиды
осадки имеют общее происхождение. Это также свидетельствуй
о том, что средняя поверхностная температура на Антарктичес¬
ком полуострове близка к температуре конденсации осадков
(Гордиенко, Котляков, 1981).Изменения значений 5D и 5|80 в толщах ледников отражав
климатические условия через изменения средней температуру
воздуха. Поэтому анализ непрерывных кернов льда большо1'
длины, отобранных из континентальных ледниковых щитов ГреН'238
Среднегодовая температураРис. 4.21. Зависимость средних знамений 5|яО и 52Н от средней годовой темпе¬
ратуры воздуха (ttp год) для ннутриконтинентальных станций Антарктиды. I —
аанные дчя станций (см. табл. 3.4), 2 — маршрут от станции Дюмон-Д’Юрвиль
к куполу С {Lorius, Merlivat, 1977), 3 — осредненная прямая дня Земли Адели
(Lorius, Merlivat, 1977), 4 — зависимость получена для осадков Южного полюса(Aldaz, Deutch, 1967)ландии и Антарктиды, воссоздает климатические условия за
длительный период времени. Вместе с тем необходимо учиты-
вать и другие параметры, определяющие вариации значений 82Н
и 6lsO: возможность присутствия льда, образовавшегося не на
месте отбора керна, а на значительном удалении от него, при
Других температурах и (или) на другой высоте над уровнем
моря; колебания температур, вызванные изменением высоты
иыпцдения осадков в результате изменения толщины льда; изме¬
нения 5|хО и 62Н морской воды, обусловленные различиями в
количествах обедненной кислородом-18 и дейтерием воды, на¬
копленной в континентальных ледниковых щитах; изменения
атмосферной циркуляции, вызвавшие изменения 8180 и 52Н в
1!°Дяном паре облаков над местом отбора керна.4.4. ПОДЗЕМНЫЕ ЛЬДЫОсновой для непосредственного получения палеотемператур-
н°й характеристики путем изучения содержания |хО и D в гео¬
криологических системах служит преимущественно атмосферное239
питание большинства подземных льдов, и прежде всего повтори
жильных. Поиск взаимосвязи изотопных характеристик повтор^0'
жильных льдов с температурными параметрами окружающей сп°
ды стал одним из важнейших ключей к палеотемпературным п
конструкциям в геокриологии. На основе изучения сотен обпае
иов из современных ледяных ростков, т. е. очень молодых жило3
шириной до 10—12 см, залегающих у поверхности непосредствен*
но под слоем сезонного протаивания, формировавшихся на пой
мах, лайдах, в аласах и хасыреях (т. е. осушенных озерных котло
винах) за последние 60—100 лет (табл. 4.8), были составлены урав
нения регрессии, связывающие изотопные характеристики пов
торно-жильных льдов и температурные параметры (рис. 4.22).Таблица 4,&Значения б180 в ростках современных сингенетических
повторно-жильных льдов на севере Евразии(по Висильчуку, 1992, с дополнениями)Местоположение современных жилок6,80, %сЯ.*ср.|ВосточнаяГ. Печора-12,4-2413-12-18-2ЕвропаГ. Амдерма-15,2-3086-13-19-7ЗападнаяР.Неромояха-15,0-3700-15-22-юСибирьР. Щучья-18,2-4000-16-24-8Пос. Сеяха-18,0-4173-16-23-9Пос. Напалково-18,0-4510-17-27-10Факт. Матюйсале-19,5-4750-17-28-11Г. Ямбург-18,0-4000-16-24-8Пос.Усть-Порт-17,0-4752-19-28-10ТаймырР. Лабазная-22,0-5500-21-34-14Мыс Саблера-20,4-5747-21-33-14Северо-Устье р.Яны-21,0-6006-24-38-14Западная100 км от устья р. Яны-27,0-6500-27-42-15Якутия160 км от устья р. Яны-29,0-6875-29-45-16СевернаяПос.Тикси-22,0-5457-21-33-13ЯкутияО-в Генриэтты-15,3-5330-17-27О-в Котельный-18,1-5400-20-29-14О-в Новая Сибирь-18,0-5500-20-30-iT]Северо-Пос.Чокурдах-21,0-5852-23-34-14ВосточнаяУстье р.Чукочья-23,0-5600-23-30ЯкутияО-в Четырехстолбовый-20,0-5143-19-30-■3JПос. Походе к-24,0-5150-22-32-12J240
Окончание табл. 4.8" ^Местоположение современных жилок6|80, %0а.Чр.)1п>.1Пос. Черский-24,0-5245-22-33-12Пос. Анюйск-25,0-5520-23-35-12Плахинская заимка-25,0-5500-23-35-12Пос. Колымское-26,0-5733-24-35-13Устье р. Омолон-26,0-5650-24-37-13ЦентральнаяЯкутияР. Вилюй-24,5-5000-23-37-11Мамонтова Гора-26,3-5869-27-45-12СевернаяЧукоткаО-в Айон-20,0-5047-20-29-12Р. Раучуа-22,0-5331-21-31-13Р. Кувеш-21,0-4700-18-27-11Оз. Коолень-16,0-3400-14-22-7ЮжнаяЧукоткаГ.Анадырь-16,0-3570-15-21-7Р. Койвэрэлан-20,0-4328-18-26-0Р. Великая-18,0-3949-17-25-8Пос. Марково-20,0-4397-19-27-9МагаданскаяобластьПос. Сей мчан-27,0-5772-26-39-11Прииск Феникс-26,5-5750-24-37-12ЗабайкальеПос. Чара-21,5-4387-21-34-8Примечание. Для каждого пункта приведены следующие показатели: сумма
зимних температур воздуха (£t°3HMC) (градусо х суток), значения 5lsO в ростках
повторно-жильных льдов (%о), среднезимние (tcp3HM°C) и среднеянварские
(t;C) температуры воздуха, и среднегодовые температуры грунта (trp”C) без
снежного и растительного покровов.Основным источником формирования ледяных жил (не менее
90% всего их количества) служит талая весенняя вода. Поэтому
их изотопный состав в большой мере соответствует среднему
изотопному составу снега, накапливающегося на полигональноммассиве за зиму.Хотя распределение точек на рис. 4.22, а не аппроксимирует¬
ся прямой линией с абсолютной точностью, оно близко к пря¬
молинейной зоне шириной в 6%о. Значения 6180 в современных
Жилках в общем совпадают со средними зимними температурами
(см. табл. 4.7), что удобно при сопоставлении данных в палео-
ТеМпературных реконструкциях.Выше было показано, что средний изотопный состав снега
соответствует средней температуре воздуха в период его выпаде¬
ния. B.C. Брезгунов с соавторами (1987) составили серию карт241
»я°С-44-42-40-38-36-34-32-30-28-26-24-22-20х18п °/
о сж<-> . /о00ЧгаCL1ГЛ1 с-6700-6400-6100-5800гоQ.О)Сг(UнXSXsSэтго5s>-о-5200-4900-4600-4300-4000-3700-3400-16 -18 -20 -22 -24 -26 -28 -30*18П °/> /00Л/с. 4.22. Соотношение вариаций 5|80 в современных ростках жил, формировав¬
шихся на территории Евроазиатской криолитозоны в течение последних ЮО ^
со среднеянварскими температурами воздуха (а) и суммой зимних среднесуто
ных температур воздуха (б), осредненных за последние 60—100 лет (по Васильуку, 1992,с дополнениями)242
рис. 3.25 и 4.14) содержания |80 и D в атмосферных осадкахтерритории России. Сопоставление этих данных с распреде¬
ляем 5|80 в ледяных жилках (см. рис. 4.22) подтверждает ге¬
нетическую природу воды, питающей ледяные жилы из талого
и еГа, что позволяет считать корреляцию 5180 в жилках с зим¬
ами температурами приземного слоя воздуха физически вполнеоправданной.Корреляция изотопного состава выполнена Ю.К. Васильчуком
/1992) в аналитической форме. Сопоставление проводилось с
обедненными зимними температурными характеристиками,
дня сравнения были выбраны три параметра, которые приво¬
дятся в климатических справочниках: средняя зимняя темпера¬
тура, средняя температура января, сумма отрицательных темпе¬
ратур в приземном слое воздуха (Справочник по климату СССР,
1965—1967). Эти данные удобны для сопоставления, поскольку в
них учитываются преимущественно климатические характерис¬
тики последних 60—100 лет (это период наблюдений на боль¬
шинстве метеостанций севера России), т. е. это как раз период
формирования ледяных жильных ростков. Расчет температур
проведен по 250 метеостанциям с наиболее длинными рядами
наблюдений.Наиболее примечательный результат — уверенная корреля¬
ция всех трех названных температурных характеристик. Сумма
отрицательных температур коррелирует со среднезимними тем¬
пературами, поскольку среднезимние температуры — это част¬
ное от деления суммы отрицательных температур на количество
дней ниже нуля. По данным большинства метеостанций север¬
ных районов России число дней с температурой ниже нуля со¬
ставляет около 250—260.Среднеянварская температура, как правило, в 1,5 раза ниже,
чем среднезимняя температура (Васильчук, 1992). Это нашло
свое отражение на картах в характере изолиний. На всех картах,
отображающих зимние температурные поля, выделяется Цент¬
рально-Якутский минимум и преобладающее меридиональное
направление изолиний к западу и востоку от него. Распределе¬
ние §180 в современных жильных ростках очень сходно с рас¬
пределением зимних температурных характеристик. Это нагляд¬
но читается и на графике соотношения 6|80 с указанными зим¬
ними температурами, составленном для тех конкретных точек
(см. табл. 4.8), где выполнялись изотопно-криолитологические
исследования.Эти данные были осреднены по каждому из изучавшихся клю¬
чевых участков, и по полученным результатам построена карта
(Рис. 4.23). Установлена хорошая пространственная корреляция6	О в современных ростках ледяных жилок с распределением и
сРеднеянварских, и среднезимних температур, а также сумм зим-
Них температур приземного слоя воздуха (Васильчук, 1992).243
244Рис. 4.23. Сопоставление характера вариаций содержания кислорода-18 в современных ростках жил, формировавшихся на террито¬
рии Евроазиатской криолитозоны в течение последних 100 лет и среднеянварских температур воздуха, осредненных за последние
в0— \00 лет (по Васильчуку, 1992): 1 — средние значения 6180 в ростках современных ледяных жилок н конкретных точках измере-
Зимние изотермы (как и линии, соединяющие равные изо-
ные значения в современных ледяных жилках) имеют пре-
т° щественно меридиональное направление в западном секторе
иолитозоны, что обусловливается господствующим здесь за¬
падным и северо-западным переносом воздушных масс с Атлан-
ки Наоборот, на обширном пространстве от Восточного Тай-
Iibip3 д0 Западной Чукотки изотермы приобретают широтный
N актер. Область самых низких зимних температур и наиболее
хзоТопически легких современных жилок располагается в север-
Hbix частях континентальных районов Якутии. На Чукотке и Се¬
верной Камчатке изолинии вновь, как и в западном секторе
российской Арктики, приобретают меридиональное направление
под влиянием преобладающего восточного переноса воздушных
масс с Тихого океана.Для того чтобы оценить, в какой мере на изотопном составе
жильного льда сказываются эффекты криогенного фракциони¬
рования, возникающего при замерзании воды в морозобойных
трешинах, авторы детально отобрали образцы вдоль отдельных
элементарных жилок из ростков на оз. Коолень (северо-восток
Чукотки) и близ г. Анадырь (Васильчук, 1992). Это было чрезвы¬
чайно сложно, так как элементарные жилки редко достигают
ширины 0,5—1,0 см и, кроме того, необходимо было проследить
за тем, чтобы в образцы попадал лед только одной элементар¬
ной жилки на всем ее протяжении.На оз. Коолень значения б|80 в единой элементарной жилке
колебались от —14,7 до —15,0%о в верхней ее части на глубине
0,7-0,9 м и от —15,8 до — 16,0%с на глубине 1,7 м, т. е. изотопный
состав на протяжении 1 м в одной и той же жилке изменился не
более чем на 1 %о (рис. 4.24, а). Близ г.Анадырь был получен еще
меньший разброс — от —16,4 до ~17,3%о (рис. 4.24, б). При анало¬
гичном исследовании элементарных жилок на севере Колымской
низменности изотопный состав также менялся менее чем на0,7—0,5%о. Полученные результаты позволяют утверждать, что
Фракционирование в ледяных жилках, формирующихся в морозо-
оойных трещинах, не создает дополнительных препятствий к со¬
поставлению изотопных характеристик с температурными пара¬
метрами. Независимо от того, в верхней или нижней части эле¬
ментарной жилки произведен отбор, его данные репрезентативны
и Фиксируют изотопный состав талой воды, попавшей в трещину.Корреляцию зимних температур воздуха с 6180 можно выра-
ЗИТЬ в форме трех приблизительных зависимостей:t°	=6180 (±2°С)среднезимняя	жилок v	't°	= 1,5 5180 (±3°С)	(4.19)январская >	жилок v— >	' ’St° = 250 5180 (±500°С • сут).ЗИМНИХ	ЖИЛОК'		f245
абО м0,51,01,52,0Рис. 4.24. Отбор образцов вдоль элементарной годичной жилки в голоценовых
ледяных жилах: а — у оз. Коолень (п-ов Дауркина, Восточная Чукотка), б — на
лайде залива Онемен, близ г. Анадырь: 1 — повторно-жильный лед: а — голо-
ценовой жилы в целом, б — годичной элементарной жилки; 2—3 — отложения,
вмещающие жильные льды: 2 — в верхней части разреза: а — торф, б — песок:
3 — в нижней части разреза: а — супесь, б — гравий и галечник; 4 — отбор
образцов из элементарной жилки и значения 5180Точность значений, вычисляемых по уравнениям (4.19), Д°"
статочна для ориентировочной оценки современных зимних тем¬
пературных характеристик и палеотемпературных реконструк¬
ций позднего плейстоцена и голоцена. Однако иногда может
оказаться существенным то обстоятельство, что некоторое обо¬
гащение тяжелыми изотопами кислорода происходит уже в пер¬
вых порциях льда, замерзающего в морозобойной трещине, тог¬
да как при отборе образцов из крупных сингенетических жил в
пробах оказываются разные части элементарных жилок. При Д0'
стигнутой пока точности определений в 2—3°С в расчетах мо#'
но пренебречь рассмотренным выше возможным обогащений
ледяных жилок тяжелыми изотопами кислорода и дейтерия##### ## #
### #### #
#
#
#
#
#.##### ## J=I* ** ##246
льтате зимней сублимации. Вероятно, этот эффект был су-
Ре ствен для холодных и сухих зим позднего плейстоцена, одна-
у современную эпоху зимняя сублимация достаточно актив-
К° но она не сопровождается значительным фракционировани-
т. е. изотопный состав снега и получающегося из него пара
оЧень близок.Сравнивая между собой изотопный состав современных жи-
0к сформировавшихся в условиях холодных и сухих зим Цен-
тРальНОЙ Якутии и Забайкалья, и жилок, образовавшихся в бо-
лее мягких зимних условиях на Ямале и Чукотке (см. табл. 4.8),
видно, что степень соответствия их с зимними температурными
характеристиками идентична, хотя известно, что зимняя субли¬
мация в Забайкалье или в резко континентальных условиях Яку¬
тии может приводить к существенной возгонке снега — часто на
плакорах остается лишь очень тонкий снежный покров. Таким
образом, можно уверенно говорить о том, что изотопный “тер¬
мометр”, созданный для современных ледяных жилок, будет
адекватно работать и при палеотемпературных реконструкциях
прошлых эпох.4.5. ВЫВОДЫ1.	Зависимость изотопного состава кислорода и водорода в
атмосферных осадках от температуры варьирует в широких пре¬
делах и зависит от степени континентальное™ региона, интен¬
сивности выпадения осадков, географической широты, высоты
над уровнем моря и др. Зависимость значений б180 и 5D от тем¬
пературы в атмосферных осадках более четко выражена для
среднегодовых и среднемесячных значений, но сильно варьиру¬
ет в течение более коротких интервалов времени.2.	Изотопный состав кислорода и водорода в снеге, выпадаю¬
щем в полярных районах, определяется главным образом темпе¬
ратурой. Существует достаточно строгая зависимость между
среднегодовыми значениями б180 и 6D в атмосферных осадках и
сРеднегодовой температурой. По этой причине в полярных ре¬
гионах для 5lsO и 6D характерны более отрицательные значе¬
ния, которые варьируют в зависимости от сезонных изменений
температуры, а также географической широты и абсолютной
высоты.3.	Сезонные вариации значений 5180 в снеге можно исполь¬
зовать для датирования путем идентификации последовательных
Слоев летнего снега. Снег, выпавший летом, характеризуется ме-
Нее отрицательными значениями 5180 по сравнению с зимним
Снегом. При анализе снега из районов с малым количеством
Осадков (Центральная Антарктида) возникают трудности, свя¬
зные с дефляционным переносом снега.247
4.	Поскольку таяние на поверхности ледниковых покров
Гренландии и Антарктиды и инфильтрация воды в толщу lV)ajl°B
или совсем отсутствуют, первоначальное содержание 180 ц J
здесь мало меняется при захоронении атмосферных осадков.5.	Содержание 5|80 в снеге и фирне, отобранном в Гренлан
дии и Антарктиде на высотах ниже 1000 м над уровнем моря
имеет близкие значения. Это объясняется характером рельефа
краевой зоны Антарктиды, где поверхность повышается до 1000 к,
на расстоянии от побережья 40—50 км. Высота 1000 м примерно
соответствует нижнему уровню конденсации, поэтому темпера¬
туры у поверхности ледникового покрова не в полной мере от¬
ражают первоначальные условия формирования атмосферной
влаги. Причиной почти постоянного изотопного состава снега в
береговой зоне может служить также ветровое перераспределе¬
ние снега. В отличие от прибрежных районов все внутриконти-
нентальные станции, лежащие выше 1400 м и далее 100 км от
побережья, показывают обычный изотопный эффект, т.е.
уменьшение значений 5|80 и 6D с увеличением высоты и удале¬
нием от берега моря.6.	Связь между поверхностными температурами и значениями
5lfiO и 5D на Гренландском ледниковом покрове носит простой
линейный характер, что объясняется значительной аккумуляцией
и зимой и летом; сохранением общего характера атмосферной
циркуляции на протяжении всего хода; отсутствием значитель¬
ной термической и механической абляции; простым рельефом
исследуемого района. Соотношение между изотопным составом
осадков и среднегодовой температурой воздуха в различных
районах Гренландии варьирует в сравнительно узком диапазоне:
0,6—0,7%с на ГС для 5180 и 4—5%о для 5D. Антарктида в отли¬
чие от Гренландии окружена относительно теплым океаном и
может получать осадки с различных сторон и из разных воздуш¬
ных масс. Осадков выпадает мало, их ветровой перенос может
существенно нарушать первоначальное распределение изотопов
в отложенном снеге, поэтому зависимость 5180 и 5D от темпера¬
туры имеет более сложный характер. Соотношение между изо¬
топным составом и среднегодовой температурой воздуха в раз¬
личных районах Антарктиды варьирует более заметно: от 0,8 Д°
1,4%с на ГС для 5|80 и от 6 до 11 %о для 8D.7.	Сезонные вариации величин 5|80 и 8D в годичных слоях
постепенно стираются в результате гомогенизации изотопного
состава кислорода, происходящей при таянии и повторном за¬
мерзании воды, просачивающейся через снег и фирн, при вер'
тикальном движении захваченного воздуха в поровом простраН'
стве и при утоньшении сезонных слоев льда в результате плаС'248
цеСких деформаций. Однако абсолютные значения 5|80 отра-I	ТИют общие климатические условия. Поэтому анализ непрерыв-■X кернов льда большой длины из ледниковых щитов Грен¬
ландии и Антарктиды воссоздает климатические условия за дли-
еЛьный период времени.8 Необходимо учитывать и другие параметры, определяющие
„зотопный состав льда: возможность присутствия льда, образо¬
вавшегося не на месте отбора керна, при других температурах и
„ной высоте над уровнем моря; колебания температур, вызванные
изменением высоты выпадения осадков в результате изменения
толшины льда; изменения 5180 и 5D морской воды, обусловлен¬
ное различиями в количествах обогащенной кислородом-16 и
протием воды, накопленной в континентальных ледниковых
щитах; изменения атмосферной циркуляции, которые могут
вызвать изменения 5180 и 5D в водяном паре облаков над мес¬
том отбора керна.9.	Изотопно-кислородные характеристики повторно-жильных
льдов хорошо коррелируют с зимними температурами призем¬
ного слоя воздуха: примерно 1 %о на ГС среднезимней темпера¬
туры воздуха, 0,6—0,7%с на ГС среднеянварской температуры.10.	Процессы криогенного фракционирования формирования
ледяных жилок в морозобойных трещинах пренебрежимо малы,
но могут быть значительны для пластовых ледяных залежей и
текстурных льдов, формирующихся в условиях закрытой про¬
мерзающей системы. Сложный характер изотопного фракцио¬
нирования ограничивает возможность палеотемпературных ре¬
конструкций по данным о содержании тяжелых изотопов кисло¬
рода в текстурных льдах и во внутригрунтовых пластовых ледя¬
ных залежах.
Глава пятаяСТАБИЛЬНЫЕ ИЗОТОПЫ В ИССЛЕДОВАНИЯХ
ГЕНЕЗИСА И УСЛОВИЙ
ФОРМИРОВАНИЯ НАЗЕМНЫХ ЛЬДОВ5.1. ИСТОРИЯ ИЗУЧЕНИЯ СТАБИЛЬНЫХ ИЗОТОПОВ В НАЗЕМНЫХЛЬДАХВ 1953 г. В. Дансгор впервые установил высотный эффект из¬
менения концентрации 180 в атмосферных осадках, а в 1956 г
С. Эпстайн обнаружил сезонные вариации тяжёлого кислорода
Тогда же В. Дансгор и С. Эпстайн предложили использовать ва¬
риации концентраций |80 и 2Н в снеге и во льду в качестве ин¬
дикатора палеотемператур времени конденсации осадков и вы¬
падения снега. Первыми объектами исследования стабильных
изотопов в гляциологии были ледники Саскачеван в Скалистых
горах и Маласпина на Аляске, где в 1959 г. выполнена первая
попытка оценки движения льда на основе анализа вариаций тя¬
желого кислорода во льду.В конце 50-х годов американские исследователи из Калифор¬
нийского технологического института провели изотопно-кисло-
родные исследования снежного покрова и айсбергов Гренлан¬
дии, а сотрудники Французского центра ядерных исследований
проанализировали вариации дейтерия в образцах гренландского
снега и льда. В эти же годы начаты исследования содержания
радиоактивных изотопов для определения возраста льда. В 1954 г.
во время Гренландской экспедиции (работавшей под руководст¬
вом Д. Шоландера) В. Дансгором была предпринята попытка вы¬
полнить первое абсолютное радиоуглеродное датирование льда
из айсбергов.Существенное развитие методов изотопных исследований в
гляциологии произошло в период Международного гидрологи¬
ческого десятилетия (1965—1974 гг.). В 1966 г. изотопно-кисло¬
родные исследования проводились на альпийском леднике Кес-
сельвандфернер, а в 1967 г. — на ледниках Канады. Первыми
объектами исследований в Арктике с 1972 г. стали ледниковые
купола на островах Девон и Миен, а через несколько лет — ку¬
пола Агассица и Барнса. В нашей стране изотопные исследования
в 1972 и 1974 гг. проводились на ледниках Кавказа, в 1975 г. "
на ледниках Памира и в 1976 г. — на леднике Обручева и н;|
Полярном Урале. В последние годы исследованы концентрации
дейтерия и кислорода в снежном покрове ледника ГарабашИ в
Приэльбрусье.250
ражный сдвиг в изотопной гляциологии произошел в резуль-
,е развития техники глубокого кернового бурения с начала*	годов, когда в Гренландии работала французская, в Антарк-
е британско-норвежско-шведская экспедиция, а на Аляске
Тмериканцами исследовалось ледниковое поле Джуно. В после-
у|0щие годы были выполнены крупные международные гляцио-
огические проекты, непременно включавшие глубокое бурение
ледников с отбором керна для изотопных определений. В ре¬
зультате было пробурено много скважин и получены образцы
ьда, детально анализировавшиеся на содержание стабильных
изотопов кислорода и водорода.Особое достижение этого периода — бурение специалистами
Лаборатории по исследованию холодных регионов (CRREL)
двух скважин, достигших ледникового ложа: глубиной 1394 м на
ст. Кемп Сенчури в Гренландии (1966 г.) и глубиной 2164 м на
ст. Бэрд в Западной Антарктиде (1968 г.). Впоследствии изотоп¬
ные исследования в Гренландии и Антарктиде расширились.
Особенно интересные данные получены на юге Гренландии, по
ст. Дай-3, где глубина скважины превысила 2000 м. В Антарктиде
детальная изотопная кривая получена на куполе С при глубине
скважины более 800 м.Безусловно, выдающимися достижениями изотопной гляцио¬
логии последних лет можно считать три скважины. Это, в пер¬
вую очередь, бурение российскими исследователями из Ленин¬
градского горного института скважины на ст. Восток, которая к
настоящему времени достигла глубины свыше 3623 м, а возраст
льда на этой глубине превысил 400 тыс. лет. Изотопный состав
льда из этой скважины анализировался в Лаборатории гляцио¬
логии в Гренобле и в Центре слабых радиоактивностей, в Жив-
сюр-Живе под Парижем группами, руководимыми К. Лориусом
и Ж. Жузелем.Важный вклад в изучение древнего льда возрастом до 250 тыс.
лет внесли две скважины на ст. Саммит в Центральной Гренлан¬
дии. Обе они расположены рядом (в 20 км друг от друга) на вер¬
шине ледникового купола, где лёд растекается крайне медленно,
и накопление существующей толщи (более 3000 м) происходило
на близких высотных уровнях. Одну из скважин бурили европей-
цы (проект GRIP) под руководством В. Дансгора и С. Йонсена,
а Другую — американцы (проект GISP), изотопные данные из
этой скважины получены группой под руководством П. Грутеса.
М. Стайвера и П. Маевски.В последние годы группа ученых под руководством Л. Томл¬
ена выполняет изотопные исследования на высокогорных лед¬
никах Китая, Боливии, Перу, а также на Тянь-Шане, где в при-
д°нных частях толщ горных ледников возможно сохранение не
т°лько голоценового, но и позднеплейстоценового льда.251
5.2. ЛЕДНИКОВЫЕ ЩИТЫ5.2.1.	Антарктический ледниковый покров. В начале XX в. пос
ле первых экспедиций Р. Амундсена, Р. Скотта, Э. Шеклтона й
других оказалось возможным представить очертания АнтарктцИ
ды. В первом приближении ее контур округл; его правильность
нарушает лишь Антарктический полуостров, выдвинутый в сто
рону узкого конца Южной Америки (рис. 5.1).Такая простота очертаний позволила уже в 1906 г. относи¬
тельно точно определить площадь материка. Исследования дн.
тарктиды в 30-е годы с самолетов уточнили размеры континен¬
та. Площадь Антарктиды равна 14х106 км2 (больше Австралии и
Европы, но меньше каждого из остальных материков). Средний
поперечник Антарктического ледникового покрова равен 4000 км
наименьший — 2900 км, наибольший — 5500 км.Средняя высота Антарктиды составляет 2040 м, а наибольшая
превышает 4000 м над ур. моря (плато Советское, к юго-востоку
от Полюса относительной недоступности (на 84° ю.ш., 64° в.д.).
Самая высокая точка Антарктиды — хр. Сентинел (5140 м) -
находится в массиве Винсон в Западной Антарктиде.Рис. 5.1. Расположение станций и некоторых наземных маршрутов, на которь1Х
проводились изотопные исследования в Антарктиде.	Лазарев 30 в.д/ •Новолазаревская
Король БодуэнЛ\1СёвЗемля /
Королевы Мод/	/Молодежная!идзухо;алли-Бэ iЭлсуэръ'1латоШельфовый'~леоник\)ФильхнераИ1<^люсНедоступности— Ледораздел
Комсомольска^Пионерская'Земля\МэриБэрдГосток-ВостокIельфовый
ледник\.
PoccaJ
п-7Ш£рт1ка//илкс'
Гупол Лоу^Купол CfМак\Мёрдо \
Базаькотта ]
1 \ Земля
) Земля\ Адели.
ЗикториЬ.. ЛенинградскаяДюмом-Д'Юрвиль400 800 к
_J	I	I252
Поверхность Антарктиды слагает мощный ледниковый покров,
где прорванный нунатаками и горными массивами. Протя-
нность береговой линии — около 30 тыс. км, из них 28 тыс. км*	вставляют собой ледяной обрыв. Выходы скальных пород за¬
дают ничтожную часть поверхности континента (0,3% об-
ней площади), и потому площадь Антарктического ледникового
покрова близка к площади всего материка и составляет около
14*106км2.По геологическому строению континент разделяется на Вос¬
точную и Западную Антарктиду. Первая отличается более ров-
н0й и высокой поверхностью с несколькими слабовыраженны-
ми в рельефе куполами. Поверхность льда, круто поднимаясь от
побережья, в центральных районах становится почти горизон¬
тальной и превышает 3000 м над ур. моря. В Западной Антарк¬
тиде хорошо выражены три ледяных купола: срединный — вы¬
сотой до 2000 м, на Земле Мэри Бэрд — до 2000 м и в южной
части Антарктического полуострова — до 2150 м. Здесь горы
чаше прорывают ледниковый покров и в целом поверхность льда
значительно ниже. Ледниковый покров состоит из различных
структурных единиц: 1) малоподвижного материкового льда со
слабо наклоненной в сторону моря поверхностью и отдельными
куполами; 2) быстро движущихся ледяных потоков (выводных
ледников); 3) находящихся на плаву и обладающих большой
скоростью движения шельфовых ледников.В пределах ледникового щита выделяются обширные купола
с очень пологими склонами. Три наиболее крупных из них
обозначены как купола А, В и С. На значительной части Цент¬
ральной Антарктиды скальное основание находится ниже уровня
моря. Толщина шельфовых ледников колеблется от десятков
метров до 1300 м при средней мощности 400 м. Толщина вывод¬
ных ледников находится в пределах от сотен до тысяч метров.
Средняя толщина всего ледникового покрова приближается к
1800 м; общий объем льда в Антарктиде равен 24,9хЮ6 км3, в нем
заключено около 22,4х106 км3 воды. Поскольку подобные оцен¬
ки пока еще содержат значительные допущения, они варьируют
в пределах 21 — ЗОхЮ6 км3 (объем льда); это составляет пример¬
но 90% всего запаса льда, находящегося на поверхности Земли.Скорость движения льда возрастает от центральных районов к
ПеРиферии. В районе ст. Восток она составляет около 3,7 м/год,
На ст. Бэрд — 12,7 м/год, а на побережье — десятки и сотни
МетРов, причем чем ближе к берегу, тем больше дифференциа¬
ла в движении льда. Последняя особенно ярко проявляется не-
п°сРедственно в береговой зоне и связана с основными структу-
Рами ледникового покрова: малоподвижным материковым льдом,
вводными и шельфовыми ледниками.253
Наименьшая скорость выводных ледников близка к средНе.
скорости движения недифференцированного края. Ею обыч^'
обладают небольшие выводные ледники, длина бассейна кото°
рых составляет десятки километров. Наибольшая скорость опре
делена на леднике Сирасе в районе японской ст. Сёва — 2Юо^
2200 м/год. Средняя скорость движения льда выводных ледн^
ков определяется в 600 м/год, она в 6 раз превышает среднюК)
скорость недифференцированного края.Большая скорость перемещения льда в шельфовых ледниках
объясняется отсутствием сопротивления о ложе, в данном слу¬
чае представляющем собой водную поверхность. Причина же
большой скорости движения выводных ледников, вероятно, свя¬
зана с деформациями льда внутри ледника и условиями движе¬
ния льда по ложу.Отложившийся снег под действием давления нарастающих
над ним новых слоев уплотняется и постепенно превращается в
монолитный лед. На глубине около 100 м его плотность почти
втрое превышает плотность первоначально выпавшего снега, а
толщина годовых прослоев уменьшается в 3,5—4 раза. С течени¬
ем времени этот слой льда погружается в более глубокие слои
ледникового покрова, при этом все больше утончаясь и переме¬
щаясь в сторону океана.Моделирование льда как пластического тела показывает, что
примерно через 400—450 тыс. лет (именно этим возрастом оце¬
нивается керн на забое самой глубокой скважины 5Г на ст. Вос¬
ток) снежинки, слагающие первоначальный слой снега, достиг¬
нут ложа, переместившись за это время на расстояние 1500 км.Среднегодовая температура воздуха в центральной части Ан¬
тарктического ледникового покрова равна —55, —56°С. В зимний
период температура почти постоянно держится ниже —60°С, а ко¬
роткое антарктическое лето в центральной части материка харак¬
теризуется температурами воздуха —30 до —40°С. Такие темпера¬
туры обычны для Арктики в зимний период. Чем ближе к по¬
бережью, тем средняя годовая температура становится выше. В
прибрежных районах она равна —20°С, а на Антарктическом полу¬
острове и отдельных участках побережья — 10°С. Летом здесь тем¬
пература бывает около нуля, а зимой — от —20 до —30°С.Самая низкая температура воздуха на Земле, равная —89,2°С.
была зафиксирована на ст. Восток, расположенной в централь¬
ной части Восточной Антарктиды. Расчеты, основанные на теп¬
ловом балансе, свидетельствуют о том, что температура на ст
Восток может достигать —90,5°С. Но самое холодное место в
Антарктиде — полюс холода планеты, вероятно, находится 13
районе полюса относительной недоступности, где теоретически
абсолютный минимум температуры воздуха может достигать
—92,5°С. При этих температурных условиях даже углекислый г‘и
превращается в твердое вещество — “сухой лед”.254
Данные о средней многолетней температуре воздуха можно
получить по измерениям на нижней границе деятельного слоя
ледникового покрова. Деятельным слоем называют самый верх¬
ний слой снега, фирна или льда, в котором сказываются годовые
колебания температуры воздуха. По мере погружения сначала
исчезают суточные колебания температуры, затем сезонные, а на
границе деятельного слоя и годовые. В антарктическом снежно¬
фирновом покрове колебания температуры затухают на глубине
12—15 м — это и есть толщина деятельного слоя.На побережье и на склоны ледникового щита осадки прино¬
сятся циклонами и выпадают в виде снега. Толшина слоя снега,
образующегося за год в Центральной Антарктиде, составляет
исего 10—20 см, на ледниковом же склоне и вблизи побережья —
'50—200 см. Летнее таяние снега происходит лишь в узкой бе¬
реговой зоне. Однако уже в 10—12 км от берега оно почти неза¬
метно (рис. 5.2); на поверхности, как правило, образуется тон-
Кая радиационная пленка льда (Котляков, 1961). С поверхности
Антарктиды в глубь ледника непрерывно поступает поток холо¬
да. поэтому ниже границы деятельного слоя обнаружено слабое
понижение температуры с глубиной. В скважине на ст. Бэрд,
Например, отмечено понижение температуры льда от —28,2°С у
Ни*ней границы деятельного слоя на глубине 800 м до —28,8°С.Рис. 5.2. Исследование снежного покрова одним из авторов этой книги
П.А. Шумским (на фото справа) в прибрежном районе Антарктиды255
Предполагается, что причиной отрицательного градиента темп
ратуры в верхней толще материкового льда служит движени'
льда, который перемещается из более холодной центрально^
части ледникового покрова. Скорость движения льда такова, ит
он не успевает прогреться в верхней части толщи за время дВи°
жения, попадая в более теплые районы побережья. Поэтому '
скважинах на некоторой глубине отмечаются более холодны1*
слои по сравнению с вышележащими. Еще одна причина — н
некоторой глубине залегает лед, отложившийся ранее в более
холодный период (Котляков, 1994).Далее с глубиной температура льда начинает повышаться, в
скважине на ст. Бэрд у ложа она достигает — 1,6°С, на ст. Восток
—6,0°С, а в придонных слоях в Центральной Антарктике — тем¬
пературы таяния льда (при данном давлении). Причина заклю¬
чается в постоянном геотермическом потоке тепла, который при
таких больших мощностях льда превышает поток холода, идущий
с поверхности.5.2.2.	Гренландский ледниковый покров. Гренландия — самый
большой в мире остров. Его площадь составляет 2186 тыс. км2,
длина 2600 км, поперечник в самом широком месте около
1200 км. Около 83% (1726,4 км2) общей площади Гренландии за¬
нимает Гренландский ледниковый щит (см. рис. 4.17, б).Исследования Гренландского ледникового покрова были на¬
чаты в конце XIX в. А.Э. Норденшельдом, затем продолжены
Ф. Нансеном, Р.Э. Пири, А. де Кервеном, А. Вегенером и др. В
1956 г. была организована Международная гренландская экспе¬
диция, объединившая ученых Дании, Франции, Швейцарии,
Австрии и ФРГ. В настоящее время исследования Гренландско¬
го ледникового щита в основном проводятся силами этих стран,
а также исследователями из США.Гренландский ледниковый щит занимает всю внутреннюю
часть острова. Местами через прорывы в окружающих его горных
хребтах широкие ледяные потоки спускаются в океан или в вер¬
ховья фьордов, достигающих длины 200 км и более и глубин свы¬
ше 1000 м.Поверхность щита полого повышается от берегов в глубь ос¬
трова и имеет (как и в Антарктиде) эллиптическую форму с го¬
ризонтальной длинной осью. На поверхности щита много не¬
больших пологих холмов, гряд, впадин и террас, обусловленных
местными различиями в аккумуляции снега, его дефляцией, аб¬
ляцией, движением льда. В краевых частях на высотах ниже
1800 м поверхность льда расчленена водными потоками, возни¬
кающими при летнем таянии.Средняя высота поверхности льда 2135 м. Наиболее высоким
участок щита имеет форму пологого свода, вытянутого с север3
на юг. Его высшие точки — два купола, разделенные поперечным256
лишением. Южный купол (64° с.ш.) поднимается до 2850 м над11	м0ря, а северный (72° с.ш.) — до 3300 м. Ледораздел прохо¬
дит вдоль 37° з.д. и лежит ближе к восточному краю Гренлан¬
дии только на севере он проходит близ центра острова.1	в прибрежных районах за пределами ледникового шита рас-
олагаются изолированные ледниковые купола и ледники. Круп¬
нейшие из них — купол Суккертоппен площадью 2330 км2 и
высотой 1200—1700 м на юго-западном побережье и ледяной
купол Флейд-Исблинк на северо-востоке Гренландии.В отличие от Антарктиды все высокие горы Гренландии тя¬
нутся вдоль побережья; внутренняя часть страны представляет
собой обширную равнину, местами простирающуюся ниже
уровня моря. Горные цепи, окаймляющие равнину, в восточной
части выше, чем в западной. Средняя высота подледного ложа
составляет 620 м (Чижов, 1976). Самая высокая точка подледно¬
го рельефа — 2821 м (73° с.ш., 29° з.д.), самая низкая — 599 м
(76° с.ш., 60° з.д.). Ниже уровня моря находится около 20% пло¬
щади ложа ледникового щита. Скальный рельеф Гренландии ха¬
рактеризуется большей средней высотой по сравнению с Антарк¬
тидой (соответственно 620 и 410 м) при меньшем разбросе вы¬
сот (от -599 до +3700 м в Гренландии и от -2400 до +5140 м в
Антарктиде).Средняя толщина Гренландского ледникового щита 1790 м.
Максимальной толщины (3416 м) лед достигает в центральной
части щита, что существенно меньше, чем в Антарктиде, —
4350 м.Во внутренних районах Гренландского ледникового щита лед
медленно растекается в направлении наибольшего уклона по¬
верхности со скоростями до нескольких десятков метров в год.
Значительно быстрее движутся выводные ледники, через кото¬
рые происходит основная разгрузка льда. Скорости движения
льда в краевых частях крупных выводных ледников, впадающих
в море, достигают 5—12 км/год (ледники Якобсхавн, Ринка, Ка-
раяк, Упернавик). Несколько медленнее движутся ледники мень¬
ших размеров (1—5 км/год). Такие скорости очень велики в
сравнении с выводными ледниками Антарктиды, перемещаю¬
щимися, как правило, не более чем на 1 км за год, и соизмери¬
мы лишь со скоростью движения самых активных пульсирующих
ледников во время их подвижек. Выводные ледники, оканчиваю¬
щиеся на суше, движутся значительно медленнее.Гренландия, лежащая между 60 и 83° с.ш., служит своеобраз¬
ным барьером, который усложняет арктическую и субарктическую
Циркуляцию воздушных масс. Напомним, что северная точка
‘Ренландии, мыс Моррис Джезуп, расположена всего в 700 км
°т Северного полюса, а южная, мыс Фарвель, — на широте
°сло и Санкт-Петербурга. Для Гренландии характерен значи¬257
тельный климатический градиент в направлении как с севера Ц.
юг, так и между берегом и внутренними частями. В ГренландИи
число дней в году с положительной максимальной температуру
зависит от широты и высоты над уровнем моря: на 76° с.щ. ^
73 дня, на 61° с.ш. — 92 дня на высоте 500 м; на 70° с.щ. ^
85 дней на высоте 500 м и 10 дней на высоте 3000 м (Чижов
1976). В центре Гренландии температуры всегда отрицательны'
от —45°С и ниже зимой до — 10°С летом. Среднегодовое снегона¬
копление по всей поверхности щита, по подсчёту Г. Бадера, рав_
но 36,7 г/см2, а абляция — 7—16 г/см2 в год.Гренландия питается влагой, поступающей с Атлантического
океана. Из-за больших температурных контрастов между холод¬
ным ледником и сравнительно теплым океаном у южной оконеч¬
ности Гренландии формируются циклоны, что приводит к ин¬
тенсивному выпадению здесь атмосферных осадков. Далее к се¬
веру циклоны проходят вдоль восточного и западного побережий
Гренландии, иногда пересекая остров и принося с собой сильные
ветры, резкие изменения температуры и осадки. Охлаждение
воздуха над ледниковым щитом вызывает образование антицик¬
лонов. Эта область повышенного давления поддерживает устой¬
чивую область низкого давления южнее Исландии — исланд¬
ский барический минимум.Представление о среднегодовых температурах воздуха на
щите дает характер распределения температуры фирна на глуби¬
не Юм (близ нижней границы деятельного слоя). Во внутрен¬
них районах она колеблется от —20 до —30°С и поднимается
выше только в его внешних частях. В глубокой скважине, про¬
буренной на ст. Кемп-Сенчури (северо-западная часть Гренлан¬
дии), температура льда на глубине 10 м равна -24,5°С, до глуби¬
ны около 400 м она незначительно понижалась, а затем проис¬
ходило постепенное повышение температуры до — 13°С на ложе
на глубине 1390 м. Такая же температура (— 13°С) была измерена
у ложа скв. Дай-3, пробуренной в 1983 г. в юго-восточной части
Гренландии до глубины 2035 м. Таким образом, Гренландский
ледниковый щит — типичный высокополярный ледник с отри¬
цательной температурой во всей толще льда.Для изучения мощных ледниковых покровов Антарктиды и
Гренландии требовалась организация глубокого бурения. Первые
скважины в Антарктиде немногим глубже 300 м были пробуре¬
ны на станциях Мирный и Бэрд в 1957 г., а уже через 10 лет
глубина антарктических скважин превысила 2 км и они достиг¬
ли скального ложа.Сложности интерпретации данных по кернам ледникового
льда связаны главным образом с нестационарностью ледниковых
масс, вызванной движением льда. Пока информация о скоростях
движения льда в центральных и краевых частях этих огромных
ледниковых покровов недостаточна. Например, в районе ст. БэрД-258
поверхности они редко превышают 12—13 м/год, а на глубине
. 1 5 км снижаются до 10 м/год. В то же время в районе ст. Вос¬
ток различия в скоростях движения льда у поверхности и на глу¬
бине несущественны.Проследим путь снега от центральных к периферийным час-
тяМ мошных ледниковых покровов, который занимает десятки и
сотни тысяч лет. Первоначальный слой снега толщиной около
Ю см погребается новыми порциями снега и через несколько
сотен и даже тысяч лет (на ст. Восток около 4 тыс. лет) оказыва¬
ется на глубине более 100 м. Возросшее давление сближает за¬
метно округлившиеся в результате метаморфизма кристаллы
фирна и молодого льда, в результате чего практически все воз¬
душные поры между кристаллами закрываются. Первоначальный
слой снега к этому моменту составляет уже не более 2—3 см, но
годовая слоистость льда пока еще заметна. На глубинах более 1 км
пузырьки газа перестают быть видимыми, они либо выжимаются
под огромным давлением в межкристаллическое пространство,
либо под воздействием низких температур и давления образуют
газогидраты — отрицательно-температурные кристаллические
соединения газа с водой. При этом важно понимать, что воздух
изо льда не исчезает. При изменении давления, например, после
подъема керна из глубокой скважины на поверхность, пузырьки
газа восстанавливаются, причем иногда так активно, что это
приводит к разрушению ледяного керна. Возраст льда у ложа
Антарктиды в наиболее мощной части ледникового покрова, ве¬
роятно, около 400—450 тыс. лет, и за это время лед перемещается
более чем на 1000—1500 км. Возраст льда у ложа Гренландского
ледникового покрова, вероятно, составляет 200—250 тыс. лет, и
за это время лед перемещается на 400—600 км.5.2.3.	Скважины на ледниковом покрове ГренландииСтанция Кемп Сенчури. Скважина на ст. Кемп Сенчури, про¬
буренная в 1966 г., располагается в северо-западной части Грен¬
ландии (77°1Г с.ш., 6Г07' в.д.) на высоте 1890 м над ур. моря;
средняя температура воздуха здесь —24°С. Температура льда на
глубине 10 м составила —24,5°С, а близ ложа —13°С. Скважина
Удалена от западного побережья острова на 200 км.Общая длина керна 1390 м, его диаметр составляет 12 см.
Скважина прошла всю толщу ледника и более чем на 3 м углуби¬
лась в многолетнемерзлые породы, подстилающие ледник. Вы¬
полнен масс-спектрометрический анализ около 1600 образцов.
Изотопный состав ледяного керна анализировался в институте
Эрстеда (впоследствии Геофизическая лаборатория Университета)
в Копенгагене под руководством В. Дансгора. По материалам это¬
го керна удалось определить (путем исследования вариаций 6|80)
главные климатические изменения за последние 100 тыс. лет.259
Образцы керна доставлялись в лабораторию из Гренландц
на транспортных самолетах в замороженном состоянии. Он^
предварительно упаковывались в пластик и помещались в ще
таллические боксы, которые изолировались с помощью поли
стирола и обкладывались сухим льдом. Быстрая доставка и после,
дующее хранение в холодильной камере предохраняло образцЬ|
от возможного изменения изотопного состава. Для анализов ис-
пользовали существенно модифицированный масс-спектрометр
(см. рис. 1.8), позволивший довести производительность прибо¬
ра до 180 образцов в сутки.Главная проблема, впервые возникшая при исследовании этой
колонки ледяного керна и остающаяся до конца еще не разре¬
шенной, — датирование изотопных данных, поскольку хорошего
метода абсолютного датирования древнего льда всё ещё не суще¬
ствует. Возраст молодой толщи снега и льда можно получить,
подсчитав сезонные вариации концентрации стабильных изото¬
пов, т. е. чередование летних слоев со сравнительно высокими
значениями 5|80 и зимних с более низкими значениями б|80 (или
82Н). К сожалению, внутриледниковые процессы ведут к сглажи¬
ванию изотопных различий в отдельных горизонтах снега и льда,
что вместе с утончением слоев с глубиной затрудняет датирование
толщи. Наиболее благоприятные условия для датирования с ис¬
пользованием сезонных изотопных вариаций имеются в полярных
областях, там где выпадает не слишком мало снега, а течение льда
легко рассчитать. Скважина Кемп Сенчури в полной мере отвеча¬
ла этим требованиям. Приблизительный возраст керна на разных
глубинах получен при расчете с использованием генерализованной
модели течения льда, схематически показанной на рис. 5.3.Рис. 5.3. Принципиальная модель растекания льда в мощном ледниковом покро¬
ве. Частицы льда, отложенные на поверхности, перемещаются по линиям, ко¬
торые выполаживаются по мере приближения к основанию ледника. Ледяная
масса, формирующаяся на ледоразделе, в основном пластически деформируется
(утончается) с глубиной, как показано разлинованными фрагментами. Горизон¬
тально направленные стрелки вдоль вертикального керна (по линии С—С '
приблизительно отражают величины горизонтальной составляющей скорое™260
установлено, что хотя сезонные различия изотопного состава
га и фирна постепенно сглаживаются молекулярной диффу-
сИ а длительные вариации изотопного состава большего разма-
3,1 ^условленные многолетними.изменениями, сохраняются на
*а’оТяжении десятков тысяч лет. Масштаб времени для керна
1/емп Сенчури был рассчитан исходя из неизменной скорости
-кумуляции (35 см/год), постоянной толщины ледникового
а иТа и не изменявшейся во времени модели течения льда.
Ясно, что эти допущения схематизируют реальную ситуацию.для расчета возраста льда на разных глубинах В. Дансгор с
;0авторами (Dansgaard et al., 1969) использовали приближенные
уравнения, включавшие расстояние скважины от ледораздела,
обшую толщину ледникового щита (в данном случае она была
принята 1367 м с учетом поправки на низкую плотность фирна
в верхних слоях, в то время как реальная длина керна 1390 м) и
расстояние до дна скважины, а также данные о балансе массы с
учетом вертикальных скорос¬
тей льда.Результаты расчетов возрас¬
та льда на разных глубинах в
скважине Кемп Сенчури в ин¬
терпретации В.Дансгора, при¬
веденной в первой публикации
материалов изотопных иссле¬
дований керна (Dansgaard et al.,1969), даны на рис. 5.4 (в по¬
следующих его публикациях
эти возрастные привязки не¬
много менялись).На рис. 5.5 показаны ре¬
зультаты измерений 5180 в кер¬
не ст. Кемп Сенчури с точ¬
ностью до 0,2%о в верхних 470 м
(соответствующих возрасту око-
ло 2 тыс. лет). На графике вид¬
но, что значения 5|80 выше
~29%0> приходятся на клима¬
тический оптимум XX в., отме¬
чавшийся в 20—30-х годах. Хо-
л°дный период в XIX в. и так
называемый малый леднико-и°- 5-4. Номограмма, отражающая со¬
отношение глубины и возраста 1390-
етРового керна ст. Кемп Сенчу-
Ри (по Dansgaard et al., 1969)ГОclоmо.СООСО200 —
500 —10001500 —|
2000
2500 —
30004000
5000 Ч10000 —20000500001000000200— 4006008001000- 12001390*гаю>..с261
8180,
-30%о к SMOW
-29 -28Рис. 5.5. Вариации 5lsO и вер*
470 м ледникового керна со ст. Kj1”1
Сенчури, показанные в соотнстстц^"
с рассчитанным возрастом льдавый период в XVII и XVIII Вв
отражены значениями §Uq
ниже -29%о. Во льду, датируе.
мом приблизительно 1150 г
значения б180 становятся явно
выше —29%о и сохраняются на
этом уровне примерно до 550 г
н. э. Это продолжительное по¬
тепление хронологически соот¬
ветствует тому благоприятному
периоду, когда викинги посе¬
лились в Гренландии и Ислан¬
дии. Сравнение изотопной хро¬
нологии с исландскими исто¬
рическими источниками пока¬
зывает, что принятый В. Данс-
гором временной масштаб име¬
ет точность приблизительно
±20 лет.Для определения возраста
керна были использованы так¬
же исследования колебаний
изотопного состава в осадках
окрестных метеостанций. Уста¬
новлено, что амплитуда ежеме¬
сячных колебаний 5|80 в осад¬
ках на ст. Туле составляет око¬
ло 10%о, что соответствует раз¬
личиям в значениях 5180 в зим¬
них и летних слоях верхних го¬
ризонтов фирново-ледниковой
толщи. Вследствие гомогениза¬
ции эта величина уменьшается
до 2%о на глубине нескольких
десятков метров. В снежно¬
фирновой толще происходит диффузия влаги в форме пара, Д°'
полняющая массообмен, вызванный температурным градиентом
в толще. По мере смыкания поровых пространств в фирне сохрЗ'
няется лишь массообмен, вызванный медленной молекулярной
диффузией во льду. Вот почему амплитуда сезонных значении
5|хО в 1,5%о сохраняется на протяжении тысяч лет.ч:осоГОXГС503Q.Ш262
Первичная причина осцилляций 5|80 с периодом около 120 лет
, рис. 5.5), по мнению В. Дансгора, связана с флуктуациями
Флнечной радиации, которые, в свою очередь, вызывают коле-
й ния концентрации |4С в атмосфере. В период активного появ-
ения пятен на Солнце отмечается увеличение коротковолновой
оЛнечной радиации, достигающей Земли. В то же время маг-
1)ИТное поле плазмы, которую в эти периоды интенсивнее ис¬
пускает Солнце, служит причиной низкой продуктивности |4С в
верхних слоях атмосферы в те же теплые периоды, которые
фиксируются высокими значениями б|80. Этот эффект дает
осиИлляции в содержании |4С в растениях той же периодичнос¬
ти что и колебания 5|80 во льду, но обратного знака.За последние 1000 лет В. Дансгор выявил примерно 5 мини¬
мумов в продуктивности радиоуглерода (в 1790, 1600, 1460, 1110
и в 680 гг. н.э.), во всех этих случаях на кривой значений 8|хО в
ледниковом керне Кемп Сенчури отмечены максимумы.На рис. 5.6 показаны колебания 6|80 в ледяном керне за по¬
следние 15 тыс. лет (до глубины 1280 м). Третий сверху минимум,
датируемый 2100—2500 лет назад, отражает холодный период, ко¬
торый стал причиной наступания ледников (зафиксированного
моренами стадии эгессен или ещё называемого эгезен). Заметный
изотопный максимум 4400—7000 лет назад отражает голоценовый
климатический оптимум. Около 10 тыс. лет назад значения 6|80
резко повысились, что фиксировало заключительную стадию
позднего плейстоцена. Нижняя часть изотопной кривой на рис. 5.6
показывает вариации 5|80 за последние 5 тыс. лет позднего плей¬
стоцена. Два положительных изотопных пика датированы времен¬
ными интервалами 11,9—11,1 и 12,5—12,1 тыс. лет назад. Это ко¬
роткие интерстадиалы аллерёд и бёллинг, хорошо известные по
европейским климатическим летописям (аллерёд ранее датирован
временем от 11,8 до 11,0 тыс. лет назад).Этот факт стал первым подтверждением существования обоих
интерстадиалов вне Европы. Он подтвердил также правильность
предложенной В. Дансгором временной шкалы, на которой отра¬
зились глобальные события около 1, 2,5 и 12 тыс. лет назад.Кривая 5|К0 продемонстрировала в течение голоцена 10 ос¬
цилляций, показанных горизонтальными стрелками в верхней
части рис. 5.6. Если принять два максимума 5|80, датируемых
°коло 12 300 и 850 лет назад, как фиксированные точки времен¬
ной шкалы, то период этих осцилляций в среднем составляет
1М0 лет. Эти осцилляции 5|80 могут быть следствием вариаций
солнечной активности, которые обусловили и цикличность в
Продуктивности |4С.На рис. 5.7 показаны вариации 8|80 в керне Кемп Сенчури,
о°лее чем за 110 тыс. лет в сравнении с наиболее известными к263
«=С03соГОXн-0)с;о-0h-гоctогоо.гоосоРис. 5.6. Изотопные климатические вариации во льду керна со ст. Кемп Сенчу¬
ри за последние 15 тыс. лет {по Dansgaard et al., 1969). Каждая точка в верхней
части керна осредняет данные для периода от 25 до 50 лет. Кривая в нижней
части представляет собой непрерывный разрез, где каждой точке соответствуетприблизительно 100 леттому времени палеоклиматическими диаграммами. Наиболее
низкие значения б|80 (до —40%о) обнаружены во льду, отложен¬
ном около 13—17 тыс. лет назад, что отражает самую холодную
часть позднего плейстоцена. Ниже отмечается положительный
изотопный сдвиг, датируемый 17—20 тыс. лет назад. Глубокий и
длительный минимум 21—25 тыс. лет назад, по мнению В. Данс-
гора, согласуется с низким положением уровня моря в ряде райо¬
нов Мирового океана.Два длительных периода с относительно высокими значения¬
ми 5|80 обнаружены около 29—35 и 42—49 тыс. лет назад. Пер¬
вый из них коррелирует с событиями в континентальной шкале
плам пойнт или паудорф (в России — это брянский или каргин-
ский интервал), а второй — с эпизодом порт-талбот. Оба эти*
теплых периода отчетливо выделяются на пыльцевой диаграмме
отложений североамериканских озер (см. рис. 5.7, в), свидетель'
ствующей о сокращении лаврентийского ледникового покрова в
это время.	•264
Рис- 5.7. Климатические вариации последних 100 тыс. лет, изученные различ¬
иями методами: а — вариации 6180 в керне Кемп Сенчури (в интерпретации
В Дансгора с соавторами, Dansgaard et al., 1969); б — кривая средних температур
И|°-тя по пыльцевым данным, датированная по радиоуглероду; в — разрез отло¬
гий бассейна озёр Эри и Онтарио, который показывает динамику лаврен-
Тийского шита, также датированный по радиоуглероду; г — изотопная кривая
Температуры поверхностных вод Карибского моря, датированная по радиоугле-
Р°ДУ и торию. Приведены названия интерстадиалов, выделенных на основе ис¬
следований континентальных отложений Западной Европы265
Другие относительные максимумы значений 5|Х0 зафиксир0
ваны к 59 тыс. лет назад (стадия брёруп) и 63—66 тыс. лет назяп
(стадия амерсфорт). Они соответствуют хорошо известным Ин
терстадиалам на континентальной шкале Западной Европы, g
льду древнее 73 тыс. лет назад значения 5lsO становятся близкими
к современным. В. Дансгор полагал, что эти высокие значения
5lsO отражают сангамонский (эемский, в России он называется
казанцевским или микулинским) интерстадиал, и позднее он вы¬
делил в нем три стадии, коррелируемые с Барбадосом I, II и |||В нижней части керна скважины Кемп Сенчури обнаружен
ряд более древних минимумов. В первых своих публикациях
В. Дансгор не стал рассчитывать возраст этого придонного льда
из-за сложных процессов, протекающих вблизи ледникового
ложа.Согласие всех четырех палеоклиматических кривых на рис. 5.7
вплоть до 70—100 тыс. лет назад весьма примечательно, если
учесть, что их временной масштаб специально не согласовывал¬
ся, хотя кривые на рис. 5.7, б и 5.7, в и показывают некоторое
несогласие с кривой Кемп Сенчури при возрастании возраста.Характер распределения б180 по всему керну скважины Кемп
Сенчури (см. рис. 5.7, а) заставляет предположить сушествова¬
ние 13 000-летних изотопных и палеоклиматических осцилляций
с максимумами значений 5|80 около 6, 19, 32, 45, 59(?), 74(?)
тыс. лет назад. Сходные осцилляции могут быть выделены на
рис. 5.7, г. Этот 13 000-летний период климатических колебаний
может быть связан с земной прецессией. В астрономии так на¬
зывают медленное движение оси вращения Земли по круговому
конусу, ось которого перпендикулярна плоскости земной орби¬
ты. Период прецессии приблизительно равен 26 тыс. лет. Благо¬
даря прецессии расстояние разных точек на поверхности Земли
от Солнца изменяется на разную величину, зависящую от широты
местности, и соответственно меняется приходящая солнечная ра¬
диация. Если расстояние между Солнцем и Землей минимально
в июне, то это обусловливает сравнительно короткое теплое
лето и долгую, длительную и холодную зиму. Наоборот, если
расстояние минимально в декабре, то соответственно мы имеем
относительно длительное прохладное лето и умеренную зиму.Согласно астрономическим расчетам, расстояние между Зем¬
лей и Солнцем было наибольшим приблизительно II, 21, 34. 46
и 71 тыс. лет назад, в соответствии с изменением эксцентриси¬
тета земной орбиты. Эти изменения согласуются с упомянуты*1
выше 1300-летним циклом изменения концентрации 5|80 (ом-
рис. 5.7, а).Временной масштаб при анализе керна из скважины Кемп
Сенчури, как уже сказано, был рассчитан по упрощенной модеЛи
растекания льда. В модели приняты следующие допущения-266
иная поверхность подледникового ложа; современная годоваяР эмуляция составляет 35 см льда и она однородна в областиll	тания; аккумуляция снега и льда, толщина ледникового щитаП его абсолютная высота в области питания были постоянны во
|1 ♦ире меНИ •При расчете временной шкалы В. Дансгор не принимал во
нимание возможность изменения мощности и скорости расте¬
кания ледника. Однако он исходил из того, что все гляциологи¬
ческие параметры взаимосвязаны и изменение одного подразу¬
мевает изменение остальных. Например, увеличение температу¬
рь! и объемов аккумуляции снега неизбежно ведет к снижению
скорости утончения годовых слоев.Первоначально В. Дансгор не пытался преобразовать колеба¬
ния 6'Ю в строгую палеотемпературную кривую. Для этого у
него было несколько причин, главные из которых он сформули¬
ровал следующим образом: 1) более глубокие слои ледника об¬
разовались в позднем плейстоцене в более континентальных ус¬
ловиях, и эти условия отличались от современных; 2) изотопный
состав морской воды, которая была источником осадков, скорее
нсего, изменялся на протяжении длительного периода формиро¬
вания ледяной толщи; 3) точно так же за длительное время из¬
менялось соотношение летних и зимних осадков, условия их
ветрового переноса, а также толщина ледникового щита, кото¬
рый, вероятно, был особенно мощным в позднем плейстоцене.Изменения изотопного состава морской воды, очевидно, иг¬
рают меньшую роль в изменении 5|Х0 льда, чем колебания тем¬
пературы осадков, поскольку изменчивость изотопного состава
морской воды (которая не превышала 1—2%о) была значительно
меньше вариаций коэффициента фракционирования при кон¬
денсации снега.В использованной гляциологической модели предполагалось,
что если мощность ледникового щита в прошлом была больше,
чем сейчас, то значения 5|Х0 в выпадающем снеге в то время
были ниже, из-за вертикального изотопного градиента. Поэтому
более легкий изотопный состав позднеплейстоценового льда в
придонных частях можно объяснить тем, что снег, из которого
°н сформировался, выпадал на больших высотах, которые ха¬
рактерны для поверхности Гренландского ледника в позднем
плейстоцене. При обычном градиенте уменьшения температуры
в атмосфере (0,65°С/100 м) превышение высоты Гренландского
ледникового шита выше современного на 1 км давало пониже¬
ние температуры на 6,5—7°С ниже современной, а при менее
ВеРоятном превышении на 2 км — на 13°С ниже ее современно¬
го значения. В соответствии с этим средние значения б|80 для
снежных осадков на поверхности ледника в этих районах пони¬
жались на 4,5 или 9%о. Интересно, что в настоящее время изо¬267
топная разница между осадками на прибрежных станциях
Гренландии и в центральной части ледникового щита, возвыщ^11
щейся на 2 км, составляет примерно такую же величину,
даже несколько больше.Напротив, в климатический оптимум голоцена (4,5—7,0 тыс
лет назад) значения 5|80 выпадающих атмосферных осадков, ве'
роятно, были выше из-за меньшей высоты ледникового щИТа
Однако надо учесть, что изменение толщины ледникового по¬
крова происходило на фоне похолодания или потепления кли¬
мата. Разделить вклад этих составляющих в изменение величи¬
ны 5|80 достаточно сложно.По отдельным образцам льда из керна Кемп Сенчури
В. Дансгор провел изотопный анализ дейтерия и получил близ¬
кую линейную корреляцию с изотопно-кислородными данными
(5D = 8,05I80+ 12), которая не зависела от времени формирова¬
ния.Изотопная кривая Кемп Сенчури, безусловно, репрезентатив¬
на для Северной Гренландии, но ее общий тренд совпадает и с
климатическими изменениями по другим районам Земли, по
крайней мере, для последних 75 тыс. лет. Детальный анализ ле¬
дяного керна из скважины ясно показал, что материковые ледни¬
ки Антарктиды и Гренландии могут обеспечить непрерывную
климатическую летопись, охватывающую многие сотни тысяч лет.Правда, в ледяном керне были обнаружены краткие разрывы
ледяной летописи, так что полученную изотопную кривую нель¬
зя считать абсолютно непрерывной. Но скважина Кемп Сенчури
принесла детальную изотопную информацию, по крайней мере,
за последние 75 тыс. лет — значительно более детальную, чем из
других ранее известных объектов. Следующей глубокой скважи¬
ной, во многом подтвердившей результаты, полученные по кер¬
ну Кемп Сенчури, была скважина Дай-3.Станция Дай-3. В 1971 — 1982 гг. в рамках американо-датско-
швейцарского проекта (G1SP) была пробурена скважина Дай-3
на юго-востоке Гренландского ледникового щита (65°1Г с.ш.,
43°50' з.д.) на высоте 2490 м над ур. моря в 150 км от восточного
побережья острова. Средняя температура воздуха здесь -20°С.
Скважина достигла глубины 2035 м, отобрано 67 тыс. образцов
льда диаметром 10 см. Самые нижние 22 м представлены за¬
иленным льдом с включениями обломков пород, концентрация
которых увеличивается книзу. На глубине 800—1400 м лед ока¬
зался необычайно хрупким, отбор образцов из него требовал
большой тщательности. В верхней голоценовой части керна об¬
разцы отбирали через 10—20 см, в интервале 1695—1926 м — че'
рез 5 см, ниже — с шагом в 2 см.Скважина Дай-3 не в полной мере отвечает всем требовани¬
ям, предъявляемым к объектам такого рода. Расстояние до блИ'268
. i\uiero ледораздела достаточно велико, около 40 км; следова-*	пьно, глубинный лед изотопически легче, чем должен быть на
Т v же глубинах, будь он отложен здесь же. Неровный рельеф
Т0ддедного ложа затрудняет построение адекватной модели те¬
рния льда, используемой для возрастных привязок.Переход от позднего плейстоцена к голоцену фиксируется
сдвигом в 7%о (рис. 5.8), (аналогичный сдвиг на кривой Кемп
Сенчури, составляет 11 %о) и примерно соответствует аналогич¬
ному изотопному сдвигу в скважине на о. Девон. Возможно такой
малый сдвиг по сравнению с Кемп Сенчури обусловлен резким
снижением поверхности ледникового шита в районе скважины
Дай-3 в конце позднего плейстоцена. Сходство изотопных кривых
дай-3 и о. Девон служит косвенным доказательством существо¬
вания ледникового моста между Гренландией и островами Ка¬
надского Арктического архипелага.Несмотря на расстояние в 1400 км между скважинами Дай-3
и Кемп Сенчури и динамическую нестабильность ледникового
покрова попытаемся сопоставить климатические события в юж¬
ной и северной частях Гренландии в позднем плейстоцене и го¬
лоцене. В толще позднеплейстоценового льда в керне Дай-3 на
высоте 260—50 м от подошвы ледника над ложем скальных по¬
род наблюдаются те же колебания 5|80, что и в керне Кемп
Сенчури на высоте 230—75 м от подошвы ледника; это свиде¬
тельствует о событиях сходной климатической природы.В целом в кернах обеих скважин значения 5180 изменяются
незначительно: в скважине Дай-3 от —31 до —35%о, а в скважи¬
не Кемп Сенчури от —38 до —42%о. Однако ниже отметки 50 м
над ложем в скважине Дай-3 и 75 м над ложем в скважине Кемп
Сенчури изотопные кривые различаются принципиально: в пер¬
вом случае изотопный состав льда практически не меняется, а
во втором продолжает заметно варьировать.Экстремально высокие значения б|80 в заиленном льду из
скважины Дай-3 (от —24 до —25%о на 4%о выше, чем в голоце¬
новом льду), предполагают более теплые условия формирования
льда (возможно, этот лед формировался в период эема, аналог
казанцевского времени, когда поверхность ледникового по¬
крова в Южной Гренландии была ниже). Напротив, изотопный
состав заиленного льда в керне Кемп Сенчури близок к голоце¬
новым значениям (5|80 около —30%о).В голоценовом льду из гренландских скважин хорошо видны
летние пики б|80, которые контролируются по другим парамет¬
ру, таким как концентрация пыли, кислотность (pH) и микро¬
элементы. Именно этими методами керн Дай-3 был дополни¬
тельно датирован вплоть до 3600 лет (рис. 5.9). Ниже становится
тРУДно измерить непрерывные серии годичных циклов б|80 из-
За активно протекающей гомогенизации толщи.269
Возраст льда, тыс. лет270
у. Сезонные вариации 5lfiO во
v на глубинах около 936 м (а) и
м (б) в скважине Дай-3. Указан-
ii на графиках абсолютный возраст
иь получен путем подсчёта летних
,1ЬД|1ИК0В (пи 'Dansgaard el al., 1982)Проанализировав каждый
|0доной слой в скважине по
X—12 образцам на содержание
i»0 (летние и зимние слои в
керне Дай-3 хорошо выделяют¬
ся даже на глубине около 1 км,
сМ рис. 5.9) и, дополнив хро¬
нологические исследования
данными анализа концентра¬
ции химических элементов и
распределения микрочастиц,В. Дансгор с коллегами создали детальную и надежную шкалу го¬
лоиена (с ошибкой определения возраста менее 1%, т. е. с точ¬
ностью ±100 лет, даже для льда, датируемого в 5—10 тыс. лет).
Датирование позднеплейстоценового льда гораздо сложнее. Мож¬
но надеяться на последующее развитие ускорительной масс-
спектрометрии, но пока подобные анализы выполнить невоз¬
можно; отрезок плотного льда из придонной части разреза дли¬
ной 10 м и диаметром 10 см содержит только 0,5 мг углерода в
виде углекислого газа из пузырьков воздуха во льду — это всего
лишь 6 тыс. атомов |4С, тогда как даже для радиоуглеродных из¬
мерений методом AMS требуется 1000 мг углерода.Простые модели течения льда едва ли пригодны для определе¬
ния возраста льда более 10 тыс. лет, т. е. временные шкалы а и б,
показанные на рис. 5.8, могут быть использованы лишь до 12 тыс.
лет назад. Одна из вероятных причин — более низкая аккумуля¬
ция льда в позднем плейстоцене. Это учтено в шкале в на рис. 5.8,
построенной с использованием спектрального анализа Фурье.
Предполагались колебания величины аккумуляции льда с перио¬
дичностью 2500 лет. В результате для времени перехода от чис¬
того к заиленному льду на отметке 17 м над ложем ледника был
определен период 126 тыс. лет назад, что можно считать вполне“с. 5.,у Изотопно-кислородные диаграммы из придонных слоев скважин Дай-3
по данным и Кеми Сенчури (Б) в интерпретации В. Дансгора с соавторами
^ a'isnaard el al., 1982). Горизонтальными стрелками отмечены синхронизируе-
_Ь1с С |ои и обеих изотопных летописях. Временные шкалы а и б получены на
иовании разных моделей растекания льда, шкала в — на основании спект-
И'Ного анализа Фурье по кривой Кемп Сенчури и шкала г — на основании
сравнения с кривыми но глубоководным кернамЛ►548ллетЛ934^азз;.-ЛSjiн ллte-лл2 935— Ллгоfer ЛZлSюЛл*?>л -с? 936’ ^ы ллЛЛ"5 л937-лг ль» л^__Д> л565л<СГ5100-neT*v~v-]1»—ллет938назсуГпС назадII [ I TT1111I I I I I Г1608,01608,2 5
тоX1608,4 ю.Q1608,61608,8-30 -25 -30 -2581вО,%о271
правдоподобным. Это заключение подтверждено и сравнение^
изотопными данными по датированным глубоководным кернам С
данный переход датируется как ранний эем-сангамон. Соотвех'
ствующий вывод дает и шкала г на рис. 5.8, полученная путе'
сравнения с хорошо изотопически изученным глубоководны^
керном по планктонным фораминиферам в Индийском океанеПостроенная шкала не строго линейна; более высокая ско
рость аккумуляции льда предполагается 125—115, 80—60 и 40-^
30 тыс. лет назад. На эти же интервалы времени приходятся бо¬
лее положительные изотопные значения в глубоководном керне
следовательно, можно предполагать и значительное увеличение
объемов континентального льда. Можно сделать вывод, что в
приполярных районах Северной Атлантики между 40 и 60° с.ш
в первую фазу роста ледников температура поверхностных вод
была достаточно высокой.Вслед за скважиной Дай-3 в разных частях Гренландии было
пробурено еще несколько скважин: Крет, Милсент, Ренланд и
других, выдающимся вкладом в изотопную гляциологию было
бурение скважины на ст. Саммит в центре Гренландии.Станция Саммит. В конце 80-х годов были утверждены два
проекта бурения на ледниковом покрове Гренландии: GRIP (по
программе научного фонда Европейского сообщества) и G1SP-2
(по программе Национального научного фонда США). Центр
проекта GRIP (Greenland Ice-Core Project) находился на геофи¬
зическом факультете университета Копенгагена. Работы выпол¬
нялись исследователями 8 европейских стран: Бельгии, Вели¬
кобритании, Германии, Дании, Исландии, Италии, Франции,
Швейцарии.В 1989—1990 гг. на базе Саммит, расположенной в централь¬
ной части Гренландии (72°58' с.ш., 37°64' з.д.), были построены
три куполообразных, заглубленных в ледник здания для специа¬
листов и лаборатории, машин и бурового оборудования, соеди¬
нённые туннелями с гляциологической лабораторией и другими
помещениями, находящимися в теле ледника, ниже его поверх¬
ности. В 1990—1992 гг. скважина была пробурена до скального
основания.Положение скважины на ледоразделе (скважина удалена от
восточного побережья острова на 550 км и находится на высоте
3240 м над ур. моря) практически исключало сколько-нибудь за¬
метное горизонтальное движение льда и отклонение характера
растекания льда от простой модели. Скважина глубиной 3028,8 м
пробурена электромеханическим буром ISTUK, разработаннымН.С. Гундеструпом и С. Йонсеном. Керн отобран практически
полностью. Нижние 6 м представляли собой заиленный лед с гра'
вием и щебнем. Качество скважины было превосходным, иск^Ю'272
ая интервал глубин между 800 и 1300 м, где отмечена зона хруп-
ого, ломкого льда. Температура льда на забое скважины —9°С.К Полученный керн распилен на образцы длиной 0,55 м и от¬
давлен в кернохранилище в Копенгаген, где он хранится при
емпературе —25°С. В. Дансгор с соавторами (Dansgaard et al.,1993)	определили содержание стабильных изотопов кислорода по
50 тыс. образцам и получили непрерывный изотопный профиль
(рис. 5.Ю). Ледяной керн позволил изучить интервал времени бо-
ее 250 тыс. лет. Вплоть до глубины 1800 м удалось проследить
непрерывную серию годовых слоев, охвативших 14,5 тыс. лет.
Ниже временная шкала рассчитывалась с помощью интегрального
уравненияt = Jdz/A.z,	(5.1)огде t — возраст льда, А.? — мощность годового слоя на глубине z.Для расчета возраста льда, как и в случае Кемп Сенчури, ис¬
пользована модель вязкопластичного растекания льда В. Дансго¬
ра и С. Йонсена. Она была модифицирована для придонных
слоев. Основные параметры модели растекания льда для расче¬
тов таковы: годовая аккумуляция 23 г/см2, общая мощность льда
3003,8 м ледяного эквивалента; мощности толщи промежуточ¬
ного сдвига льда h = 1200 м; соотношение между скоростью де¬
формации в кровле и на поверхности заиленного льда (с много¬
численными минеральными включениями и обломками пород)
/ь = 0,15; мощность заиленного льда dh=6 м.Одна из главных посылок, положенных в основу расчета, за¬
ключается в том, что все годичные прослои в толще льда сохра¬
нились в непрерывной последовательности и утончаются вниз в
соответствии с величиной вертикальной деформации, зависящей
от глубины, которая описана вязкопластичной моделью. Это
предположение может не работать на больших глубинах, где
сжатие льда вследствие больших давлений близко к сжатию по¬
род скального ложа, а утончение прослоев приобретает случай¬
ный характер из-за проявления эффекта будинажа — разлинзо-
вания.Крупномасштабные деформации придонных частей ледника,
возникающие из-за неоднородностей скального ложа, вряд ли
существенны в районе ст. Саммит, поскольку подледное ложе в
этом районе имеет слабый уклон (менее 40 м на 1 км), а ледо¬
раздел в позднем плейстоцене, вероятно, находился всего в 5 км
0т ст. Саммит, поэтому перемещение льда было очень незначи¬
тельным. Тем не менее на больших глубинах эффект будинажа
может вызвать мелкомасштабные нарушения, что ведет к неко-
т°Рой потере информации в самом древнем керне.273
8180, %оРис. 5.10. Изотопно-кислородная диаграмма из скважины Саммит по проект)
GRIP в центральной части Гренландии (по Dansgaard et al., 1993): а — верхние
1500 м. где вскрывается голоиеновый лёд; б — нижние 1500 м. где вскрывается
иозднеплейстопеновый лёд: справа даны названия интерстадиалов европейской
континентальной палинологической шкалы. Каждая точка представляет отрезок
в 2.2 м ледникового керна и осредняет десятки образцов274
А„но различимые мутные прослои в керне до глубины 2900 м
.60 тыс. лет назад) — это возможные индикаторы прошлых по-
пхностей ледника. Расположенный ниже 54-метровый участок
"ерна с ярно нарушенной стратиграфией, скорее всего, подвергся
оздействию большого давления, что привело к проявлению эф-1	кта будинажа. Закономерная последовательность слоёв рекон¬
струирована и ниже отметки 2954 м (около 210 тыс. лет назад),0	очевидно, реконструкция возраста льда старше 160 тыс. лет
весьма приблизительна.Непрерывная запись 8lsO в верхних 3000 м керна представлена
на рис. 5.10 двумя разными линейными масштабами. В верхней
половине записи (см. рис. 5.10, а) каждое значение 5|80 осред-
нено за период в несколько лет. Ниже каждый образец характе¬
ризует толшу, накопившуюся примерно за 20 лет. Изотопная за¬
пись демонстрирует стабильность климата в течение последних
Ю тыс. лет, за исключением изотопного минимума 8210±30 лет
назад. Напротив, в нижней половине преобладают значительные
и резкие сдвиги.Справа от кривой значений 5|80 приведены названия интер-
стадиалов, выделенных по палинологическим данным в отложе¬
ниях Западной Европы (Behre, van der Plicht, 1992). Они датиро¬
ваны по радиоуглероду вплоть до 60 тыс. лет назад. Обе шкалы,
как европейская пыльцевая, так и ледниковая шкала Саммит, в
общем хорошо согласуются, хотя В. Дансгор внес в свою шкалу
небольшие коррективы.На рис. 5.11 сопоставлены различные изотопно-кислородные и
палеоклиматические записи, а на рис. 5.11, д показаны колебания
значений 5|хО в ледниковом керне Саммит в линейном времен¬
ном масштабе. На этой диаграмме вертикальная линия соответ¬
ствует среднему значению 5|80 для голоцена (—35%с). Справа
представлено деление позднеплейстоценового цикла в европей¬
ской терминологии.Приведенное здесь сопоставление дополнительно обосновыва¬
ет принятый для скважины на ст. Саммит временной масштаб.
Генерализованная кривая 5|80 по керну скважины Саммит имеет
много общих черт с конфигурацией остальных четырех палеокли-
матических записей на рис. 5.11 (эти общие экстремумы на ри¬
сунке показаны ломаными горизонтальными стрелками). В изо¬
топно-кислородной записи из скважины Саммит содержатся
сигналы, периодичность которых совпадает с длительностью двух
циклов на кривой инсоляции М. Миланковича: с длительностью
41 тыс. лет (определяемого углом наклона эклиптики) и значи¬
тельно более слабый периодический сигнал с длительностью
24—18 тыс. лет (определяемого прецессией, т. е. разницей рас-
Стояния между Землей и Солнцем).275
SPECMAP DSOP-609 Саммит Восток
Л0УЛ	п 1ппголоценпоздняявисла150поздниизаалеранниизаалеРис. 5.11. Выполненное В. Дансгором (Dansgaard et al., 1993) сопоставление изо-
топно-кислородной диаграммы скважины Саммит (д) с изотопными кривыми
по кальцитам Девиле Хоул в Неваде (а), фораминиферовыми изотопными кри¬
выми SPECMAP (б) и V 27-116 (г), кривой цветности по скважине DSOP-609
(в) и кривой распределения 61!tO в скважине ст. Восток в Антарктиде (е)Изотопно-кислородные кривые из ледниковых скважин, как
и кривая по кальцитам Девиле Хоул в Неваде (рис. 5.11, а) и
фораминиферовая кривая по скважине DSOP-609 (рис. 5.11, в),
заставляют предположить, что стадия 5е, фиксирующая оптимум
эема, была более длительной, чем рассчитано по данным изо¬
топного анализа морских осадков, таких, например, как кривая
SPECMAP на рис. 5.11, б.Это выявившееся несогласие может быть объяснено нестабиль¬
ностью климата в ранние фазы эема, которая могла замедлить
таяние ледниковых покровов в Америке и Евразии. О замедлении
подъема уровня моря свидетельствуют и записи изотопного соста¬
ва атмосферного кислорода в керне из скважины со ст. Восток.
Согласно изотопной записи в керне скважины Саммит, этот пе¬
риод длился около 20 тыс. лет — от 133 до 114 тыс. лет назад.100ранняявислаЦ-гольштеин'1	1	-60 -55276
На рис. 5.11, д стадия 5е показана как интергляциал, резко
прорывавшийся несколько раз прохладными периодами. Сход¬
ные эпизоды были выделены в ледяных кернах Кемп Сенчури и
1). Девон. Их можно охарактеризовать как относительно про¬
кладные, длительностью около 2 и 6 тыс. лет. Они подразделяют
И ютопную стадию 5е (классический эем) на три части. Анализ
ушекислого газа по керну из скважины со ст. Восток также
предполагает разделение стадии 5е, однако рис. 5.11, д значи-
Гельно отличается от большинства климатических кривых, по-
проенных по пыльцевым диаграммам (Behre, van der Plicht,
1992) и глубоководным кернам (см., например, рис. 5.11, б), на
которых эем выделяют как теплый и стабильный период.Это может быть связано и с тем, что глобальные климатичес¬
кие изменения резче выражены в высоких широтах. Похолода¬
ние в Западной Европе, соответствуя длительному минимуму
ннутри стадии 5е на рис. 5.11, д, может быть недостаточно глу¬
боким, чтобы внести соответствующие изменения в раститель¬
ный покров умеренных широт и, следовательно, отразиться в
пыльцевой диаграмме. Однако в Северной Атлантике в точках с
мысокой скоростью накопления осадков, например, в керне
V28-56 из Норвежского моря, на стадии 5е также были обнару¬
жены значительные флуктуации. Это выразилось в изменениях
цвета осадков и содержания кальция (см. например, диаграмму
цветности по точке 609 проекта глубоководного бурения —
DSOP-609, представленную на рис. 5.11, в).По изотопной кривой из скважины Саммит с высокой сте¬
пенью уверенности можно сделать вывод, что, за исключением
голоцена, последние 230 тыс. лет в Северной Атлантике отлича¬
лись крайней нестабильностью. Это относится и к вислинскому
(нюрмскому, висконсинскому, зырянскому) похолоданию (мор¬
ские изотопные стадии от 2 до 5д), и к земскому относительному
потеплению (5е), развитие которых отличалось от голоцена, а
[лкже к заальскому похолоданию (6—7д) и гольштейну (7е) (см.
рис. 5.11).Американская скважина по проекту GISP2 (Greenland Ice
Sheet Project) пробурена в 20 км к западу от базы Саммит. В ее
исследовании участвовало более 20 организаций США. Бурение
выполнялось электромеханическим снарядом PICO, разработан¬
ном в Университете Аляски. Буровой снаряд длиной 25,5 м поз¬
воляет отбирать керн длиной 6 м и диаметром 13,7 см. Летом
1991 г. скважина достигла глубины 1500 м, на глубине около
2000 м на следующий год снаряд был прихвачен стенками сква¬
жины, еще два года ушло на бурение скважины-дублера. 1 июля
1993 г., после пяти лет бурения, скважина прошла всю толщу
льда (3054,4 м) и проникла на 1,5 м в подстилающие скальные
породы. Керн обеих скважин был распилен на двухметровые об¬
разцы и направлен в кернохранилище в Буффало.277
18	Q/5 О , 7oo
-36-34-36-3418 О/5 О , %о-40-35-40-35500соISю>.Я10001500Рис. .4.12. Сопоставление, выполненное П. Грутееом с соавторами (Groates et al.,
1993) изотопно-кислородных диаграмм по скважинам GISP-2 (а) и GRIP (б)
А — голоценовая и Б — позднеплейстоценовая части кернаИзотопные определения по керну ст. GISP-2 в основном были
выполнены группой исследователей из Университета Нью-Гемп¬
шира и Центра четвертичных исследований в Сиэтле (рис. 5.12, б).Данные по распределению 5|80 в скважинах GISP-2 и GRIP
(см. рис. 5.12), хорошо соответствовали друг другу до глубины
2750 м (г = 0,95). Для льда у основания ледника корреляция изо¬
топных данных не прослеживается, что вполне естественно из-
за существенных деформаций ледниковой толщи у основания.Сравним изотопные кривые по разным станциям Гренландии
Главным основанием для такого сравнения служит общий источ¬
ник влаги и общая история. Но в изотопных записях ледникоиЫ*
кернов существуют лакуны — они могут появляться в результат
растекания льда, когда целые фрагменты ледниковой толши сме'278
а	б	в	г5180,%оРис. 5.13. Сопоставление, выполненное С. Йонсеном с соавторами (Johnsen et
al-, 1992) изотопно-кислородных диаграмм по скважинам в разных частях Грен-
индии, а — Саммит (центральная часть острова), б — Дай-3 (юго-восточная
часть острова), в — Кемп Сенчури (северо-западная часть острова) и г — Рен-
•'анд (западная прибрежная часть острова). Цифры маркируют одинаковые изо¬
топные стадии позднего плейстоценаЩают в сторону и при вертикальном бурении, естественно, не по¬
падают в керн. Тем не менее совпадение изотопных кривых по
гРенландским скважинам поразительно. Это наглядно продемон-
СтРировано С. Йонсеном и В. Дансгором с коллегами (Johnsen et
aU 1992) на примере четырех станций Гренландии: Кемп-Сенчури
с.ш.). Саммит (72° с.ш.), Дай-3 (56° с.ш.) и Ренланд (71° с.ш.),
^положенных на расстоянии почти 1400 км (рис. 5.13).Интерстад и алы, обнаруженные в позднем плейстоцене, дли-
иись от 500 до 2000 лет, и их нерегулярность подтвердила слож-279
Рис. 5.14. Палеотемпсратурная
струкция по ледниковому керну
выполненная В.Данегором дг,я’риода 8—36 тыс. лет назадРеКон.%н,Ит"с.-15 -10 -5
Отклонение от современных
значений, “Сность системы Североатлантической океанической ииркуляци
(Johnsen et а!., 1992). Во всех ^
тырех колонках для периода 40^
22 тыс. лет назад отмечено окок,
1.0 минимумов и максимумов с
различиями значений 5lfiO
трех внутригренландских станции
(Кемп Сенчури, Дай-3 и Саммит!
4—5%о, а для ст. Ренланд, находя¬
щейся на побережье Гренландии
в непосредственной близости от
океана, — около 3%о. Во время
интерстадиалов, возможно, меня¬
лись интенсивность и направле¬
ние Североатлантического тече¬
ния, связанные с изменениями
покрова морского льда.В последнее тысячелетие хорошо задокументированное потеп¬
ление в средних веках в Европе постепенно сменилось малым
ледниковым периодом, когда Исландия окружалась морским
льдом, а последующее потепление было быстрым и знаменовалось
резким подъемом температуры, таким, например, как потепле¬
ние 1920-х годов. Эта температурная осцилляция имела меньшую
амплитуду, чем ее позднеплейстоценовые предшественники, но
такую же последовательность событий — постепенное похолода¬
ние, сменяющееся резким потеплением (в иностранной литерату¬
ре такие изменения называют событиями Хайнриха).Интерпретация данных из скважины ст. Саммит, выполненнаяВ.Данегором (рис. 5.14), указывает на колебания температур15
позднем плейстоцене в пределах 7°С. По данным керна GISP-2
(Grootes et al., 1993), амплитуда колебаний температур за послед¬
ние 250 тыс. лет составила около 15°С (рис. 5.15), но в пределах
голоцена температурные осцилляции не превышали 2—3°С, а в
позднем плейстоцене они могли превышать 9—10°С.5.2.4. Скважины на ледниковом покрове Антарктиды. ПониЖе'ние уровня Мирового океана в позднем плейстоцене, достигай'
шее в отдельных районах 100—120 м, возможно, способствовав0
продвижению Антарктического ледникового покрова до ново'1
береговой линии, местами совпадающей с границей материков0280
-10	-5	0	5Отклонение температуры, °С5 /5. Палеотемпературная реконструкция по ледниковому керну Саммит
*По скв. GISP-2). выполненная П. Грутесом с соавторами (Grootes el al., 1993)
для периода 10—220 тыс. лет назад281
го шельфа. В Восточной Антарктиде береговая линия (границ,
края ледника) могла отстоять от современной береговой л и н и'
почти на 100 км, в Западной Антарктиде она, вероятно, находиИ
лась еще дальше. Подобному разрастанию Антарктического лед
ника должно было соответствовать увеличение толщины ледни
кового покрова в Центральной Антарктиде примерно на 100 мХотя в настоящее время отсутствуют определенные и одн0
значные сведения о посадке на грунт шельфового ледника Росса
в эпохи его распространения в море Росса в позднем плейстоце.
не, можно предположить повышение толщины льда и соответ¬
ственно повышение поверхности ледника, например, в районе
ст. Бэрд, на несколько сотен метров и, возможно, некоторые из¬
менения в направлении растекания льда. Правда, соответствие
формы рассчитанной изохронной поверхности 30-тысичелетнего
возраста и слоев внутреннего отражения на той же глубине кос¬
венно свидетельствует о близости положения линий тока льда в
районе ст. Бэрд в позднем плейстоцене и в настоящее время.Важные выводы к настоящему времени получены в результа¬
те глубокого бурения на российской ст. Восток. Активные изо¬
топные исследования на ряде Антарктических станций и в лед¬
никовых скважинах ведутся французскими, японскими, англий¬
скими, итальянскими, австралийскими и другими специалиста¬
ми. В частности, ценная изотопная информация получена по
скважинам на куполе С, на ст. Мидзухо, на Земле Адели, на
ледниках Росса, Эймери, Новолазаревском и др. Но первой де¬
тальной скважиной, прошедшей более 2 км в толще ледниково¬
го покрова Антарктиды, была скважина на ст. Бэрд.Станция Бэрд. С. Эпстайном с коллегами (Epstein et al., 1970)
были выполнены изотопно-кислородные и дейтериевые опреде¬
ления по образцам льда из 2164-метровой скважины в районе
ст. Бэрд (80° ю.ш., 119° з.д., 1530 м над ур. моря). Эти результаты
показаны на рис. 5.16.Изменчивость высоты и размеров Западноантарктического
ледникового покрова приводит к сложному гляциологическому
режиму, и это усложняет датирование и интерпретацию изотоп¬
ного профиля льда, полученного здесь до подстилающего ложа.
Соотношение значений 5|80 и 5D в образцах керна со ст. Бэрд
определяются уравнением 6D = 7,9 5I80, коэффициент, в кото¬
ром лишь немного отличается от известного уравнения глобаль¬
ных метеорных вод X. Крейга (см. уравнение 1.6 и рис. 1.4).Скорее всего, только самая верхняя часть льда из скважины
сформировалась в непосредственной близости от ст. Бэрд. ЧеМ
глубже залегает лед, тем более удалено место его первичного
формирования. Судя по современному положению станции и
ледоразделов, лед в скважине на станции Бэрд, залегающий сей¬
час на глубине около 1 км, накопился в условиях, когда поверх*282
8 D,«о
-350-300 -2506180,%o-40 -35 -30S180, %o
-45 -40 -3510203040Puc. 5.16. Изотопные диаграммы по скважине Бэрд (по Epstein et а!.. 197(1): а —
дейтсриевый (6D) и б — изотопно-кислородный (8l!iO) профили; » — профиль
5lfiO для глубин ниже 1000 м в линейном временном масштабеность ледника была либо на 300 м выше, либо на 2—3°С холод¬
нее, чем современные условия района ст. Бэрд.Постепенное уменьшение значений 51хО и 5D с глубиной в
интервале 100—1050 м, по-видимому, отражает влияние перете¬
кания льда из более холодных районов. Однако еще большее и
°чень резкое уменьшение значений 6lxO и 5D в интервале глу¬
бин 1050—1400 м не может быть объяснено чем-либо другим,
кРоме климатического изменения. Вероятно, только в неболь¬
шой степени причиной более легкого изотопного состава может
Ь1Ть увеличение абсолютной высоты ледника (при котором снег
Выпадал на больших абсолютных высотах), связанное с увеличе-
Нием толщины льда в прошлом. Трудно предположить внезап¬283
ный приток сюда льда из более холодного района, например
Полярного плато. Низкие значения 5IS0 (ниже —40%о, при CQC
временных значениях около —32%с) и 5D (б2Н почти —350^
при современных значениях лишь немногим ниже —250%о\ ’
нижней части ледяного керна свидетельствуют также о том, цТо
придонный лед никак не может быть замерзшей морской вод0^
(дно ледникового щита расположено на 600 м ниже уровня моря
(подобные предположения до проведения изотопных исследова.
ний высказывались).По мнению С. Эпстайна, керн со ст. Бэрд характеризует весь
поздний плейстоцен и голоцен. Большие изменения в значени¬
ях 6|80 и 8D у дна между 2160 и 2080 м и эквивалентные, но
противоположные сдвиги между 1400 и 1050 м отражают начало
и конец холодного позднего плейстоцена. Для расчета возраста
этого керна использовались разные методы: прямые гляциоло¬
гические, изотопных корреляций (т. е. сопоставления с кривой
Кемп Сенчури), исследования концентраций микрочастиц, изу¬
чение распределения газов и др.11ри исследованиях суммарного газового содержания во льду из
скважины со ст. Бэрд были обнаружены лишь незначительные
систематические колебания, и только на глубинах 900—1500 м
отмечены несколько пониженные значения содержания газов.
Эти глубины, очевидно, соответствуют кульминации и оконча¬
нию похолодания в позднем плейстоцене. Как показывают ре¬
зультаты газовых измерений, лед с глубин 100—900 м образован
из снега, выпавшего на 150 м выше уровня устья скважины. По
приблизительным оценкам, в период времени, к которому отно¬
сится весь полученный керн, толщина ледникового покрова
могла изменяться здесь на 300—500 м без существенных измене¬
ний в потоке льда, приходящего с ледораздела, который нахо¬
дится на 300 м выше и на 150 км дальше ст. Бэрд.Анализ сезонной слоистости, использованный для определе¬
ния возраста льда Кемп Сенчури, здесь применить не удалось,
хотя разрывов в толще почти не было, а годичные прослои льда
утончаются гораздо медленнее, чем требуется для установления
градиента, способствующего проявлению эффекта диффузии
Однако величина годичного слоя отложенного снега изменяется
от 8 до 70 см, весьма сложен из-за придонного таяния режим
перемещения льда, неоднозначны и эпюры горизонтального
распределения скоростей течения льда. Все это вносит в опреДе'
ление возраста льда большую долю неопределенности. Тем не
менее некоторые палеоклиматические тенденции, установлен¬
ные по осцилляциям кривой б180 из скважины на ст. Бэрд, кор'
релируют с климатическими событиями Северного полушарий
выявленными по изотопным исследованиям в керне ст. КеМп
Сенчури.284
для датирования керна использованы также изменения раз-
noi3 кристаллов льда, которые росли с глубиной: на глубине
1700 м они в ^ Раза больше, чем у поверхности. Интересно, что
'1(НТ8рвале глубин от 1200—1800 м неожиданно появлялись про-
в йки мелкозернистого льда с хаотической текстурой. В придон-
сноМ слое размеры кристаллов увеличиваются почти в 10 раз по
оаВнению с верхними слоями, что, вероятнее всего, связано с
кристаллизацией под действием относительно высоких темпе-
пчтУР У ложа- После достижения скважиной на ст. Бэрд ложа
^дника в нее стала поступать вода, которая поднялась до от-
меТки 60 м от дна, что свидетельствует о температурах льда у за¬
боя скважины около — 1,6°С, хотя на поверхности она составля-
qa -28°С. Указанная температура у забоя скважины, учитывая
огромное давление льда, способствует его плавлению, — ведь с
повышением давления на каждые 1000 м толщины льда точка
плавления льда понижается 0,69°С.Еше одним способом определения возраста льда служит иссле¬
дование распределения микрочастиц в толще ледника. Л. Томп¬
сон изучил распределение аэрозолей в керне из скважин со
ст. Бэрд и Кемп Сенчури и установил, что их накопление в по¬
лярных ледниковых покровах носит сезонный характер: макси¬
мум летом и минимум зимой. Подобная сезонность присуща и
распределению тяжелых стабильных изотопов кислорода и дей¬
терия в накапливающемся снеге. Однако с глубиной сезонные
минимумы и максимумы в распределении стабильных изотопов
постепенно сглаживаются в результате миграции водяного пара
в порах и из-за многократной перекристаллизации льда. Сезон¬
ные же пики концентраций микрочастиц сохраняются лучше, и
поэтому их анализ — неплохой инструмент для получения до¬
полнительных свидетельств о возрасте льда. Правда, пока выводыо	возрасте льда по гляциологическим моделям и по подсчету се¬
зонных слоев на основе анализа микрочастиц в кернах со станций
Бэрд и Кемп Сенчури для нижних 100—300 м существенно раз¬
личаются. Так, расчетный возраст придонного льда в керне со
станции Кемп Сенчури и Бэрд составил около 120 и 84 тыс. лет,
а по расчетам Л. Томпсона — соответственно 12 и 30 тыс. лет.Возможно, столь значительные расхождения — результат
контакта ледника с его основанием, приводящего к нарушению
слоистости. Так, в образцах из нижней 200-метровой части кер-
На скважины ст. Кемп Сенчури обнаружены следы меди, олова
и Молибдена, источником которых, вероятнее всего, служит ка¬
зенное ложе ледника, подвергающееся экзарации. Контрастность
^отопной кривой у основания скважины на ст. Бэрд может
Ь|ть следствием механизма движения льда, предложенного
•Хьюзом, который связал его с конвекцией, приводящей к285
“перемешиванию” льда, дающему резкие скачки в содержа^
стабильных изотопов в отдельных фрагментах придонного ледяИ
ного керна.Для расчетов возраста льда по ст. Бэрд С. Эпстайн с коллегам
(1970) использовали значение постоянной аккумуляции снег-
31,5 г/см2 в год, полученное по реечным изменениям за 8 лет
Если основываться на их данных, то последняя холодная фаза
позднего плейстоцена кульминировала в Антарктике 17 тыс. лет
назад и закончилась 11 тыс. лет назад. Более ранние кульмина¬
ции холодных фаз датируются около 25, 31, 39 тыс. лет назад
для менее холодных и около 27, 34, 46 тыс. лет назад для более
холодных. Относительно менее холодные фазы длились дольше
(см. рис. 5.16) любой флуктуации в голоцене и, возможно, име¬
ли большую амплитуду.Время холодной фазы позднего плейстоцена 17—11 тыс. лет
назад прекрасно совпадает с данными континентальных разре¬
зов Северной Америки. Подобная синхронность событий в Ан¬
тарктике и Северном полушарии — один из самых важных
результатов изотопных исследований по скважине Бэрд. Смена
теплых и холодных фаз, записанных в изотопной кривой ниже
1400 м, с некоторой осторожностью может быть скоррелирована
с другими стадиалами и интерстадиалами позднего плейстоцена
в Северном полушарии.Верхние 1000 м льда из скважины на ст. Бэрд сформирова¬
лись в более теплых условиях голоцена. Высокие значения 5|80
на глубине около 700 м (6,5 тыс. лет назад), очевидно, отражают
раннюю фазу оптимума голоцена, хотя в целом Антарктический
ледниковый щит был малочувствителен к потеплению, произо¬
шедшему 7—4 тыс. лет назад, которое значительно более ярко
проявилось в Северном полушарии.Если допустить, что керн со ст. Бэрд охватывает весь поздний
плейстоцен и голоцен, то на основе полученных изотопных кри¬
вых (см. рис. 5.16) следует признать, что позднеплейстоценовый
климат в Антарктике был всегда холоднее голоценового.Особенный интерес представляют изотопные свидетельства
существования теплых условий по данным из нижней части
керна (см. рис. 5.16, в). С учетом того, что этот лед, по-видимо¬
му, формировался в более высоких и поэтому более холодных
местах, надо признать, что значения 5|80 для этой эпохи на са¬
мом деле на 3—4%о изотопически более “лёгкие”, чем показан¬
ные на рис. 5.16, в. Значения б|80 в керне старше 75 тыс. лет
назад, вероятно, представляют условия межледниковья, а значит,
холодная эпоха позднего плейстоцена началась здесь 75 тыс. лет
назад, что соответствует кривой Ч. Эмилиани, основанной на
кислородно-изотопном анализе ископаемых пелагиальных фор*1'
минифер в Карибском море. Таким образом, получен надежный286
Г казатель синхронности климатических вариаций Северного и
fLHor° полушарий.| Если предположить, что такие переменные, как толщина
а изотопный состав морской воды, метеорологические усло-
1Ь и история воздушных масс в районе ст. Бэрд не изменялись
В1дцкально и кривые, связывающие 6|80 и 5D с температурой
Рденсании надежны, то разность температур между поздним
к1еистоиеном и голоценом составляла 7—8°С. Это намного
Дольше, чем разница (2—3°) между менее холодными и более
плодными интерстадиалами в позднем плейстоцене.Главные выводы из изотопных исследований керна со ст. Бэрд
можно суммировать следующим образом: 1) холодная эпоха
позднего плейстоцена в Антарктике проявилась в период от 75 до
ц тыс. лет назад; 2) основные климатические изменения в Се¬
верном полушарии и в Антарктике за последние 75 тыс. лет
протекали синхронно; 3) поздний плейстоцен в Антарктике был
значительно холоднее голоцена, возможно, на 7—8°С; 4) теплые
интервалы приблизительно 25, 31, 39 тыс. лет назад были слиш¬
ком холодными, чтобы называться межледниковьями, их струк¬
тура подобна таким же интерстадиалам, выделенным в Север¬
ном полушарии; 5) колебания температур в интерстадиалах
были гораздо меньше разницы в температуре между поздним
плейстоценом и голоценом; 6) температуры последнего межлед-
никовья 75 тыс. лет назад были выше современных.В дальнейшем для керна со ст. Бэрд были предложены иные
временные шкалы, предполагающие разные условия растекания
льда, значительно отличающиеся от равновесных условий. Одна
из таких шкал была рассчитана по модели растекания льда с
учетом понижения на '/з аккумуляции в позднем плейстоцене.
По этой шкале кульминация похолодания (до 5,3%с по данным
распределения 5lsO) приходится на 22—24 тыс. лет назад. Хотя
это и согласуется, как будет видно в дальнейшем, с данными ст.
Восток, неопределенность, обусловленная изменениями высоты
ледникового покрова, велика; кстати, и характер изотопного
профиля со ст. Бэрд за последние 4 тыс. лет свидетельствует о
понижении высоты поверхности.Станция Восток. Бурение глубоких скважин на ст. Восток, в
Центральной части Восточной Антарктиды (78° ю.ш., 106° в.д.,
j490 м над ур. моря) начато в 70-х годах Советской антарктичес¬
ки экспедицией. Средняя годовая температура воздуха здесь
~5',5°С, за год накапливается всего около 23 мм снега в водном
Зквиваленте. Толщина льда превышает 3,7 км.Гляциологические условия района ст. Восток благоприятнее
я палеоклиматических реконструкций, чем районы, где распо¬
знались ст. Бэрд и Кемп Сенчури. Исходя из общих законов
СТекания льда, возможной изменчивости формы и толщины287
Антарктического ледникового покрова в этом районе, можно v
ключить, что высота поверхности в районе ст. Восток, распоп**
женной вблизи от участка Восточно-антарктического купол°
изменялась на протяжении позднего плейстоцена и голоцена ц'
более чем на 100 м, а глубокие слои в районе ст. Восток могу!
представлять собой лёд, приходящий сюда из окрестностей к?/
пола В, расположенного на 300 м выше.Подлёдный рельеф в районе станции относительно ровный
поверхность ледника имеет незначительный наклон и в первой
приближении может считаться параллельной ложу. Поверхност
ная скорость движения льда в районе ст. Восток по астрономи¬
ческим данным составляет около 3 м/год и близка к расчётной
полученной из стационарной модели растекания льда.На станции Восток к настоящему времени пробурено пять
скважин (бурение выполнялось термическим буром ТБЭС-132 и
электромеханическим буром КЭМС-112, разработанными
Санкт-Петербурге), в каждой из них выполнены детальные гля¬
циологические и изотопные исследования.Температурный профиль ледникового покрова в районе ст.
Восток отличен от аналогичных профилей в районе ст. Бэрд и
Кемп Сенчури. Температура в скважине на ст. Восток плавно по¬
вышается от —56,6°С на глубине 75 м до —48,8°С на глубине 900 м.
Температурный градиент в этой части профиля положителен и
линейно возрастает от 0,65°С/100 м на глубине 100 м до 0,98°С/
100 м на глубине 850 м (на станциях Бэрд и Кемп Сенчури на
глубине нескольких сотен метров наблюдается отрицательный
градиент). На более глубоких уровнях температура имеет следую¬
щие значения: на глубине 1,8 км —39,4°С, 2,0 км —35,6°С, 2,5 км
—28,0°С, 3,0 км —18, ГС, 3,6 км —6,04°С, т. е. температурный гра¬
диент в нижней части скважины возрастает от 1,4 до 2°С на 100 м.Размер кристаллов льда в скважине на ст. Восток постепенно
увеличивается с глубиной, но медленнее, чем в скважинах на
станциях Бэрд и Кемп Сенчури. На глубине от 300 до 400 м, как
раз там, где обнаруживается сдвиг изотопно-кислородного и
дейтериевого профилей, находится область резкого уменьшения
размеров кристаллов с глубиной. Подобный характер изменения
структуры льда может свидетельствовать, что верхняя 300-метро¬
вая толща сформировалась в условиях, близких к современным, <*
лёд, лежащий ниже 400 м, образовался в более холодное время.При вычислении возраста льда со ст. Восток первоначально
была (Барков и др., 1976) использована модель растекания льда
Дж. Ная с неоднородной скоростью деформации, предполагав¬
шая неизменность во времени параметров, влияющих на дина;
мику льда (толщины ледникового покрова, средней годов011
скорости аккумуляции и скорости течения льда). При расчета4
принята скорость аккумуляции 2,4 см льда в год и введена п°
правка на вертикальную скорость деформации.288
Малая скорость накопления осадков на ст. Восток затрудняет
сведение строгого анализа изменения аккумуляции в про-
"Р на основе непрерывной сезонной стратификации кернао	летним изотопным максимумам и зимним минимумам). По-
обная методика корректна лишь при скорости аккумуляции
?олее 20 см льда в год, когда молекулярная диффузия не стирает
се сезонные изотопные колебания во льду.Уже в результате первых изотопно-кислородных исследований
, иС 5.17) стало ясно, что в районе ст. Восток залегает древний
1ёд. С учетом поправок на динамику ледникового покрова в
прошлом был сделан вывод, что значения 5180 в леднике достигло
современной величины около 10 тыс. лет назад (с ошибкой, не
превышающей ±2000 лет). Потепление климата на границе плей¬
стоцена и голоцена началось 14 тыс. лет назад и стабилизирова¬
ть около 9 тыс. лет назад (Kotlyakov et al., 1985).Несмотря на низкие температуры в позднем плейстоцене,
эмпирическая связь значений 5|80 и температуры на поверхно¬
сти ледникового покрова вряд ли сильно отличалась от совре¬
менной. Поэтому, ориентируясь на современное соотношение
A5iS0/At = 0,9%о на ГС, можно заключить, что температура воз¬
духа в районе ст. Восток при переходе от плейстоцена к голоце¬
ну увеличивалась не более чем на 6°С.По этим изотопным данным кульминация похолодания позд¬
него плейстоцена, достигавшего примерно 6—8°С, приходится
на период 15—29 тыс. лет назад. Период от 29 до 52 тыс. лет на¬
зад характеризовался на общем холодном фоне относительно
стабильной температурой, которая была на 4—5°С ниже совре¬
менной. В период 52—63 тыс. лет назад температура была ещё
ниже примерно на ГС.Новые результаты изотопных определений были получены по
керну скважины ЗГ, которая первая прошла полностью поздне¬
плейстоценовый ледниково-межледниковый цикл. Бурение этой
скважины началось в 1980 г. и к 1982 г. пробурили 2083 м. В
1985 г. эта скважина достигла нижней точки 2202 м (Jouzel et al.,
1987, 1990). Бурение скв. 4Г началось в 1984 г., в 1990 г. она до¬
стигла самой глубокой отметки — 2254 м. Бурение скв. 5Г нача¬
то в конце 80-х годов, ее отметка на ноябрь 1993 г. составляла
2746 м (рис. 5.18), а в январе 1998 г. — 3623 м. В настоящее вре-
Мя бурение приостановлено, так как в этом месте подо льдом
находится огромное озеро (длиной около 230 км, шириной 50 км
и глубиной до 670 м), к изучению которого следует обстоятель-
н° подготовиться.Климатическая летопись, восстановленная посредством изме¬
рения содержания дейтерия во льду скв. 5Г, охватила толщу льда
8 3,5 км — около 420 тыс. лет. Значения 5D ниже 1920 м изме¬
рялись в ледяном керне непрерывно с шагом 1 м, а в интервале289
О/8 О, /оо
-61 -59 -57 -55 -534,28,513О)о-ОГСС1-О28 ^
н
о
го
о.осо4359Рис. 5.17. Изотопно-кислородный профиль из первой скважины на ст. Восток
до глубины 900 м (по Котлякову, Гордиенко, 1982), сглаженный по 10-метронЫ'1
(I) и 50-метровым (2) интервалам. Вертикальные линии демонстрируют ерй*
ние значения 5lsO в позднеплейстоценовом (3) и голоценовом (4) льду- ‘|а
клонный пунктир (5) показывает поправку, вводимую на растекание льда290
198019841990 1990 19905001000I	1500ЗГ0110 мм4Г 0132 мм
.0125 ммJУ7777\У7777\ А279 м (02.85)
4Г1178 м (02.90)У777Л
751 м (86)_ EZZZ2000 -VZZZZI0 86 мм
'1670 м (12.81)ЗГ10 85 мм2083 м
(05.82)У777Л
2202 м
(10.85)2500 -138 м
(02.90)4Г20	115 мм0 105 мм
2500 м
(12.91)EZ22
2546 м (02.90)5Г5Г12а2600 м (06.93)Ли1. 5. IS. Серия глубоких скважин, пробуренных в 19X0—1990-х годах на ст.
Восток. Вверху указан год начала бурения, внизу — глубина скважины (в скоб¬
ках месяц и год завершения бурения). Приведён также диаметр скважинмежду 2100 и 2414 м с еще более детальным отбором. Каждый
Из исследованных образцов охватывает примерно 100—150 лет.Рис. 5.19 показывает замечательное соответствие двух изотоп-
ных профилей, полученных по кернам из скв. ЗГ и 4Г.Важнейшая задача заключается в установлении возраста всей
Эт°й огромной толщи льда. Условно можно говорить о двух
п°Дходах. Гляциологический подход комбинирует модель расте-
Кания льда с моделью аккумуляции и обеспечивает независимое
'1атирование. Второй подход состоит в корреляции общих кли-291
Глубина, мРис. 5.19. Распределение по глубине концентраций дейтерия в скважинах 4Г
(а) — верхняя кривая (её шкала для 5D — слева) и ЗГ (б) — нижняя кри¬
вая (её шкала для 5D — справа). По скв. ЗГ показаны осреднённые данные(по Jouzel et a I., 1994)матических и стратиграфических индикаторов ледяной летописи
с другими кернами, а также с иными материалами, например, с
морскими фораминиферовыми колонками. Стратегия, которой
следовали при изучении керна ст. Восток российские и фран¬
цузские исследователи (Lorius et al., 1985; Jouzel et al., 1987,
1994), заключалась в том, чтобы сочетать гляциологическое да¬
тирование и корреляцию с различными объектами из сопре¬
дельных регионов (например, с глубоководными колонками из
южной части Индийского океана).При датировании придонных частей керна ст. Восток Ж. Жу¬
зель с соавторами (Jouzel et al., 1994) использовали для привяз¬
ки изотопной диаграммы базовые временные уровни, которые
ограничивают временной масштаб и не делают изотопную за¬
пись керна ст. Восток полностью независимой от других палео¬
записей. Такой подход потребовал учета изменения аккумуля¬
ции в месте формирования льда и уменьшения толщины слоев
льда с глубиной с помощью двухмерной гляциологической мо¬
дели. Изменения аккумуляции рассчитывали непосредственно
по температурной записи, которая сама выводится из изотопно¬
го профиля. Неопределенность в учете скорости аккумуляции
преобладает над другими неопределенностями при расчете вре-
менного масштаба, но ранее было продемонстрировано (Lorius
et al., 1985), что даже при таких допущениях расчётная точность
определения возраста до 160 тыс. лет назад не ниже, чем Д-пЯ
керна возраста 10—15 тыс. лет назад.292
фдно из основных предположений принятой модели заключа-
сЯ в том, что гипсометрически выше ст. Восток, т. е. в районе,
е сформировался голоценовый и плейстоценовый лед, аккуму-
постоянна. Однако исследования по керну купола В, ко-
'0рЫЙ как раз мог быть одним из источников формирования1	еВнего льда, показали некоторые противоречия в датировании
1Ьда: начало голоцена по керну купола В находится на глубине
'00 м, т. е. на 200 м ниже, чем в керне на ст. Восток (здесь этот
вровень находится примерно на глубине 300 м). Это заставляет
предположить, что скорость аккумуляции на куполе В была в
1б5 раз выше, чем на ст. Восток. Поскольку о пространственных
вариациях современной скорости аккумуляции между ст. Восток
и куполом В ничего неизвестно, принято простое решение о ли¬
нейном соотношении скорости аккумуляции в этом районе и
принятый временной масштаб продлён до 2546 м (Jouzel et al.,1994), полагая, что точность расчета возраста на этом уровне со¬
ставляет около ±20%.Эту точность можно повысить, если привязать изотопную диа¬
грамму хотя бы к одному из ранее датированных возрастных
уровней. С этой целью был выбран уровень в 110 тыс. лет (Jouzel
et al., 1994), так как вплоть до этого уровня нет существенной
разницы между летописью ст. Восток и океанической изотопной
кривой.Вслед за К. Лориусом Ж. Жузель с коллегами (1994) предполо¬
жили, что скорость аккумуляции в прошлом менялась прямо про¬
порционально давлению пара на уровне формирования осадков.
Давление пара легко выводится из значений температуры фор¬
мирования снега (атмосферной температуры), реконструирован¬
ной по кривой 5D льда (рис. 5.20, б). Современная скорость ак¬
кумуляции на ст. Восток принята в 1,98 г/см2 год (на 13% ниже
первоначально использованного значения 2—2,4 г/см2 год). Рас¬
четы Ж. Жузеля с соавторами попадают на нижнюю границу
предполагавшегося К. Лориусом диапазона (один из хороших
0озрастных маркеров в этой хронологии — слои загрязненного
•1ьда в леднике, образовавшиеся в результате извержения вулкана
Тамбора, произошедшего около 170 лет назад). Более поздняя
хронология керна (Jouzel et al., 1994) хорошо согласуется с пер-
в°начальной хронологией (Lorius et al., 1985) вплоть до 110 тыс.
лет назад. Несогласие возраста по этим двум кривым не превы-
Шает 3,5 тыс. лет. С учетом линейного роста скорости аккумуля-
Ции между станцией Восток и купола В и фиксированного воз-
Раста на контрольном уровне 110 тыс. лет нижняя часть керна
Из скв. 4Г (на глубине 2456 м) датируется около 220±20 тыс. лет
н‘1зад (Jouzel et al., 1987).293
50100150200250Возраст, тыс. летРис. 5.20. Вариации: а — летних температур на поверхности Индийского океана,
реконструированные по фораминиферовой скважине RCI1-120; б — среднегодо¬
вых температур воздуха по скважине Восток, по работе Ж. Жузеля с коллегами
(Jouzel et al, 1994), в — температур на поверхности океана, реконструированные
но фораминиферовой скважине VI9-30 — бурение по проекту SPECMAPУточнение возраста льда вплоть до 250 тыс. лет назад сделано
с помощью корреляции с фораминиферовой летописью 6|80 по
скважине V19-30, достигшей морской холодной стадии 8 (см.
рис. 5.20, в). Кривая по скважине V19-30 построена по отноше¬
нию к средним значениям голоцена (которые приняты за 0%о),
она показана во временном масштабе SPECMAP, созданном на
основе орбитальных параметров (Martinson et. al., 1987). Темпе¬
ратурная летопись Востока (по скв. ЗГ и 4Г) полностью пере¬
крывает морскую стадию 6, простирающуюся от 130 до 190 тыс
лет назад, и позднюю часть стадии 7, которая характеризуется
тремя теплыми интерстадиалами, каждый длительностью около7	тыс. лет, в период 200—225 тыс. лет назад.В результате процедуры сглаживания дейтериевой кривой на
рис. 5.20, б, отражающем распределение палеотемператур, полУ'
чен градиент 5D/t°, равный 9%о на ГС (что эквивалентно 1,12%с
на ГС для 51Х0). Эта кривая вплоть до 110 тыс. лет назад схо*а
с полученной ранее Ж. Жузелем с соавторами (Jouzel et al-294
о«7). где последняя ледниковая эпоха характеризуется тремя1	топными минимумами около 20, 60, 110 тыс. лет назад, раз-1,3 еНными хорошо выраженными интерстадиалами. Предпослед-е межледниковье вместо 22 тыс. лет сокращено до 18 тыс. лет
ит j35 до 117 тыс. лет). В этом палеосценарии температура на-
[г,а подниматься на 5 тыс. лет ранее (137 тыс. лет назад), и пик
'оследнего межледниковья пришелся на 130 тыс. лет назад (вмес-
"0 |33 тыс. лет назад).Более поздняя летопись по скважине 4Г показывает длитель¬
ный холодный период со 140 до 200 тыс. лет назад. В Централь¬
ной Антарктиде все это время, скорее всего, было также холод¬
но как и в позднем плейстоцене, т.е. приблизительно на 6°С
колоднее, чем в голоцене, но эти две холодные эпохи имеют не¬
одинаковую структуру. Перед 200 тыс. лет назад температура
была гораздо выше, причем около 215 тыс. лет назад она дости¬
гала хорошо выраженного пика, однако он был холоднее голо¬
ценового оптимума, по крайней мере, на ГС и соответственно
не менее чем на 3°С холоднее, чем пик оптимума последнего
межледниковья.Температурная летопись Востока хорошо согласуется с палео¬
реконструкциями температуры воды в Индийском океане (Pichon
et al., 1992). Например, в записи летних температур поверхности
моря RC11-120 (см. рис. 5.20, а) температурный пик, который
соответствует изотопной стадии 7.1 (около 195 тыс. лет назад),
менее выражен, чем пик стадии 7.3 (около 218 тыс. лет назад).
Стадии 7.1 и 7.3 холоднее, чем голоцен и намного холоднее пос¬
леднего межледниковья. Все эти особенности согласуются с
температурной летописью со ст. Восток (см. рис. 5.20, б). Со¬
поставляя температурный пик с Востока около 215 тыс. лет
назад с пиком около 218 тыс. лет назад на кривой RCI1-120,
можно предположить, что нижняя часть представленного на
рис. 5.20, б керна с Востока соответствует морской стадии 7.4.
Сравнение с изотопной характеристикой по донному керну
КС 11-120 стало хорошим подтверждением и принятого гляцио¬
логического временного масштаба для скважины на ст. Восток.
Однако имеется ряд ограничений в интерпретации профилей
поверхностных температур моря, расположенных к северу от
Антарктического полярного фронта, из районов, находящихся
П°Д сильным влиянием субтропических вод и вод умеренного
пояса (Pichon et al., 1992). Более надежно сопоставление керна
скиажины Восток с изотопными данными по океаническому
КеРну в скважине MD84-551, расположенной на 12° ближе к Ан¬
тарктике (юг полярного фронта).Ж. Жузель с соавторами (Jouzel et al., 1993) продлили хроно-
2°гик> в придонных частях керна скважины Восток, коррелируя
Именные масштабы Восток и SPECMAP (по фораминиферо-295
оноосо3If)Время, тыс. лет назадРис. 5.21. Вариации палеотемператур для периода от 100—150 тыс. лет назад.
Реконструированные палеотемпературы воздуха по ледяному керну ст. Восток
(левая шкала на вертикальной оси): а — по данным Ж. Жузеля и др. (Jouiel ei
al., 1994), б — по данным К. Лориуса (Lorius et al., 1985), в — температуры на
поверхности океана, реконструированные по скважине MD 84-551 (правая
шкала на вертикальной оси), г — температуры на поверхности океана, рекон¬
струированные по скважине V19-30, бурение по проекту SPECMAPной скважине V19-30) с использованием данных по содержанию
пыли и 5lsO воздуха из воздушных пузырьков в ледяном керне.
Согласие между хронологиями SPECMAP и Восток подтвержде¬
но и для предпоследнего межледниковья (рис. 5.21).Рис. 5.21 иллюстрирует возрастную разницу около 10 тыс. лет
между связанными между собой палеогеографическими событи¬
ями: потеплением в районе Востока и изменениями уровня
моря, которые отразились в изменениях 5180 морской воды
Корреляция между этими кривыми указывает на то, что темпе¬
ратура в районе ст. Восток выросла раньше, чем поднялся уро¬
вень моря; такой вывод независимо подтвержден по данным из¬
мерений 8|80 в воздухе из воздушных пузырьков во льду (Sowers
et al., 1991). Это помогает объяснить разницу в 5 тыс. лет между
подъемом температуры на ст. Восток и дегляциацией, записанной
в изотопной летописи морской воды для последних 10 тыс. лет.Бурение на ст. Восток в 80-х и 90-х годах позволило значи¬
тельно продлить ледовую летопись палеоклиматических измене¬
ний. В январе 1998 г. скважина достигла 3623 м, взятый из нее
ледяной керн охватывает четыре климатических цикла и покрЫ'
вает более 400 тыс. лет (Petit et al., 1999). Выяснено сходств0
всех этих климатических циклов (рис. 5.22). Обнаружена строГаЯ296
Концентрация натрия, 1 /1012 5180 атм, A t°C(%°) | | | |—|-6 -4-2 О 2ис- 5.22. Четыре полных изотопных цикла по данным ледяного керна скв. 5Г
На ст. Восток (no Petit et al., 1999). а — кривая распределения микрочастиц
пыли; б — вариации концентрации натрия; в — изменение объема льда, рекон-
стРУированное по изотопному составу коррелятной океанической фораминифе-
PpBoii кривой; г — распределение 5|80 в воздушных пузырьках; д — кривая
^Определения 8D. Арабскими цифрами на кривой объемов льда показаны изо-
°Пные стадии, выделяемые на океанических фораминиферовых диаграммахГ Концентрация
пыли, 1/Ю60,0 0,5 10а 200250400- 2000 5
соXSю><£-2500- 2750- 3000500- 1000-3200390 тыс.
летОбъем льда8 D, %о-480 -460 -440 -420J—г 0110 тыс.-1500297
корреляция между концентрацией парниковых газов и темпера
турой в Антарктиде, а также связь изменений угла наклона on
биты и прецессии с климатическими изменениями. Полученный
кривые также показывают и некоторые различия в последоВа
тельных климатических циклах.Детальный профиль дейтерия (§D||ia) во льду (см. рис. 5.22, ^
подтвердил сходство основных особенностей четвертого и третьего
изотопных циклов с двумя последующими. Между 3320 и 3330 м
отмечено резкое уменьшение от межледниковых к ледниковым
значениям §D1Ma, параллельно с аналогичным переходом от
низких к высоким концентрациям СО, и СН4. В 10 м выше
скачка 5D (т. е. на глубине 3311 м) отмечены три наклонно рас¬
положенных пепловых вулканических прослоя мощностью в не¬
сколько сантиметров. Такие наклонные слои наблюдались в са¬
мых глубоких частях кернов Гренландии GRIP и G1SP, где их
отнесли к нарушениям течения ледника.Очевидно, что климатическая хронология ст. Восток ниже
этих прослоев пепла нарушена. Однако выше этого уровня для
всех изотопных кривых характерна правильная стратиграфичес¬
кая последовательность.Изотопное содержание (8D или 6|хО) снега в Восточной Ан¬
тарктиде линейно связано с температурой на уровне инверсии,
где формируются осадки, и тем самым с температурой поверх¬
ности в точке их выпадения. Разница температур на уровне ин¬
версии (At,) связана с разницей изотопного состава льда (A5D|b.ia)
следующим уравнением:At, = (A5D1Ma — 8Д5 |8Ом)/9,	(5.2)где 5I80S| — это глобально осредненные изменения изотопного
состава морской воды относительно современного уровня, а 9%с
на ГС — это пространственный изотопно-температурный гра¬
диент, полученный по данным изучения дейтерия в Восточной
Антарктиде. Это соотношение использовалось для того, чтобы
рассчитать разницу современной и плейстоценовой температуры
на поверхности. Для расчётов по приведённой выше формуле
(5.2) нужно знать характер изменений изотопного состава морс¬
кой воды во времени. Авторы использовали откорректирован¬
ную океаническую кривую (см. рис. 5.22, г).Для исключения искажений в расчетах At,, вызываемых не¬
точностью хронологической привязки, проводилась корреляция
и уточнялось соответствие экстремумов на изотопных кривы*
керна ст. Восток и в референтной океанической колонке. По¬
правки, вызываемые изменением высоты ледникового щита или
течением льда в районе ст. Восток, не вводились из-за трудн°с'
тей их расчёта; к тому же они невелики (не более ГС).298
Обшая амплитуда ледниково-межледниковых изменений тем-
ературы 8°С на уровне инверсии и около 12°С на ледниковой
поверхности (см- Рис- 5-22, д). Вариации температур, рассчитан-
^ые по содержанию дейтерия, очень похожи для двух последних
периодов оледенений, а третий и четвертый климатические ци’к-I	в летописи ст. Восток имели меньшую длительность, чем два
первых. Те же особенности наблюдаются и в глубоководных
кернах, где третий и четвертый циклы распространяются на че-
тыре периода прецессии орбиты, а два последних — на пять. В
то же время для всех циклов наблюдается пилообразная после¬
довательность теплых интергляциалов (стадии 11.3; 9.3; 7.5; 5.5),
которые следуют за похолоданиями, причём степень похолода¬
ния резко возрастает и затем происходит быстрый возврат к сле¬
дующему межледниковью. Самая холодная часть каждой ледни¬
ковой эпохи фиксируется перед её окончанием, за исключением
третьей. Эта её особенность может быть связана с тем, что ин-
соляционный июньский минимум, на 65° ю.ш. предшествовав¬
ший переходу 255 тыс. лет назад, имел более высокий уровень,
чем, например, предыдущий 280 тыс. лет назад, или любые дру¬
гие из изученных.Минимумы температур для всех четырёх климатических цик¬
лов очень схожи — разница между ними не превышает ГС. Са¬
мые высокие температуры стадии 7.5 были немного выше, чем в
голоцене, а стадия 9.3 (где отмечено высокое значение содержа¬
ния дейтерия, до —414,8%о) была, по крайней мере, такой же
тёплой, как и стадия 5.5. В общем климатические циклы по
данным скважины на ст. Восток более однородны, чем в глубо¬
ководных кернах. Климатическая летопись показывает малую
вероятность распада западного антарктического ледникового
Щита за последние 420 тыс. лет, она свидетельствует о малой
предрасположенности центральных частей Восточной Антаркти¬
ды к такого рода радикальным изменениям.Сравнение изотопных диаграмм по керну со станций Восток и
Саммит (рис. 5.23) показало их хорошее соответствие для послед¬
них 220 тыс. лет и более плавный характер антарктической кри¬
вой. В целом выявлено хорошее совпадение изотопных данных из
Гренландии (станции GRIP, GISP-2) и Антарктиды (ст. Восток) и
За последние 40—50 тыс. лет (Jouzel et al., 1993; Bender et al.,
*994). Отмеченные в Восточной Антарктиде интерстадиалы во
Многом совпадают с таковыми в Гренландии, что свидетельству¬
ет об общепланетарном характере происходивших процессов.
Месте с тем заметны и существенные различия: диапазон темпе-
kjyyp на ст. Восток составил примерно 6—7°С, а на ст. Саммит —С,	что ещё требует уточнения и объяснения.299
Рис. 5.23. Изотопные кривые по л
ным кернам за последние 220 тыс
(по Bender el al., 1994): а — ст. Вос*^
(5D — нижняя шкала); б — Ст.мит (б180 — верхняя шкала) 'Один из главных вывод0|,
изотопных исследований керна
из скважины на ст. Восток за
ключается в том, что пусковым
механизмом глобальных темпе¬
ратурных изменений скорее
всего был механизм Миланко-
вича, т. е. изменение количест¬
ва солнечной радиации на по¬
верхность Земли. Этот фактор
определял и изотопный состав
пара, испаряющегося с поверх¬
ности океана, и изотопный со¬
став осадков, конденсирующих¬
ся из испарившейся влаги, т. е.
распределение осадков разного
изотопного состава по терри¬
тории.Многолетнемерзлые отложения в кернах сухих долин. ПоПроекту бурения сухих долин (DVDP) были выполнены физи¬
ческие, химические и биологические анализы образцов керна,
отобранных в свободных ото льда долинах пролива Мак-Мёрдо
в Антарктике. Здесь проведено (Stuiver et al., 1970) исследование
распределения изотопов кислорода в трех скважинах (8, 9 и 10),
пробуренных в нескольких точках около берега в устье долины
Тейлора летом 1973/74 и 1974/75 гг.; скв. 8 и 9 пробурены в од¬
ном и том же месте (73°34' ю.ш. и 163°31' в.д.), а скв. 10 — в
соседней точке (77°34' ю.ш. и 163°30' в.д.). Глубина скв. 8 -
157,06 м, скв. 9 — 38,34 м, скв. 10 — 206 м. На этой глубине в
скв. 10 проникли морские подземные воды под гидравлическим
давлением и замёрзли. Превышение скважин над уровнем моря
составило 1,9—2,8 м.Скважины вскрыли мёрзлые толщи осадков, которые сформи¬
ровались в изменчивых условиях дельты. Возможная смена мор¬
ской и континентальной обстановок осадконакопления должна
была сопровождаться изменением содержания изотопов кислорО'
да, поскольку атмосферные воды существенно обеднены тяжёлым
изотопом кислорода по сравнению с морскими (вспомним, что в3005180,%о (GRIP)6D, %о (Восток)
днеплейстоценовом льду со ст. Бэрд значения б|80 почти на
меньше, чем в неразбавленной морской воде, а во льду ст.
а сток даже на 55—60%). Солоноватые воды, составленные из
оской и пресной воды, должны иметь промежуточные значения
-'iso а ч солоноватых водах содержание изотопов 180 должно
озрастать ПРИ повышении доли содержания морской воды.В Для подготовки проб к анализу мёрзлые части керна диамет-
м 6,2 см, высотой около 4 см помещались в колбу. Конечно,
1оибор полностью изолировали от атмосферной влаги. При из¬
учении из колбы (через ловушки, охлажденные ледово-ацето-
новой смесью) текстурообразующий лёд таял при комнатной
температуре, и вода дистиллировалась в ловушки. Извлечение
занимало всего несколько минут, в течение которых образец ос¬
тавался почти полностью мёрзлым. Для 100-процентной гаран¬
тии образцы оставляли на 12 часов для вакуумной дистилляции.
К сожалению, в ловушках могла собираться не только вода, но
и дизельное масло, использовавшееся в качестве бурового раст¬
вора, но это в небольшой степени сказалось на вариациях 5|80
при измерениях.В современном снеге, выпадающем на ледник Мак-Мёрдо,
значения 6|80 колеблются от -34,0 до —28,9%о. В образцах
льда, собранных с языка этого ледника, значения 8|хО изменя¬
ются от —1,6 до —2,0%о, что свидетельствует об образовании
части льда непосредственно близ языка ледника путём замора¬
живания морской воды, а не из снега. Талая вода из ледника,
питающая расположенное неподалеку оз. Ванда, имеет значение
5lsO = -29,5%с. На поверхности шельфового ледника Росса,
приблизительно в 800 км южнее, значения 5180 оказались близ¬
кими к —20%о. Ещё более низкие значения 5|80 (от —37,8 до
-40%о) получены для льда ледников, питающихся в высоких по¬
лярных плато. У талой воды из ледника Тейлора 5|80 = —40%о.Гораздо сложнее рассчитать колебания значений 5|80 прес¬
ной воды и атмосферных осадков в холодную стадию последне¬
го оледенения. Для расчетов были использованы данные по
плейстоценовым ледниковым кернам, в частности по ст. Бэрд.
Оказалось, что значения б180 в позднем плейстоцене составляли
~34%о и —46%о для прилегающих к этому району равнин и лед¬
никовых плато.Значения 5|хО, полученные для текстурообразующего льда из
мёрзлых пород по всей глубине отбора керна из скважин в устье
долины Тейлора, представлены на рис. 5.24. Соотношение изо-
т°пов кислорода в подземных льдах позволяет говорить о том,
Что на глубинах до 85 м залегают засоленные морские осадки, в
Иь|тервале глубин 85—100 м — зона с меньшей солёностью и
Ниже до глубины 125 м находятся толщи, формировавшиеся в
Пресноводных условиях или в бассейне с небольшим участием301
S О, %oгоXsю>>,c;О102030405060708090100110120130140150160170180190-40	I	-30_J	-20-10°omОМорскаядельта40Ледниково¬морскаятолща100Лед(пресный)Ледниково¬морскаятолщаПлиоценоваяфаунаРис. 5.24. Изотопно-кислородная диаграмма по текстурообразующсму льДУ 8
кернах скважин 8, 9 и 10, пробуренных в многолетнемерзлых отложениях, зале¬
гающих в пределах свободных ото льда сухих долин у Нью Харбора на берег)
пролива Мак-Мёрдо в Антарктиде (по данным М. Стаиввра и др. — Stuiver el “I"
\970Y 1 — песок; 2 — гравий; 3 — диамиктон. В левом верхнем углу горизО"
тальными черточками показаны интервалы значений 5lsO во льду из скважины
на станции Бэрд (а), в снеге на побережье (б), в озере Ванда (в)302
сКой воды. Осадки на глубинах 125—130 м накапливались в
й ссейне, который можно отнести и к пресному, и к солонова-
водному, а на глубинах 130—155 м — к солоноватому. Нако-
Т°и в интервале 150—184 м залегают отложения, формировав¬
шая в водоёме с существенно более пресными водами. Самое
изкое значение 5|80 в текстурных льдах этих отложений —
около -20%с, что сравнимо с изотопной характеристикой тексту-
образуюших подземных льдов с глубины 100—125 м. Послед¬
уй ледниковый покров залива Мак-Мёрдо не получал питания
1Ьдом ни из Восточной Антарктиды, отгороженной Трансантарк-
хическими горами, ни от местных ледников, которые продвига¬
юсь в залив из восточных и юго-восточных районов, ныне по¬
крытых шельфовым ледником Росса. Таким образом, изотопные
характеристики в верхней части керна многолетнемёрзлых толщ
долины Тейлора связаны с особенностями подвижек покровного
ледника моря Росса.Вблизи долины Тейлора изучен изотопный состав льдов в
моренах Элефант и Реклинг и в районе Аллан Хиллз (Faure et
al., 1991, 1992). Значения 5,sO во льду морен Элефант и Реклинг
на западе Земли Виктории варьируют от -42,6 до -50,4%о (5D от
-324 до -393%о), а во льду морены Аллан Хиллз — от —35,2 до
-43,0%с, т. е. лёд в моренах Элефант и Реклинг, скорее всего,
сформировался на центральном ледоразделе Восточной Антарк¬
тиды, в холодную ледниковую фазу. Менее отрицательные изо¬
топные значения в районе Аллан Хиллз указывают либо на про¬
исхождение льда из местного источника (в Трансантарктических
горах), либо на его формирование в один из межстадиалов позд¬
него плейстоцена. Интересно, что для большей части моренного
льда на данной территории характерны незначительные вариа¬
ции §iS0, тогда как в ледниковой толше они заметнее, что пока
не нашло своего объяснения.5.3.	ЛЕДНИКОВЫЕ ШАПКИ НА ОСТРОВАХ АРКТИКИ5.3.1.	Острова Канадского Арктического архипелагаЛедниковый купол острова Девон. В 1977 г. выполнены изо-
гопные исследования керна двух скважин (72 и 73) на леднико-
в°м куполе о. Девон (75° с.ш., 82° з.д.), в Канадском Арктичес-
*°м архипелаге. Среднегодовое количество осадков на острове
‘20 мм> среднегодовая температура воздуха около —23°С. Обе
^иажины расположены в 900 м к северу от ледораздела, выше
°00 м. Скважины достигли коренного ложа на глубинах 298,9 м
72) и 299,4 м (скв. 73). Самые нижние участки керна со-
4еРжат незначительное количество пылеватых частиц, нет и
признаков базальной морены. Температура у ложа ледника близ303
подстилающих пород — 18,4°С. Лед в скважине датировался
основе модельных расчетов. Кроме того, на глубинах от 25 На
150 м в четырех образцах льда для определения возраста был и °
пользован 32Si метод (от 0,1 до 1 тыс. лет), а на глубинах от 12-
до 300 м получены четыре радиоуглеродные датировки (от 2,2 д
6 тыс. лет) по анализу С02 из внутриледниковых пузырьков.'Оба изотопных профиля имеют много общих черт, но заметнь
и некоторые существенные различия, что может быть связано
с пробелами в кернах. Косвенно это подтверждают резкие коле¬
бания значений 6|80: в керне скв. 73 на 9%о на уровне 2,6 м от
ложа в колонке длиной 30 мм и керне скв. 72 на 5%с в 2,3 м от
ложа в колонке длиной 10 мм (рис. 5.25). Исследователи этих
кернов (Paterson et al., 1977) полагают, что подобные колебания
могут быть результатом проявления новейшей тектоники, вли¬
явшей на перемещение слоев льда внутри ледниковой толщи.От поверхности ледника вплоть до уровня, где его возраст
5250 лет (в 13 м над коренным ложем), корреляция между изо¬
топными кривыми по обеим скважинам очень точна. Датирова¬
ние нижних частей керна (до 125 тыс. лет назад) проведено
сравнением с кривой по керну Кемп Сенчури.В верхней части ледниковой толщи выделены кратковремен¬
ные теплые периоды, датируемые 1240 и 1380 гг., и холодные
пики, относящиеся к 1430, 1520 и 1560 гг. По изотопным данным
(см. рис. 5.25, а) выделяется “малый ледниковый период” с 1680
по 1730 г. (8|80 около —28%о) и климатический оптимум голоцена
около 5 тыс. лет назад (б180 около -25%о), при этом заметно дол¬
говременное уменьшение значений б180 после 5 тыс. лет до совре¬
менности. Снижение содержания тяжелых изотопов во льду более
выражено, чем на кривой Кемп Сенчури (см. рис. 5.25, б).В целом изотопная кривая с о. Девон очень похожа на кри¬
вую Кемп Сенчури (рис. 5.26). Главное различие между ними
отмечено для конца позднего плейстоцена около 10 тыс. лет на¬
зад: сдвиг значений 5|80 от позднего плейстоцена к голоцену на
изотопной кривой Кемп Сенчури составляет — 11%о, а на кри¬
вой о. Девон -8%о (аналогичный сдвиг на кривой со ст. Бэрд в
Антарктике составляет 5—6%о). Причина заметно меньшего изо¬
топного сдвига на о. Девон, по сравнению со ст. Кемп Сенчури.
заключается в большой высоте ледника в позднем плейстоцене
(почти на 1300 м выше, чем в голоцене) на ст. Кемп Сенчури,0 |
чем свидетельствует также анализ содержания газовых включе¬
ний во льду и значительно меньшее превышение позднеплеИ'
стоценового ледника над голоценовым на о. Девон.В нижних 3-х метрах кривой с о. Девон, датируемых древне
65—100 тыс. лет назад, значения 6180 на 0,5—3%о положитесь
нее (достигают ~22%о), чем даже для льда, сформировавшего^
в климатический оптимум голоцена (см. рис. 5.26, а). В этот пе
риод температуры, скорее всего, были выше, а мощность ледН"304
б О, %о-34	-30	-26	-225 О, %оРи<-'- 5.25. Изотопно-кислородные кривые по керну льда из скважин 73 (а) и
^ (6) на о. Девон в Канадской Арктике (по данным из Paterson et а!.. 1977).
Определения выполнялись в образцах длиной 10 мм. Отрезки кривых, которые
°бозначены одними и теми же цифрами, рассматриваются как эквивалентные.
® изотоп но-кислородной записи в обоих кернах встречаются пробелы длинойдо 50 мм305
Возраст льда, тыс. лет188 О, %о-36 -31 -27 -23 -41 -37 -33 -29 -278 О, %о11Рис. 5.26. И ютоино-кис.юродные кривые (из Paterson et al.. 1977) по скв.73 на о. Денон (а) и скважине на ст. Кемп Сенчури (б)306Возраст льда, тыс. лет
несколько меньше, чем в настоящее время. Не исключено
какЖе, что в последующие холодные этапы на территорию ос-
ова осадки приносились и из других районов, что отражалось
на изотопных характеристиках льда.Ледниковый купол Агассиса. Четыре скважины (глубиной от
197 до 340 м) от поверхности до подстилающих пород были
npo6ypeHbl в 1977—1987 гг. на вершине ледниковой шапки Агас-
с1)Са (около 120 км южнее о. Элсмир) на высоте 1715 м и вниз
„о линии течения льда. Полученный в каждой из скважин керн
охватывал полный ледниковый цикл. Исследования показали
различие реологических свойств в голоценовом и позднеплей-
стоиеновом льду; последний был мягче и пластичнее.Сравнительно небольшой,
н0 лишенный микротрещин
керн с вершины ледниковой
шапки позволил получить изо¬
топно-кислородную кривую
(рис. 5.27) для всего голоцена иPul. 5.27. Распределение изотопов
кислорода (5иО) в толше ледниковой
шапки купола Агассиса, Канадский
Арктический архипелаг: а — голоиен;б	— поздний плейстоцен — ледни-
ковье; в — поздний плейстоцен —
межледниковье
(по Fisher, Koerner, 1988)значительной части периода позднего плейстоцена — до 100 тыс.
1ет назад (Koerner, Fisher, 1990). В голоценовой части изотопной
кривой наблюдается уменьшение мощности летних (оттаявших и
вторично замерзших) слоев между 9,5 и 2,5 тыс. лет назад и не¬
значительное проявление таяния в пределах последних 2 тыс. лет.
Более высокая концентрация тяжёлого кислорода для последних
'00 лет совпадает с преобладанием отрицательного баланса массы
На ледниках Канадского Арктического архипелага.Значения 6|80 в позднеплейстоценовой части керна с этого
кУПола колеблются от —38 до —26%с. Три пика относительно
Узкого содержания |80 в этой части керна выражены гораздо
заметнее (см. рис. 5.27, б), чем в соответствующем керне из
Ренландии и других арктических островов.Ледниковый купол острова Миен. В вершинной части леднико-
(0г° купола о. Миен в Канадском Арктическом архипелаге
*ыше 250 м над ур. моря; 79° с.ш., 100° з.д.) была пробурена
важина глубиной 121,2 м, достигшая ложа ледника.Изотопный анализ керна из скважины (рис. 5.28) выявил сле-
^Щее (Koerner, Paterson, 1974): а) свыше 90% льда образовано6 0,% к SMOW-40 -35 -30 -25ВЖI307
6180,%о-24 -22 -20 -18Рис. 5.28. Изотоино-кис.1ородн.
диаграмма о. Миен в Канадском Др^'тическомархипелаге (по
Paterson, 1974)Koenigв результате таяния и повтор,
ного замерзания снега, когда
он находился близко к поверх,
ности; б) характер структуры
ледниковой толщи свидетель¬
ствует о том, что ледниковый
купол был почти неподвижен
на протяжении всего периода
существования, а его толщина
не превышала современную;
в) климатический оптимум го¬
лоцена датируется более ран¬
ним временем, чем по другим
арктическим кернам — он от¬
личался отрицательным балан¬
сом массы льда на протяжении2—3 тыс. лет и закончился око¬
ло 600 лет назад, что сильно
уменьшило площадь и мощ¬
ность ледникового купола.
Вслед за этим наступил период
преимущественно положитель¬
ного баланса массы ледника,
однако за последние 80 лет ба¬
ланс массы в месте отбора кер¬
на был преимущественно отри¬
цательным и стаяло около 13 м льда.Интерпретация данных 5180 по глубине керна с о. Миен (см
рис. 5.28) вызвала ряд затруднений, обусловленных тремя фак¬
торами: 1) в толще обнаружены пропуски неустановленной дли¬
ны, возможно вызванные абляцией многих годичных слоев в са¬
мые теплые периоды, а также частичным или полным таянием
некоторых слоев даже в те периоды, когда годовой баланс массы
ледника был в целом положительным; 2) выявлена сложная за¬
висимость между первоначальным значением 8|хО для снега и
его конечным значением для годичного слоя льда, которая, ве
роятно, определяется степенью участия летних осадков в обра
зовании годичного слоя льда; 3) талые воды из-за интенсивно^
таяния просачиваются через перекристаллизованный снег.Пе¬речисленные факторы объясняют пропуски климатическогосиг-308
а |з толше. Значения б|80 по всей глубине скважины колеб-
Н тСя от -24 до —19,8%о и говорят лишь о том, что зарождение
-1 г0 ледникового купола (в современном виде) относится к го-
!оиеновому времени.резкое изменение значений 8|Х0 близ подошвы ледника со-
-тавляет лишь около 4%о, что укладывается в рамки внутриголо-
ценовых колебаний изотопного состава и температуры. По дан¬
ном измерений температуры в скважине с глубиной установле-
н0 что среднегодовая температура на поверхности ледника в
]8g0—1940 гг. соответствовала уровню 60—70-х годов XX в. или
была даже выше. Поскольку известно, что современная темпе¬
ратура соответствует слабо отрицательному балансу массы лед¬
ника на о. Миен, напрашивается вывод о том, что с 1880 по
i960 г. безусловно преобладал отрицательный баланс массы лед¬
никового купола.Содержание пузырьков газов в интервале 24—44 м выше, чем
к остальной части керна, что может свидетельствовать об отно¬
сительно слабом летнем таянии снежного покрова, т. е. о холод¬
ном периоде в недавней истории ледникового купола. Однако
такая интерпретация не подтверждается изотопно-кислородным
составом керна в том же интервале глубин (см. рис. 5.28). На¬
оборот, на глубинах от 44—54 м лед содержит очень мало пу¬
зырьков, т. е. он образовался, скорее всего, в результате повтор¬
ного замерзания талой воды — в более теплых условиях.Если принять средний удельный баланс массы 13 см водного
эквивалента и учесть лед, подвергшийся абляции за указанные
80 лет, то получится, что насыщенный пузырьками лед образо¬
вался в период от 560 до 170 лет назад — это и был малый лед¬
никовый период. Распределение содержания тяжелых изотопов
кислорода (см. рис. 5.28), пузырьков газов и удельной электропро¬
водности показывает отчетливый скачок на глубине около 54 м;
ниже этого уровня происходит изменение размера кристаллов.
Возможно, что на этой глубине обнаружена остаточная поверх¬
ность абляции (Koerner, Paterson, 1974), выше которой лед обра¬
зовывался в более холодных климатических условиях, либо в ус¬
ловиях более крутого и лучше дренируемого ледникового склона.
В табл. 5.1 обобщенно отражена климатическая история леднико-
|)ОГО купола. Во время голоценового оптимума ледниковый купол
На о. Миен не сохранялся. Измерения на нем показали, что в ис¬
ключительно теплые летние периоды за последние 14 лет до года
Начала бурения, которые, вероятно, можно сопоставить с летними
ПеРиодами во время климатического оптимума, баланс массы
пРннимает настолько отрицательные значения (до 108 г/см2), что
я его компенсации современное зимнее накопление (17 г/см2)
л*но быть увеличено более чем в семь раз, а это маловероятно.309
Та(ыит LКлиматическая история ледникового купола о. МиенИнтервал
глубин, мИнтервал времени,
лет назадКлиматические условия и баланс массы леднику
к точке отбора керна0От настоящего
времени до 80Поверхность, с которой удалено около ТГ^
льда0-2480-390Положительный баланс массы24-44390-560Относительно малое летнее таяние, наиболее
холодный период в истории ледникового ку¬
пола, положительный баланс массы44—54560-660Хорошо дренируемый склон, положительный
баланс массы54-10660-2500/3000Длительный период отрицательного баланса
массы, который уменьшил размеры купола1 10-1212500/3000—4500(7)Положительный баланс массы всего леднико¬
вого купола, прерываемый кратковременными
периодами отрицательного баланса массыНаступание ледникового купола Барнса на Баффиновой Зем¬
ле (рис. 5.29) в теплый период голоцена около 8 тыс. лет назад,
вероятно, является следствием увеличения зимних осадков. Воз¬
можно, и наступание ледников в Гренландии в середине климати¬
ческого оптимума голоцена было вызвано теми же причинами.Рис. 5.29. Вариации 5lsO. во льду купола Барнса (по Нооке. 1976): 1 — голубу
голоценовый и современный лед; 2 — белый позднеилейстопеновый лсд;
выработки в леднике: а — тоннель, б — скважины и шурфы; 4 — точки отбор*
образцов и значения 5lsO в %с к SMOW; 5 — коренные породы ложа ледн*1310
plo данным из других мест Канадской Арктики имеются вес-
аргументы в пользу существования холодного периода около
t-4,5 тыс- лет назаД> и того, что теплые условия, подобные
пиматическому оптимуму голоцена, после этого уже не повто-
и т и с ь. На это же указывает и распределение изотопов кисло-
ода 15 кеРне Кемп-Сенчури. Поэтому представляется вероят¬
ным- чт0 современный ледниковый купол о. Миен возник в ин¬
тервале времени между 3 и 4,5 тыс. лет назад (см. табл. 5.1). Об
эТОм же говорит отсутствие изменений в амплитуде вариаций
5I8O в керне с глубиной (в более древних кернах амплитуда ва¬
риаций между соседними слоями вследствие диффузии сильно
уменьшается по сравнению с расположенным выше более моло-
1Ым льдом). Поверхность абляции на глубине 54 м относится,
по всей вероятности, к сравнительно тёплому периоду, который
начался около 2,5—2 тыс. лет назад и длился до некоторого мо¬
мента времени между 1400 и 600 лет назад.5.3.2.	Ледники ИсландииИсследования изотопного состава ледников Исландии (Агпа-
son, 1976, 1981) выявили важность фактора изотопного обмена
для процессов изотопной гомогенизации и обогащения тяжелыми
изотопами образующегося фирна. На рис. 5.30 показано измене¬
ние концентрации дейтерия по глубине в двух скважинах на лед¬
никовом куполе Ватнайёкюдль (скв. В-18 пробурена на высоте
2000 м, скв. В-21 — на высоте 1800 м. Площадка первой относит¬
ся к холодной фирновой зоне, количество талых вод здесь мало,
поэтому в верхних слоях вариации содержания дейтерия анало¬
гичны измеренным в осадках. В фирне до глубины около 20 м
(что соответствует шести годам аккумуляции снега) сохраняются
сезонные вариации 5D. Глубже этого уровня они сглаживаются
очень быстро, и ниже до глубины более 100 м средний изотопный
состав льда почти не меняется (см. рис. 5.30, а).Низкое содержание дейтерия в осадках в 1915—1925, 1948—
'952 и 1966-1968 гг. хорошо согласуется с низкими значениями
среднегодовой температуры, отмеченными в эти годы. Анало¬
гичные тенденции получены в верхней части изотопного про-
Филя из скважины В-21 (рис. 5.30, в). Датирование верхних го¬
ризонтов керна в этой скважине, как и в предыдущей, проводи-
;10сь тритиевыми измерениями в верхних 10-летних отложениях,
а также тефрохронологических исследований восьми слоев вул¬
канического пепла вплоть до глубины 372 м, которая датирована
25 г.Короткопериодические колебания 8D сохраняются в фирне
атнайёкюдль на протяжении нескольких лет, при этом даже
*е высоты 1800 м фирново-ледяная толща не подвергается311
8D,%o t°C	5D, %o	8D,°/00(г) периоды (no Arnason, 1970)
гному влиянию талых просачивающихся вод. Для сопостав¬
им# изотопных данных с температурными использовали ме-
л наблюдения по станциям Гримсстадур и Стуккисхолмур. Из
Т ого сопоставления следует, что различию температур в 1,ГС3	оТ13етствует изотопный сдвиг значений 5D = 5,3%с. Средние
Сначения 5D в современных осадках этого района Исландии
ма-Ю отличаются от 5D осадков, выпавших в 1550—1972 гг. Ин¬
тересно, что в общих чертах изотопные профили ледников Ис¬
ландии совпадают с данными по верхним частям кернов в сква¬
жинах, из северной части Гренландии.5.3.3.	Острова Российской АрктикиЛедниковый купол острова Грэм-Белл, Земля Франца-Иосифа.
Впервые керновое бурение на ледниках Земли Франца-Иосифа
было выполнено в 1959 г. экспедицией Института географии АН
СССР. Тогда скважина достигла глубины 80 м, температура на
ложе составила -11,8°С. В 1994 г. на этом архипелаге были про¬
ведены совместные российско-американские гляциологические
исследования (участвовали сотрудники Института географии РАН
и Центра полярных исследований Университета Огайо). Основ¬
ные исследования проводились на ледниковом куполе Лунный
на Земле Александры, куполе Гидрографов на о. Хейса, ледни¬
ковом куполе на о. Галла и куполе Ветреный на о. Грэм-Белл.
Грэм-Бэлл — это третий по величине остров архипелага (его
площадь 1708,4 км2). Несколько ледников площадью 1214,7 км2
образуют здесь единый комплекс из пяти куполов. Среди них
самый крупный — ледник Ветреный в западной части острова,
его площадь составляет 727,9 км2, а высота от 509 до 611 м над
ур. моря. Толщина льда в центральной части купола превышает
450 м, здесь выпадает более 500 мм осадков, а средняя месячная
температура марта опускается ниже —26°С. Годовая скорость ак¬
кумуляции составляет 400—450 мм (в водном эквиваленте).
Среднее значение 5|80 осадков варьирует от —9,5 до —12,5%о.
На рис. 5.31 показаны вариации 5180 в толше фирна и льда, а
также концентрация микрочастиц и СГ.Лед в верхних двух метрах разреза соответствуют слою годо¬
вого накопления 1993/94 г. Сезонные слои наилучшим образом
прослеживаются по профилям концентраций основных ионов, а
несколько пиков концентрации микрочастиц, выделяющиеся
^есь, скорее всего не относятся к границам сезонных прослоев,о	же самое можно сказать про пики в колебаниях значенийО-	На глубине 9,12 м выделяется горизонт с максимальной
концентрацией 137Cs и высокой p-активностью, который был
отложен после Чернобыльской катастрофы. Этот реперный гори-
°Нт вместе с распределением микрочастиц, ионов хлора и не-313
Количество
частиц
(х 103 в 1 мл)>2 микрон >0,63 микрон
-24 -20 -16-12 0 10 201002000Рис. 5..41. Вариации 5lsO, концентрации микрочастиц и анионов хлора в керне
льла купола Ветреный (по Михаленко, Томпсон и др.. 1906)которых других химических элементов был использован для соз¬
дания временной шкалы и датирования глубоких горизонтов
керна.Всего в верхней 24-метровой толще выделено 26 годовых слоен
(1969—1994 гг.). Количество воды в отдельных годовых прослоях
меняется от 400 до 1000 мм водного эквивалента. Эти величины
близки к значениям аккумуляции снега, так как талые летние
воды полностью замерзают в пределах верхнего годового слоя.
Изотопически более теплые годы (1974, 1975, 1981, 1985) выде¬
лены по более высокому содержанию |хО, они представлены
наиболее мощными годовыми прослоями с невысокой плот¬
ностью и небольшим процентным содержанием инфильтраии-
онного льда. В эти годы наблюдались средние зимние темпера¬
туры выше нормы, что связано с частотой проникновения теп¬
лых атлантических циклонов, приносящих осадки. Напротив,1
изотопически более холодные годы (1970—1973, 1984, 1989) от¬
мечались пониженные средние зимние температуры. Некоторое
уменьшение аккумуляции снега в последние два десятилетия ог
разилось и в увеличении концентрации микрочастиц.Ледниковые купола на архипелаге Шпицберген. Ледники и
Шпицбергене представлены практически всеми морфологически314
типами. Особенности климата определяются расположением
Nl з0не взаимодействия теплого Северо-Атлантического течения
В Северным Ледовитым океаном и в зоне устойчивого западного
Сереноса воздушных масс вдоль Исландско-Карской ложбины
Сниженного давления. Долговременными наблюдениями на
Шпицбергене установлено, что, несмотря на слабую корреляцию
ши разовых осадках, существует надежная связь между средне¬
месячными величинами 8lsO в атмосферных осадках и темпера¬
турой ■ Данные по станциям ВМО/МАГАТЭ (IAEA, Environmental
Isotope Data., 1969—1998) показывают, что в Северной Атланти-
ке амплитуда вариаций 5lsO в осадках и корреляция между 5lsO
и температурой увеличиваются в восточном и северо-восточном
направлениях от Исландской ложбины. На характер взаимосвязи
между изотопным составом осадков и температурой существен¬
ное влияние оказывает направление воздушных масс, несущих
влагу. Осредненные по месяцам данные 130 анализов 5|хО в атмо¬
сферных осадков, выпавших на ст. Баренцбург (78° с.ш., 14° в.д.)
с июля 1975 по май 1978 г., показывают, что, несмотря на отно¬
сительно хорошую корреляцию между 8lsO и температурами
воздуха в среднемесячных образцах, отмечаются существенные
инверсии. Я.-М.К. Пуннингом с коллегами были установлены два
типа взаимосвязей между 5|80 и температурой (Пуннинг и др.,
1980). В одном случае при постоянной температуре воздуха в
конце периода осадконакопления величина 5lsO в осадках резко
повышалась, приближаясь к 6|хО морской воды. В то же время
встречаются серии, где температуры воздуха идеально коррели¬
руют с изотопным составом осадков. Ст. Исфьорд Радио распо¬
ложена в 15 км от Баренцбурга на высоте 6 м над ур. моря, где в
осадках, отбиравшихся с 1961 по 1974 г., отмечены значения
5lsO минимальное — 18,9%о и максимальное —4,6%о.Во льду, сформированном в нынешнем столетии на плато
Ломоносова на о. Западный Шпицберген (см. рис. 3.19, б), ве¬
личины 5lsO были сопоставлены со среднегодовыми температу¬
рами за это время, и это позволило установить, что, несмотря
на инфильтрацию талых и дождевых вод, сезонные вариации
“ О в снежно-фирновых толщах сохраняются.В 1981 г. Шпицбергенской гляциологической экспедицией Ин¬
ститута географии АН была пробурена скважина (см. рис. 3.19, в)
6 северо-западной части Западного ледникового купола на Севе¬
ро-Восточной Земле, в одном из самых суровых мест Шпицбер-
,ена- Скважина была заложена на высоте 580 м над ур. моря.
Удя по изотопным определениям в 380 образцах, выполненным
°Д руководством Я.-М.К. Пуннинга, средние значения 8|Х0 в
0и скважине —15,5%о, т. е. заметно ниже, чем на лежащем на11Соте около 1000 м плато Ломоносова (— 14,2%о), на ледоразделе
_ Дни ко в Гренфьорд-Фритьоф (—10,5 %о) или на леднике Амунд-
еиа(-||,0%с).
В целом значения 5|80 на Ш пицбергене почти на 10%о ВК|1 I~	°Ь1Ц]ечем на тех же широтах в Гренландии, что отражает влиян
Гольфстрима. В толще льда на Западном ледниковом купо^
выделяются три части. Нижняя и верхняя датируются примерне
1100—1200 и 1600—1950 гг. и характеризуются значениями око°
ло — 16%с, в экстремуме —\1%о. Средняя часть относится
1200—1600 г., где значения 6|80 около —14%с, в отдельных слу
чаях — 13%о. Эти значения находятся в противоречии, например
с выводами по о. Миен и указывают на локальные особенности
связанные с воздействием на снегонакопление на Шпицбергене
сразу нескольких воздушных потоков.Ледниковый купол Вавилова на архипелаге Северная Земля. Кли_
мат Северной Земли определяется влиянием основных барических
центров — арктического и сибирского антициклонов, с одной
стороны, и Баренцево-Карской ложбины Исландской депрес¬
сии — с другой. Циклоны проникают на архипелаг со стороны
Карского моря в осенне-зимнее время, антициклональный режим
устанавливается в марте—апреле. Циклоны часто приводят к по¬
вышению температуры воздуха зимой, а иногда и к оттепелям.Климатические условия на о. Октябрьской Революции до¬
вольно суровые: средние температуры января —33°С, а июля ко¬
леблются от -0,5 до 2,7°С (среднегодовая температура составля¬
ет около от -13 до —14°С). Среднегодовая сумма осадков на
ледниках около 400 мм в год. Количество твердых осадков со¬
ставляет 70%, больше всего их выпадает в ледниковой зоне в
сентябре—октябре. Ледниковый купол Вавилова служит своеоб¬
разным орографическим барьером на пути воздушных масс,
приносящих осадки с юго-запада. Площадь ледника несколько
превышает 1820 км2, высота достигает 728 м над ур. моря, мак¬
симальная толщина льда 610 м. В верхней части ледника значе¬
ния 5|80 колеблются от —17 до — 18%о (см. рис. 3.19, г), при этом
сезонные вариации с глубиной быстро исчезают вследствие не¬
больших объемов зимней аккумуляции, что нередко приводит к
отрицательному балансу массы в некоторые малоснежные годы.В 1988 г. на ледниковом куполе Вавилова, на высоте 665 м
над ур. моря была пробурена скважина глубиной 461,6 м, кото¬
рая прошла 457,2 м чистого льда и подстилающий его морено-
содержащий лед (в том числе с включениями крупнообломочно-
го материала). Толщина мореносодержащего льда 2,15 м, а 11
подстилающие мерзлые нелитифицированные породы скважин*1
углубилась на 2,28 м.Изотопные исследования мореносодержащего льда были пр0'
ведены в Институте географии в Москве (5180) и в ЛабораторИ"
моделирования климата и окружающей среды в Сакле (Фра^'
ция) (8D): результаты представлены на рис. 5.32. Анализ полУ'316
s 0,%o-60 -40 -20гаisЮ6Рис. 5.32. Изотопный состав мореносодержашего льда (а) в придонных слоях
юдника Вавилова (о. Октябрьской Революции. Северная Земля): I — деформа¬
ции сдвига; 2 — нликативные деформации; 3 — “чистый” лед, 4 — блоки мерз-
■ibix пород, 5 — лед, обогащенный крупнообломочным материалом, 6 — мерные
подстилающие породы. Изотопно-кислородные профили для базального льда
на леднике Академии наук (в), ст. Кемп Сенчури и Дай-3 в Гренландии (б) и
Куполе С в Антарктиде (г), фиксирующие переход от позднего плейстоцена к
ю.юцену, Г — начало голоцена, Д — поздний дриас. А — аллерёд (по Николаевуи др., 1995)Ченных данных позволил высказать гипотезу о том, что морено-
с°Держаший лед и лёд из мёрзлых подстилающих отложений,
"°зможно, имеет иное происхождение или возраст по сравне-
Н11ю с вышележащим “чистым” ледниковым льдом. Полученные
качения 6180 колебались от —16,1 до —26%с, a 5D от —117 до
'87%0. При исследованиях современного снега на куполе Ва-
ВИл°ва получено среднее значение б|80 около —10%о. При этом
^стремально низкие величины 5|80 для отдельных снегопадов
1остигали - 25,8%о.И4Н5^6-	5 О, %о-200 -160 -120 -808 D, %о8 О , %о	_ 8 0, %оЛед мерзлых
подстилающих пород317
Вариации 5|80 в голоценовом льду (с глубин 0—457 м»
скважины на вершине ледникового купола Вавилова, составля
только 4%о (от —21,5 до -17,5%с), а для ледяного керна (с Гл'И
бин 0—761 м) с ледника Академии наук на о. Комсомолец 5^'
(от -23,5 до -18,5%о), в двух других скважинах в этом районе**
керне с глубин 0—556 м и 0—312 м отмечены значения 6180 соо/
вегственно в диапазоне от —22,5 до -22,0%о. Таким образ0м
значение 5|80 = -26%о (см. рис. 5.32) не имеет аналогов в Из ’
ченных голоценовых кернах Северной Земли и сравнимо только
с величинами 5|80, полученными для отдельных снегопадов, что
может свидетельствовать и о сохранении в толше мореносодер.
жащего льда слоя зимнего снега голоценового возраста.На диаграмме 5D-5180 образцы мореносодержащего льда
“легли” на линию:8D = (7,88 ± 0,44) 5|80 + (10,8 ± 1,4); г 2 = 0,97.	(5.3)Это практически совпадает с уравнением глобальной линии
метеорных вод. Полученные данные свидетельствуют о том. что
мореносодержащий лед почти не подвергался таянию и повтор¬
ному замерзанию со времени отложения в области аккумуляции
на поверхности ледника. Следовательно, его изотопный состав
отвечает соответствующим значениям исходных атмосферных
осадков.Экстремальные значения -26%с получены в интервале глу¬
бин 458,77-—458,90 м. Это ниже среднегодовых голоценовых
значений на 6—1%о и близко к расчетным позднеплейстоиено-
вым значениям льда, что позволило предположить формирова¬
ние мореносодержащего льда в позднем плейстоцене (Николаев
и др., 1995). Конечно, это предположение весьма спорно, так
как базируется на очень небольшом и, как мы видели выше, до¬
вольно противоречивом материале, но этот феномен, безуслов¬
но, интересен и так же, как и прослой позднеплейстоценоиого
льда на куполе Барнса, заслуживает пристального внимания.5.4.	ГОРНЫЕ ЛЕДНИКИ5.4.1.	Квингхай-Тибетское платоЛедник Данде. В 1987 г. был исследован ледник ДанЛ
(38°06' с.ш. 96°24' в.д.) в северной части Квингхай-Тибетско!0
плато, расположенного в пустынном регионе между возвышен
ной Китайской пустыней, Квайдамским бассейном с юга и пус
тыней Гоби с севера. Ледник площадью 60 км2 достигает 5325
над ур. моря. Толщина льда 140 м, скорость аккумуляции РаВ0,4 м в год (в водном эквиваленте). Были пробурены три ск
жины до коренного ложа в самой приподнятой области леи318
p-i (глубиной 139,8 м), D-2 (136,6 м) и D-3 (138,4 м). Фир-
ка' аЯ толша и скважинах составляла 25 м, температура льда у
1,0 ‘ рХности — 7,3°С, вблизи ложа пород —4,7°С.11	|^ерН скважины D-1 был распилен на 3585 образцов, которые
стопили в закрытых контейнерах. Верхние 56 м керна скважи-
Р р-3 также подверглись таянию, а нижние 83 м оставлены в
н мороженном виде. Вдоль всего керна скважины D-3 были из¬
мерены концентрации NO3, SO;j~, СГ и pH, размеры кристаллов
'ьда и состав катионов были изучены для отдельных отрезковкерна.ца вершине ледника ледяные слои могут формироваться в
учение летнего сезона в результате интенсивного воздействия
солнечной радиации. Судя по мощности ледяных прослоев, лет¬
нее таяние составляет менее 5% годовой суммы осадков. Изо¬
топная стратиграфия установлена по годичным вариациям б|Х0,
которые различимы вплоть до глубины 70 м. Ниже этого уровня
интервал отбора образцов через 3 см был слишком большим для
того, чтобы уловить годичные колебания изотопного сигнала.
Однако увеличение содержания пыли, накапливавшейся во вре¬
мя засушливого периода, позволяет проследить годичные изме¬
нения гораздо глубже (до глубины 117 м). Подсчет пиков значе¬
нии 5|!<0 и пиков содержания микрочастиц показал, что 117 м
керна сформировались в течение 4550 лет. Измерения (3-радио-
активности позволили идентифицировать горизонт 1963 г.; сред¬
няя скорость аккумуляции между 1963 и 1987 гг. составила 0,42 м
it год в ледовом эквиваленте. Современная аккумуляция снега
! составляет 0,37 м в год в водном эквиваленте.Предположив, что скорость аккумуляции, осредненная за
-4 года, характерна и для голоцена, и учтя значительное умень¬
шение мощности слоев сверху вниз, Л. Томпсон с коллегами
Thompson et al., 1989) вычислили возраст льда на уровне пред¬
лагаемого перехода от голоцена к плейстоцену (на глубине
около 130 м), где значения 5lxO становятся постоянно ниже —
он оказался равным около 11 950 лет (рис. 5.33). С по¬
ганкой на возможные изменения скорости аккумуляции воз-
р,1ст составляет 10 750 лет, т. е. он близок к возрасту перехода от
Г0;|оцена к плейстоцену в керне Кемп Сенчури.Хотя полученные результаты приблизительны (скорость ак-
^'Уляции и форма ледниковой шапки, несомненно, изменялись
' Течение этого времени), выполненные расчеты позволяют пред¬
ложить, что возраст придонного льда может достигать 100 тыс.
т (но б|хО кривая датирована до 40 тыс. лет, см. рис. 5.33). Из-
ения в содержании пыли в керне D-1 отмечены также и в
вой ^ ЧТО косвенно указывает на непрерывность леднико-
'iac Колонки- а, следовательно, и изотопных кривых из нижних
еи обеих скважин. Таким образом, расположенные на боль-319
РазмеркристалЛОбб'80,%о	Микрочастицы Cl (ppm) льда («itf-14 -12 -10 -8 0 4х105 8х105 0 6 12 18 24 30 0 20 40епI , I ■ I ! I . I I^J I	I ■ I I I ■ I I I ■	О I , I ■ I. I . I ■ I j .35500Ср. = 10,7Ср. =2,9x10 Ср. = 1,15 Ср. = 31,0Рис. 5.33. Изотопный состав и стратиграфия ледяных кернов из ледника Данае
на Квингхай-Тибетском плато (по Thompson et а!., 1989). Данные осреднение
интервалами 1 м (от 0 до 120 м) и 0,5 м (от 120 до 139,8 м)ших высотах в субтропических широтах ледники Квингхай-Ти-
бетского плато могут обеспечить климатическую летопись, срав¬
нимую по длительности с гренландской.Ранее, в 1986 г. был обнаружен резкий контакт между чис¬
тым и загрязненным льдом по краю ледника Данде. Анализ
микрочастиц и 5|80 в двух кернах, полученных из двух неглубо¬
ких скважин у края ледника, показал, что лед с высоким содер¬
жанием пыли, возможно, имеет позднеплейстоценовый возраст
В керне скважины D-1 на глубине 129,2 м также отмечается уве¬
личение концентрации пылевых частиц и уменьшение значений
5|80, что свидетельствует, как и в полярных кернах, о поздне¬
плейстоценовом возрасте этого льда. В керне ледника Данде пе¬
реход от высоких концентраций пыли к низким происходит в
пределах слоя 30 см, что приблизительно соответствует период)
около 40 лет. Более негативные значения 5|80 в нижних № м
керна из скважины D-1 (ниже —13,5%о) хорошо согласуются1-
позднеплейстоценовым изотопным минимумом, хотя разница со
ставляет всего 2%о, что намного меньше резкого позднеплейсто
цен-голоценового изотопного скачка, составившего 11%с в Ке'
Сенчури, 8%о на о. Девон, 5—1%с в скважинах Антарктиды.Столь небольшое изменение значений 6|80 в керне D-1 3‘
ставляет предположить, что понижение температуры в позДн ‘
плейстоцене в субтропическом районе Квингхай-Тибетско
плато было не так выражено, как в полярных широтах. ^
скольку 85% снегопадов на леднике Данде происходит в тече320
ссонного сезона (с июня по август), изотопная запись здесь,
ооятно, в основном отражает летние температуры. Умеренное
виИжение температуры в позднем плейстоцене в низких широ-
Сах согласуется с палеореконструкцией КЛИМАП, выполненной
‘|9#1 г. для температуры поверхности океанов 18 тыс. лет на¬
зад Имеющиеся данные говорят о том, что на обширных про-
сТранствах субтропиков и тропиков температура поверхности
океана могла быть такой же, как в настоящее время или дажеl)VTb выше. Заметим, что изотопно-кислородная запись ледника
д'анде не отразила влияние изменений распространения морских
зьдов в отдельные ледниковые стадии. В полярных регионах такие
изменения могли увеличить расстояние до источника влаги, что
уменьшало значения б|80 в ледяных кернах в холодные эпохи.На границе между поздним плейстоценом и голоценом в керне
быстро меняется содержание пылевых частиц и концентрация
анионов, в то время как соотношение 5|80 в осадках увеличива¬
ется постепенно. Концентрация SO|~, СГ, Na+, Са2+, Mg2+ из¬
меняется по всему керну одновременно. Щелочные катионы
Na+, Са2+, Mg2+, а также SO^-, СГ, HCOj составляют большин¬
ство растворенных солей. Концентрация анионов резко умень¬
шается в нижних 12 м скважины D-3 (см. рис. 5.33), где средние
концентрации NOj, SO^-, СГ составляют соответственно 30, 50
и 32% от их среднего содержания по всему керну. Концентрации
основных катионов в этой части керна также ниже. Уменьшение
концентрации ионов во времени коррелирует с увеличением со¬
держания пылеватых частиц в керне D-1 на глубине 129 м, где
имеется похожий резкий переход. Концентрации растворенных
SOj~, СГ в полярных ледниках гораздо выше в позднеплейсто¬
ценовых льдах, чем в голоценовых. Подобное уменьшение кон¬
центраций ионов от позднего плейстоцена к голоцену связано с
увеличением количества осадков и уменьшением переноса пыли
морских аэрозолей на дальние расстояния в голоцене.В отдельных частях керна из скважины D-3 во льду ниже глу¬
бины 56 м были измерены размеры кристаллов льда (см. рис. 5.33).
Оказалось, что скорость роста кристаллов возрастает вместе с
температурой. В позднеплейстоценовом льду размеры кристал-
■1ов достигают минимального значения 11,4 мм, а в голоценовом
Льду их размеры заметно больше. Значительно меньшие крис-
тадлы характерны для позднеплейстоценового льда Антарктиды
и Гренландии.На основании всех данных был сделан вывод о том, что ниж-
ние 10—12 м толщи ледника Данде представляют позднеплей-
Ст°Ценовый лед с высокой концентрацией пылеватых частиц.Высокая концентрация щелочных химических компонентов и
1 а^Г в современном и голоценовом льду заставляет предполо-
*ить, что пыль, которая откладывалась на поверхности ледника321
Данде, сформировалась в окружающих пустынях и на засолец
ных участках. Известно, что в позднем плейстоцене сильны'
ветры из пустынь Западной Азии отложили многие сотни мет
ров лёссов в центральных и восточных частях Китая. Очевидц0'
пыль отлагалась и на леднике Данде. Резкое уменьшение накоп
ления пыли во льду в другие эпохи может отражать существен
ное изменение климатических условий, ограничившее перенос
пыли в атмосфере.Изменения значений 5180 от —13 до —11%о характеризуй
короткий интервал потепления около 35 тыс. лег назад, в тече¬
ние которого, тем не менее, пылеватые частицы накапливались
очень интенсивно (вероятно, условия обширного оледенения ц
регионе тогда быстро восстанавливались). В промежутке между
30 и 10 тыс. лет концентрации SO^“ и СГ постепенно увеличи¬
лись, что свидетельствует о наступлении более засушливых усло¬
вий и росте ветрового привноса соли и лёссового материала. Око¬
ло 10 750 лет назад это увеличение, возможно, отражало пересыха¬
ние пресноводных озер, что вызвало резкое уменьшение содержа¬
ния нерастворимой пыли в ледниковой толще (см. рис. 5.33).
Если данные по изменениям б180 дают представление о медлен¬
ном, постепенном потеплении, то данные по растворимым и не¬
растворимым аэрозолям заставляют предположить, что другие
изменения природных условий (ветер, осадки и др.) были очень
резкими.Особенность изотопно-кислородной кривой (см. рис. 5.33) -
очень высокие значения 5180 за последние 60 лет, иногда пре¬
вышающие —8%с. Самые высокие значения 5|80 отмечены и
40-, 50- и 80-е годы.5.4.2.	ГималаиВ августе 1979 г. сотрудниками Отделения гляциологии гео¬
логической службы Индии был получен керн длиной 102 м на
высоте 4170 м в области абляции ледника Нехнар, расположен¬
ного в долине Кашмир (34°09' с.ш., 75°ЗГ в.д.) в западных Гима¬
лаях. Этот небольшой долинный ледник длиной 3,4 км и шири¬
ной 0,35 км лежит на высотах 3900—4700 м. Область его аккуму¬
ляции находится на высотах 4480—4700 м.Изотопно-кислородный анализ керна выполнен в Копенгагене
(рис. 5.34, а). Значения 6180 в верхнем слое (выше 46 м) варь'
ируют в сравнительно узком диапазоне (от —9 до — 11%о). н°
ниже 60 м флуктуации б|80 возрастают (от —3 до — 12%о). К°Р'
реляции значений 6180 с содержанием пыли не наблюдается.В 12-метровом керне из ледника Чангме-Кхангпу, рас пол о
женного в Гималаях на высотах 4800—5500 м, значения 6IS0 60
льду на глубине 0—4 м составляют в среднем —20±1%о, а на |ЛУ322
jJ4. Распределение 51S0: A — в
** из ледника Нехнар в западных
г шлаях и Б — в свежевыпавшем
■гс (а) и Ф1|рнс (б) на разных высо-
с ледника Чангме-Кхангпу в Гимала-8 О j %о-12 -11 -10 -9 -8та*я*(по Nijampurkar. Bhandari, 1984)бинах 4—12 м уменьшаются до
-1б±2%о- В свежем снеге, от-
юженном при обильном снего¬
паде на высотах 5000—5500 м,
значения 5|80 были равны око-
|0-19±2%с (рис. 5.34, б), здесь
они заметно выше, чем во льду
ледника Чангме-Кхангпу, что,
вероятно, связано с участием
изотонически более тяжелого
снега, приносимого муссонами
в июне—июле.лISю>.сО20406080100 -5.4.3. Южноамериканские Анды 5500Недавно был установлен
древний (раннеголоценовый
и даже позднеплейстоцено-
вый) возраст придонного льда
на ряде мощных ледников Перу
и Боливии. Анализ этих данных
позволил исследовать связь лед¬
никовых условий с явлением
Эль-Ниньо — поверхностным
теплым океанским течением,
возникающим у берегов Эква¬
дора, которое раз в 4—7 лет
приводит к катастрофическим
Дождям, наводнениям, ополз¬
ням. Реконструкция повторяемости Эль-Ниньо для последних
^ тыс. лет впервые была выполнена на основании анализа керна
льДа из ледникового купола Келькайя в южном Перу.Ледник Келькайя. Благодаря своему высокому положению и
низкой температуре ледниковая шапка Келькайя в восточной
1асти Перуанских Анд представляет уникальные условия для ана-
иза ледяного керна с тропических ледников. На вершине Кель¬
тия средняя дневная температура изменяется от -5°С зимой
летом. Ледниковая шапка расположена на 13°56' ю.ш..*0' з.д., площадь около 55 км2, её вершина достигает 5650 м.О01
X
CL
О)
CDОсооjOсоо;озхh-2цоою<5400 -53005200510050004900 -323
Институт полярных исследований университета штата Огай
совместно с Институтом геологии и минералогии Перу прел°
приняли изотопные исследования ледника Келькайя. В 197^ '
1978 гг. были пробурены 15-метровые скважины для опредеп^
ния содержания микрочастиц, p-радиоактивности и изотопных
исследований.Детально исследованы два ледяных керна: из скв. 1 длиной
154,8 м и из скв. 2 длиной 163,6 м (рис. 5.35), из которых уда¬
лось отобрать около 6000 образцов. Для датирования керна ис¬
пользованы стратиграфические особенности толши и модельные
расчеты.Толщина годовых слоев изменяется от 1,24 м (в водном экви¬
валенте) на поверхности до 0,01 м в основании ледника. Видимые
прослои пыли — показатели сухого сезона (как правило, это зима)
связаны с высокими концентрациями микрочастиц и высокими
значениями электропроводности. В этих прослоях отмечены ме¬
нее отрицательные значения 5180. Повышенная концентрация
частиц в сухой сезон связана с рядом факторов: 1) интенсивной
радиацией, сопровождающейся незначительной аккумуляцией
(и меньшей сублимацией, при которой нерастворимые частицы
концентрируются на поверхности); 2) преобладающими запад¬
ным и северо-западными ветрами, которые переносят материал
с высоких, сухих плоскогорий; 3) более высокими скоростями
ветров в сухой сезон, которые облегчают выдувание и перенос
микрочастиц. Изотопно-кислородные профили демонстрирует
годовой цикл, где наименее отрицательные значения связаны с
зимними снегопадами. Летний снег, наоборот, изотопически бо¬
лее легкий, хотя случаются и неожиданные короткопериодные
колебания значений 5|80.Для уточнения времени отложения льда использованы про¬
слойки вулканического пепла от извержения расположенного
неподалеку вулкана Хайянапутина, произошедшего в феврале-
марте 1600 г. Это извержение было самым сильным за послед¬
ние 1000 лет. В ледяном керне оно отразилось прослоем с оби¬
лием крупных нерастворимых частиц. Нижние части обоих кер¬
нов датировали прямо в поле на основе видимых пылевых гори¬
зонтов. Обе скважины охватывают толщу льда, отложившуюся
за 1500 лет.Выводы о палеотемпературах на основании изотопно-кисло¬
родных записей купола Келькайя надо делать осторожно. Значе¬
ния 5180 в тропических ледниках отражают в основном летние
условия, поскольку более 80% годового количества осадков выРис. 5.35. Стратиграфические колонки и изотопно-кислородные диаграммы
скв. 2 в высшей точке ледникового купола (а) и в скв. 1 (б) на леднике & ‘
кайя в Южном Перу (по Thompson et al., 1986)324
Гл., Страти- Годы
м графия‘ 1825-	1815-	1805-	1795-	1785
1775Гл., Страти- Годы
м графия1825
"18151805
-1795-1785
177518 п/5 О , %о8,вО,%оКоличество
частиц х 103
.0 900 1800Количество
частиц х 103О 900 1800325
падает в теплый влажный сезон. Эти данные, осредненные
десятилетиям, хорошо коррелируют с данными реконструКЦи°
температур по ряду станций Северного полушария. Особенно
удивительна связь очень холодного периода 1800—1820 гг. (ls За
писях температуры по данным записи Северного полушария)'
наиболее отрицательными значениями 5IS0 в ледяном керне с
купола Келькайя. Соответственно теплый период между 1920 и
1940 гг. сопровождался менее отрицательными значениями 5lso
в керне. Все это свидетельствует о глобальном характере клима¬
тических изменений. Рис. 5.35 демонстрирует средние за 10 лет
значения концентрации микрочастиц, слои пепла и изотопно¬
кислородный состав ледяной толщи на ледниковом куполе Кель¬
кайя. Поскольку график 5|80 хорошо коррелирует с ходом тем¬
ператур Северного полушария, резонно связать период преиму¬
щественно низких значений 6180 между 1530 и 1900 гг. с малым
ледниковым периодом. Концентрации микрочастиц и электро¬
проводность льда, отложенного в это время, были на 20—30%
выше их средних значений в течение XIV, XV и XX вв.На рис. 5.36 показан изотопный профиль и запись событий
Эль-Ниньо, полученных из ледяного керна Келькайя. Из этих
данных можно сделать вывод о том, что амплитуда и интенсив¬
ность событий Эль-Ниньо значительно варьировали. Малый
ледниковый период, отмечаемый с 1500 по 1880 г., характеризу¬
ется увеличением концентрации растворимых и нерастворимых
частиц и более отрицательными значениями 5180. Таким обра¬
зом, ледниковая летопись с купола Келькайя детально характе¬
ризует малый ледниковый период в тропиках Южной Америки
и поддерживают убеждение в том, что этот период был глобаль¬
ным событием.Ледник Сахама. В боливийской части Анд в 1997 г. был изучен
горный ледник на вершине вулкана Сахама (6550 м) — высшей
точке Боливии (18° ю.ш., 69° з.д.). Всего было пробурено четыре
скважины, две из которых достигли ложа на глубинах 132,35 и
132,75 м (рис. 5.37).Толщина льда на вулкане Сахама колеблется от 121 на вершине
до 177 м на юго-восточном склоне. Температура льда -10,3 С
на глубине 10 м, — 11,3°С на глубинах 30—70 м и —9,55°С на
контакте с ложем. Низкие температуры в толще льда обеспечи¬
вают хорошую сохранность климатического сигнала. В припо-Рис. 5.36. Годичные колебания 5180, стандартного отклонения от современно11
скорости аккумуляции льда, выраженные как отклонение от средних вели4111*
для последних 500 лет и концентрации микрочастиц в 1 миллилитре образна i
верхней части ледяного керна с ледникового купола Келькайя в Южном Г№
Показаны также исторически зарегистрированные явления Эль-Ниньо р<*зН
активности: 1 — максимальной, 2 — средней. 3 — наименьшей (по ThoinPs1991)326
1975195019251900187518501825180017751750172517001675165016251600157515501525150014751450Стандартное
отклонение
18	скорости	Содержаниеб О, %о	аккумуляции микрочастиц-22 -16	-2 0 2 4	0 4 8 12
Глубина,1®	О/5	О, %оРис. 5.37. Изотопно-кислородный профиль керна из ледника Сахама
(пи Томпсон, Михаленко, 1998)328
ерхностной части снежно-фирновой толщи ледника до глуби-1	20 м хорошо видны сезонные колебания 5|80, достигающие
70%о- ^ед на глУбинах 99—102 м сформировался в раннеголоце-„ую стадию примерно 10 тыс. лет назад (Томпсон, Михаленко,1998)- Дальнейшее снижение значений 5|80 до —20,7%о в интер¬
вале 103—111 м, вероятно, относится к похолоданию молодого
дриаса, которое происходило 12,5 тыс. лет назад. Более положи¬
тельные значения 5|80 в интервале глубин 111 — 115 м отражают
период потепления стадии аллерёд-бёллинг. Дальнейшее пони¬
жение значений 5|80 от 115 м до ложа на глубине 132,75 м ниже
_22%о относится к позднему плейстоцену. Изотопный сдвиг на
границе плейстоцен—голоцен составил 5,5%о, что сравнимо со
значением 8%с, полученным на леднике Уаскаран.Ледник Уаскаран. Ледник Уаскаран (9°06' в.д., 77°36' ю.ш.)
расположен на одноименной вершине на высотах более 6048 м
над УР- моря. Его толщина варьирует от 127 до 218 м. Самая
низкая температура в скважине на глубине 82,5 м равна —5,2°С.
Среднегодовая температура на поверхности составляла —9,8°С.
Эти сведения вместе с наблюдениями во время бурения дают
основание полагать, что ледник Уаскаран находится в мерзлом
состоянии вплоть до коренного ложа. В 1993 г. здесь была про¬
бурена скв. 1 длиной 160,4 м и отобрано 2677 образцов керна.
Скв. 2 достигла глубины 166,1 м, из неё получено 4675 образ¬
цов. Ледяной керн из обеих скважин был исследован в Универ¬
ситете штата Огайо на изотопный состав (б|80, 5D), содержание
микрочастиц, хлоридов и нитратов.Полученные по обеим скважинам данные (рис. 5.38) демон¬
стрируют заметные колебания значений 5|80 (Thompson et al.,
1985). Особенно они выражены в пределах нижних 2,5—3 м,
здесь значения б180 уменьшаются на 8%о, уменьшается также
содержание нитратов и увеличивается содержание пыли. Эти
изменения дают основание считать, что в толще ледника Уаска¬
ран присутствует лед, относящийся к последнему ледниковому
максимуму.Одновременное увеличение содержания пыли и уменьшение
значений 6|80 было зарегистрировано во всех кернах, относя¬
щихся к последнему ледниковому максимуму — как на леднике
Уаскаран, так и в полярных ледяным кернах. Разница в 8%с
между концом позднего плейстоцена и голоценом на кривой
6"0 ледника Уаскаран сравнима с таким же сдвигом в 6—7%с
На кривых, подученных на куполе С в Антарктиде и станциях
Дай-3 и Саммит в Гренландии. Еще более показательна разница
Между значениями дейтериевого эксцесса в голоценовой и позд-
^плейстоценовой частях керна 4,5%с на леднике Уаскаран и
'3%0 на куполе С.329
о102030405060708090100110120130140145150155160161162163164165166
Экстремальная запыленность керна с ледника Уаскаран в по-
едНий ледниковый максимум соответствует уменьшению влаж¬
ности и сокращению количества осадков в Южной Америке.
Судя по всему, около 25% территории Южной Америки покры¬
валось эоловыми отложениями, так как дули сильные ветры, а
поверхность земли была очень сухой. Концентрация нитратов в
плейстоценовой части керна гораздо ниже, чем в голоценовой.
Поскольку основной источник нитратов — это лесной покров,
можно говорить о значительно меньшей площади лесов в позд-
неМ плейстоцене.Палинологические данные по керну ледника Уаскаран позво¬
лили получить подробную летопись изменений растительного
покрова и климата Перуанского нагорья. Образцы, относящиеся
к последнему ледниковому максимуму, содержат очень мало
пыльцы, что свидетельствует о более низкой продуктивности
ландшафтов позднего плейстоцена. Судя по палинологическим
данным, голоцен здесь начался 10 тыс. лет назад. В период с
Ю до 7 тыс. лет назад растительные зоны перемещались вверх
из-за потепления и увеличения влажности. С 7 до 5 тыс. лет на¬
зад уменьшилось содержание пыльцы злаков и других растений
открытых пространств. Максимальное потепление наблюдалось
с 6,5 до 5,2 тыс. лет назад. Судя по палинологическим данным,
после 5 тыс. лет назад граница леса начала снижаться из-за тен¬
денции к похолоданию, достигшего максимума в малый лед¬
никовый период в VII—VIII вв., когда значения 5|80 равны
-19,2%о).Изотопно-кислородный профиль ледника Уаскаран (Thompson
et al., 1995) характеризуется очень низкими (до —24%о) значе¬
ниями 6180 в нижней части керна (современные значения — 16%о).
Это позволило отнести придонный лед к концу позднего плейсто¬
цена. Изотопные данные по леднику Уаскаран соответствуют
материалам по донным отложениям приледниковых озер в Андах,
в частности, по оз. Маскарди в Аргентине (рис. 5.39).Озеро лежит на высоте 800 м и полностью питается талыми
водами с горы Тронадор. По нему была получена 12-метровая
колонка донных отложений, датированных по |4С: 15 датировок
возрастом от 1,3 до 15,5 тыс. лет (Ariztegui et al., 1997). Корреля-
ция этих данных позволяет считать, что переход от позднего
плейстоцена к голоцену здесь очень строго привязан во вре¬
мени.Рис- 5.38. Изотопно-кислородные диаграммы по двум скважинам на леднике
Уаскаран: а — скважина 2, б — скважина 1 (по Thompson et at.. 1995)331
-24	-20	-166180, %о к SMOW<	Наступание ледника51вО, %о к PDB
3 2 1	ОМедианный размер частиц
3 4 5 6 78Рис. 5.39. Сопоставление изотопно-кислородного профиля керна ледника Уас-
каран (а) с датированной по |4С изотопной фораминиферовой колонкой Север¬
ной Атлантики (б — Bard et al., 1987) и со средней размерностью частип дон¬
ных отложений приледникового озера Маскарди в Аргентине (в)5.4.4.	Тянь-ШаньЛедяные керны на Тянь-Шане были получены в 1990 г. при
бурении ледников Григорьева и Ит-Тиш (42° с.ш., 78° в.д.).Ледник Григорьева. Ледник Григорьева лежит на высоте около
4660 м над ур. моря. Мощность льда изменяется от 58 до 110 м.
Температура льда на глубине 20 м равна —2°С; широко развиты
процессы таяния и вторичного замерзания. В 20-метровом ледя¬
ном керне (рис. 5.40), полученном с вершины ледника, был
проведен анализ концентраций микрочастиц, 5|80 и концентра¬
ций ионов СГ, SO^-, NO3. Первичные годовые слои с разным
содержанием нерастворимых пылевых частиц и неодинаковым
изотопным составом проследить не удалось из-за частичного та¬
яния и проникновения талой воды в более глубокие слои и ак¬
тивной изотопной диффузии в течение теплого сезона. Времен¬
ная шкала в керне льда была получена на основе анализа р-Ра'
диоактивности, позволившего определить положение высокора¬
диоактивного реперного горизонта на глубине 11,9 м, относяше-
гося к 1961 — 1962 гг. (испытания ядерного оружия в атмосфере)-332
абСуммарная
1В	(>радио-5 О,9оо активностьСуммарная
(3-радио-
5 0,%о активность-13-11-9-7 0 10 20 30	1 I I I!' I	1 1 I II I I II 1 IРис. 5.40. Значения 5|кО в 16-метровом (а) и 20-метровом (б) ледяных кернах
из ледника Григорьева на Тянь-Шане (по Thompson et al., 1997)Изотопно-кислородный анализ показывает значительное обо¬
гащение тяжелым изотопом кислорода в верхних 6,5 м, что, воз¬
можно, отражает тенденцию к глобальному потеплению. Здесь,
как и на леднике Данде, наблюдается обогащение осадков тяже¬
лыми изотопами кислорода за последние 40 лет (см. рис. 5.40).
Значения 5,кО изменяются от —14 до — 1%о. Наиболее отрица¬
тельные значения (от -12 до -14%с) приурочены к придонным
слоям льда. Отмечено, что в 1962 г. температура ледника Гри¬
горьева на глубине 20 м была —4,2°С, т.е. повышение температу¬
ры за 30 лет превысило 2°С. Это указывает на повышение тем¬
пературы конденсации осадков и общее потепление в этой час-
Ти Азии.Ледник Ит-Тиш. Анализ содержания пылевых частиц, 51Х0 и
О и керне из южного края ледника Ит-Тиш (4600 м над ур.
м°Ря) (рис. 5.41) дает основание для вывода о том, что в ледни-
ш ВеР°я™о, сохранился позднеплейстоценовый лед. Значения
О в голоценовом льду в среднем составляют —11,5%о, а в позд-
еплейстоценовом —12,19%о. Данные по содержанию дейтерия333
Рис. 5.41. Содержание стабильных изотопов (5|80, 5D и dexc —
избыток дейтерия) в 9-метровом керне ледника Ит-Тиш на Тянь-Шане
(по Thompson et al., 1997).подтверждают это; значения 5D = -71,3%o для голоценового
льда и —82,8%о для позднеплейстоценового (Thompson et al.,
1997). Избыток (эксцесс) дейтерия составил соответственно 18,6
и 14,7%о. Это свидетельствует о большой влажности воздуха в
конце позднего плейстоцена, что находится в хорошем соответ¬
ствии с данными по леднику Данде, где также зафиксированы
более влажные условия для окончания позднего плейстоцена.
Если источник увлажнения для ледника Ит-Тиш оставался не¬
изменным в позднем плейстоцене и голоцене, более низкие зна¬
чения дейтериевого эксцесса для позднего плейстоцена могут
свидетельствовать о более низких температурах в районе источ¬
ника влаги, который, скорее всего, находился над океаном.5.4.5.	КавказНа примере ледника Марух на Западном Кавказе (сМ
рис. 3.19) есть возможность показать сравнительно малую из
менчивость значений 5180 в фирновой толще — от —16 до '
Там же приведены данные о распределении дейтерия и тяжело
кислорода в верхней части снежной толщи на леднике Гарабаш334
рис-$42. Изменение содержания!и>йтеРия ^ и ТРИТИЯ (2) в последо-
^тс;|ЬН° таюших фракциях талойвоДь1из снега на горном <
Большого Кавказа
(по Супаташвили, 1984)на южном склоне Эльбруса,
продемонстрировавшие су¬
щественно более тяжелый со¬
став летнего снега по сравне¬
нию с зимним — летом значе¬
ния 6D близки к —40%о, а зимой они менее —148%с, соответ¬
ственно значения 5|80 составляют — 1%о и от -16 до — 19%с; в ре¬
зультате формируется ледниковый лёд со значениями 5D от
-65 до -80%о и 6180 от -12 до -14%0.Г.Д. Супаташвили (1984) установил, что при таянии пер¬
вых порций снега талые воды характеризуются значениями
5D < — 110 ... — 112%о, а затем изотопный состав воды становится
все тяжелее и в последних 8—9 фракциях значения 5D > — 100%с
(рис. 5.42). На основании этого Г.Д. Супаташвили делает вывод
об ограничении возможностей использования льда ледников
умеренных широт для реконструкций химического состава снеж¬
ных осадков в прошлом, так как процессы последовательного вы¬
мывания изотопов и ионов при таянии снега происходят с разной
скоростью и поэтому часть легкорастворимых ионов в леднико¬
вых толщах представлена в резко уменьшенном количестве.Детальные изотопно-кисло¬
родные исследования были вы¬
полнены в скважине на лед¬
нике Джантуган (рис. 5.43),
расположенном выше извест¬
ного приэльбрусского ледника
Джанкуат. Здесь проанализи¬
ровано около 50 образцов до
дубины 52 м, где залегает лед,
формировавшийся из снега
конца 50-х — начала 60-х гг.
корость накопления фирнаб'80, %0-19 -16 -13 -10 -7nrw Изотопно-кислородный
°Филь в керне скважины, пробу-
Фи в 1982 г- на Джантуганском
dew	плато в Приэльбрусье (по„о, В-В. Поповнина). Пунктиром
азана нижняя граница фирновой
тол ши335
составляет около 3 м в год, т. е. нижняя граница фирна, залегаю
щая на глубине около 14,5 м, датируется 1978 г. (бурение пр0Из'
водилось в 1983 г.). Отбор на изотопные определения выполне'
из нижней части фирновой толши и из средней части ледян0-
толщи (с глубины 45—52 м), накопившейся с 1960 по 1964 г. 3На
чения б|80 в толще варьируют от —7,8 до —18,9%о, причем отме
чено утяжеление изотопного состава вверх по разрезу, что, оче
видно, можно связать с потеплением зимних сезонов в период г
1960 до 1982 г.5.4.6.	КамчаткаСтрати- ъ S’сс m -22° 5 мграфия6 О, %о
-18 -14 -10Изотопные исследования выполнены на ледниках, в кратерах
потухших вулканов Ключевской группы: Плоский Толбачик и
ледника вулкана Ушковский.Ледник вулкана Плоский Толбачик. Ледник в кратере вулкана
Плоский Толбачик залегает на высотах около 3000 м над ур. моря.Средняя скорость аккумуляции
в фирново-ледяной зоне со¬
ставляет около 27,5 г/см2 в год.
Образцы для анализа отбира¬
лись Я.Д. Муравьёвым снизу
вверх, начиная от четко выра¬
женного горизонта пепла, сфор¬
мировавшегося после изверже¬
ния вулкана в 1924 г. Амплиту¬
да значений 5|80 составляет в
основной части толщи около
4%о\ от -21 до — 17%с (рис. 5.44).
однако встречаются горизонты
и со значениями — 14,8%о. Зна¬
чителен диапазон вариаций 5|80
в годовом цикле: от -24 до—	17%о.В слоях 1924-1941 гг. сред¬
нее значение 6|80 = — 17,6%о.аРис. 5.44. Изотопно-кислородный пр
филь в керне скважины, пробурснн
на леднике вулкана Плоский Толоз
(по данным Я.Д. Муравьева): 1 — све...
выпавший снег; 2 — фирн; 3 — ТЬ|.
тый фирн; 4 — пепловые горизои
маркирующие извержения вулк
5 — летние слои льда и фирн3
май1986февраль1980август1974июнь1968Страти¬
графия -200-50 29 июля
1996
Лето
199519 июля
1993dexc, %онов ■■ РаспРеделение Дейтерия (5D) и дейтериевого эксцесса (dtU4,ss) в фир-
°и толще ледника Горшковский в кратере вулкана Ушковский на высоте
3903 м. Темные полосы — прослои инфильтрационного льда
(по данным ЯД. Муравьева и Т. Шири ивы)337
в слоях 1948—1951 гг., отмечены положительные сдвиги знач?
ний 8lsO на 5— 10%с. Слои 1967—1975 гг. вновь характеризую^
заметно более легким изотопным составом,—18,8%с. Столь резкое
снижение значений 6|80 от конца 40-х к 60—70-м годам может
быть объяснимо общим похолоданием и повышением доли зцц,_
него снега, тогда как повышение значений 6|80 конца 40-х годо»
связано с глобальным потеплением того времени. Резкое же уце.
личение значений 6|80 в конце 40-х годов может быть связано с
поступлением пара с поверхности лавового озера, в кратере вулка¬
на, активизировавшееся в результате повышения температуру
вулкана. На это указывает и рост минерализации фирна в этом
горизонте (до 17 мг/л, а с учетом нерастворимых примесей — До
60 мг/л) в два—четыре раза по сравнению с остальной толщей
(менее 10 мг/л).Ледник Горшковский. Ледник Горшковский — это кальдерный
ледник вулкана Ушковский, где толщина льда составляет около
240 м. Среднегодовая температура здесь равна — 18°С, средняя
температура зимы —35, лета 7°С. Температура на глубине 10 м
равна — 15°С, а на глубине 212 м —4,2°С. Примерно до глубины
55 м, по данным Я.Д. Муравьёва, отмечается переслаивание ин-
фильтрационного льда и фирна, ниже залегает лед. Во всей тол¬
ще обнаружено 328 прослоев вулканического пепла, часть их
была идентифицирована с историческими извержениями вулка¬
нов Ключевской группы на протяжении последних 500 лет.В приведенном на рис. 5.45 профиле 28-метровой скважины
вскрыта толща льда возрастом около 30 лет. За это время не от¬
мечено сколько-нибудь устойчивой тенденции изменения со¬
держания дейтерия; значения 8D варьируют преимущественно
от —190 до -130%о, хотя в самой верхней части толщи они из¬
меняются в более широком диапазоне: от —200 до —98%с. В рас¬
пределении изотопно-геохимических характеристик льда обра¬
щает внимание сходство кривых 8D и дейтериевого эксцесса
льда. Это свидетельствует, прежде всего, о существенной диф¬
ференциации летних и зимних осадков, а также осадков, посту¬
пающих из разных частей окружающих морей.5.5.	ОСНОВНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ПАЛЕОГЛЯЦИОЛОГИЧЕСКОЙИ ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКОЙ ИНТЕРПРЕТАЦИИСОСТАВА СТАБИЛЬНЫХ ИЗОТОПОВ1.	Представленные в этой главе материалы показывают, 1|Т°
использование стабильных изотопов для палеогляциологически*
и палеогеографических построений в различных типах наземнЫ*
льдов могут существенно различаться. Изотопные данные с по338
1ЯрНых ледниковых щитов Антарктиды и Гренландии охватили
огромные 0ТРезки времени: для Гренландии 250 тыс. лег и для
днтарктиды более 400 тыс. лет. Данные с островов Канадского
дрктического архипелага и Российской Арктики характеризуютосновном голоцен. Однако в условиях ограниченного таяния,
иИЗКих температур и слабой динамики ледниковых покровов и
на арктических островах могут сохраняться реликты поздне-
плейстоиенового оледенения, что видно на ледниковом куполе
0 Девон, и, возможно, на куполе Барнса на Баффиновой Земле
и леднике Академии наук на Северной Земле.Изотопные исследования горных ледников привели к получе¬
нию неожиданно длительных изотопных рядов. Еще Ю—15 лет
назад считалось, что в горах сохранились только относительно
молодые — голоценовые ледники, что связывалось с высокими
скоростями движения горных ледников, обеспечивавших быстрый
вынос вещества. Сейчас получены палеоизотопные данные по
ледникам Китая, Кордильер, Тянь-Шаня, свидетельствующие о
возможности сохранения здесь позднеплейстоценового льда.2.	Источниками вариаций изотопного состава ледникового
льда голоценового и плейстоценового возраста могут быть: изо¬
топный состав, температура поверхностных вод и уровень по¬
верхности Мирового океана, источник влаги и атмосферная
циркуляция, обусловленная климатом температура воздуха, вы¬
сота ледникового покрова, направление потока льда, изменение
скорости аккумуляции и соотношения количества летних и зим¬
них осадков. При проведении палеотемпературного анализа не¬
обходимо вводить эти поправки. Основные трудности палеотем¬
пературной интерпретации ледяных кернов в плейстоцене свя¬
заны с изменением размеров ледниковых покровов. Изменения
же в изотопном составе морской воды играют меньшую роль,
чем изменение температуры осадков, так как изменчивость изо¬
топного состава морской воды (составлявшая по кислороду не
более I— 2%с) значительно меньше, чем изменение коэффици¬
ента фракционирования при конденсации снега.3.	Методику датирования ледяных кернов можно условно
Разделить на два типа. Гляциологический подход использует мо-
Дель растекания льда и модель аккумуляции, более общий под-
Х°Д состоит в корреляции климатических и стратиграфических
индикаторов ледниковой летописи с другими кернами, а также
^РУгими палеогеографическими данными, например, с морски¬
ми фораминиферовыми колонками.Основой точных геохронологических расчетов служит пред-
п°сЬ1лка, что стратиграфическая последовательность льда в лед¬
никовых толщах оставалась ненарушенной, так что все годич-1е прослои сохранились в непрерывной последовательности и339
утончаются вниз в результате вертикальной деформации, зави
сящей от глубины. На больших глубинах, где степень сжати'
льда вследствие огромного давления очень велика, утончение
годичных прослоев льда может приобретать случайный характерАнализ сезонной слоистости, успешно применяемый для опре
деления возраста керна Кемп Сенчури в Антарктиде использо¬
вать не удалось, так как толщина годовых слоев либо сущест.
венно изменяется (от 8 до 70 см в год на ст. Бэрд), либо имеет
очень малые значения (несколько сантиметров на ст. Восток), в
краевых частях сложный режим перемещения льда вносит д0.
полнительные сложности в определение возраста.4.	Значительные расхождения в характере изотопных кривых
соседних скважин (как, например, отмечено в придонных частях
двух близко расположенных скважин на о. Девон) могут возникать
на контакте ледника с его основанием, что приводит к наруше¬
нию слоистости. В некоторых случаях резкие скачки в содержа¬
нии стабильных изотопов, когда Д5|80 достигает 5—8%о, возни¬
кают в результате действия механизма движения льда, связанно¬
го с конвекцией. Наибольшие холодные изотопные пики, веро¬
ятно, могут указывать на конвекцию снизу изотопически более
легкого льда. В придонных слоях покровных ледников, как пра¬
вило, происходят крупномасштабные деформации придонных
частей ледника, обычно возникающие из-за неоднородностей
скального ложа, что нарушает последовательность слоев. Вре¬
менная шкала ледяных кернов не линейна из-за изменчивости
скорости аккумуляции во времени, и в результате утончения
слоев в нижней части толщи льда информация оказывается
очень сжатой.5.	Путь снега от центральных к периферийным частям мощ¬
ных ледниковых покровов длится десятки или сотни тысяч лет.
Постепенно погружаясь и трансформируясь, первоначальный
слой снега все больше приближается к ложу ледникового купо¬
ла. Для достижения ложа Антарктиды под действием горизон¬
тального растекания в наиболее мощной части купола требуется
около 400—450 тыс. лет, за это время лед перемещается более чем
на 1000—1500 км. Для достижения ложа Гренландии нужно около
200—250 тыс. лет, за это время лед перемещается на 400—600,
реже до 1000 км. На ледниках Арктики в особо благоприятны'
случаях возраст льда может достигать 100 тыс. лет; в горны*
ледниках в исключительных случаях встречается лед возраст^
первые десятки тысяч лет.6.	Основная часть толщи льда мощных ледниковых покров°в
Антарктиды и Гренландии, особенно в их краевых частях, на
копилась в условиях, когда поверхность ледника была на сотн340
етр0|з выше. Поэтому постепенное уменьшение значений 6lsO
§D с глубиной в верхних частях ледниковых кернов, распола-
ющихся на окраинах гренландского и антарктического покро¬
ев может в определенной мере отражать влияние притока льда
„з более холодных мест. Однако основной причиной уменьшения
начений 5|80 в нижних частях кернов все же служат климати¬
ческие изменения.7.	Понижение уровня Мирового океана в позднем плейстоце-
не достигавшее 100—120 м, вероятно, способствовало продви¬
жению ледниковых покровов Антарктиды и Гренландии до новой
береговой линии, местами совпадающей с границей материко¬
вого шельфа. Разрастание Антарктического ледникового щита,
очевидно, сопровождалось значительным утолщением в цент¬
ральных районах, что могло приводить к изменениям в направ¬
лении растекания льда.8.	Изотопные исследования на островных и горных ледниках
показали, что мощность прослоев изотопически тяжелого льда,
как правило, значительно превышает мощность прослоев изото¬
пически более легкого льда. Это свидетельствует об интенсив¬
ной аккумуляции снега в условиях более мягких зим. При этом
нередко даже увеличение летней абляции не компенсирует ак¬
тивизацию снегонакопления.9.	Изотопные исследования ледников Анд продемонстрировали
взаимосвязь режима накопления льда и катастрофических явле¬
ний, связанных с деятельностью теплых океанических течений
типа Эль-Ниньо, которые приводят к регулярной активизации
проявлений муссонного климата. Наиболее холодным периодам'
с низкими значениями 5180 и 5D соответствует накопление силь¬
но загрязненного льда из-за значительного привноса пылеватых
частиц. В этих тропических районах существенное увеличение
абляции в период активизации снегонакопления приводит к от¬
рицательному балансу массы.10.	Из результатов изотопно-геохимического исследования
леДников и ледниковых покровов следует, что скорость аккуму-
Ляиии льда в позднем плейстоцене была, по крайней мере, на
треть, а скорее всего вдвое ниже современной. Об этом свиде¬
тельствует повышенное содержание в позднеплейстоценовом
ЛьДУ нерастворимых микрочастиц, натрия, кальция, кремния и
^Юминия, вызванное усилением меридиональной циркуляции.Меньшение размеров кристаллов льда, характерных для позд-
еплейстоценовых слоев, связано с более низкой температурой.
°кращение поступления атмосферных осадков на поверхность
Дников и снижение скорости аккумуляции, очевидно, вызыва-
Сь общим низкотемпературным фоном позднего плейстоцена,341
что вело к уменьшению испарения и соответственно сниженцн
количества выпадающих осадков.11.	Изотопные исследования наземных ледников позволили
высокой степенью точности реконструировать колебания темп?
ратур воздуха для последних 450—500 тыс. лет.Для ключевых периодов голоцена и плейстоцена они бьпи
следующими.В малый ледниковый период (XVI— XIX вв.) температуры возду.
ха были в среднем ниже современных на 2—3°С, по отдельным
регионам они менялись следующим образом: в Антарктиде — На1—2°С, в Гренландии — на 2—3°С, на островах Канадской Аркти¬
ки — на 2—4°С, на островах Российской Арктики — на 1—3°С, в
Андах и горах Центральной Азии — на 3—4°С, на Тянь-Шане -
на 2—4°С.В тёплые фазы голоценового оптимума от 10 до 5 тыс. лет
назад температуры были, как правило, выше на 1—3°С. по от¬
дельным регионам они менялись: в Антарктиде и Гренландии -
на 1—2°С, на островах Канадской Арктики — на 1—3°С, Россий¬
ской Арктики — на 1—2°С, в Андах — на 2—3°С, в горах Цент¬
ральной Азии — на 1—2°С, на Тянь-Шане — на 3—5°С. Однако
в холодные фазы оптимума голоцена температуры были близки к
современным, а иногда и ниже.В экстремально холодную эпоху позднего плейстоцена 40-
15 тыс. лет назад температуры по отдельным регионам меня¬
лись следующим образом: в Антарктиде были холоднее на 5—8°С,
в Гренландии — на 12—15°С, на островах Канадской Арктики -
на 7—10°С, Российской Арктики — на 6—8°С, в Андах — на
4—10°С, в горах Центральной Азии — на 2—4°С, на Тянь-Шане -
на 6—8°С.В эпоху оптимума микулинского межледниковъя или земского пе¬
риода (приблизительно 130—110 тыс. лет назад), по изотопным
данным температуры были теплее на 2—5°С, в том числе: в Антарк¬
тиде — на 2—4°С, в Гренландии — на 4—5°С, на о. Девон — на
4—5°С.Для более древних эпох температуры по изотопным данным
реконструированы только для Антарктиды и Гренландии. Хо¬
лодный период заале (около 150 тыс. лет назад) в Антарктиде
был холоднее на 6—8°С, в Гренландии — на 10—12°С; относи¬
тельно теплый период гольштейн (около 250 тыс. лет назад) 8
Антарктиде теплее на 2°С, в Гренландии — на 1— 2°С.Еще более древние эпохи охарактеризованы по изотопны*1
данным только на основе антарктических кернов. В более чеП
лые периоды (410 и 330—300 тыс. лет назад) температуры был"342
■9-3°С выше современных; в более холодные периоды (350—0	и 270—260 тыс. лет назад) температуры были на 6—8°С нижес0ВремеННЫХ-Важно отметить, что каких-либо явно выраженных тенден¬
ций ч сторону направленного похолодания (по соотношению
меЖДУ собой холодных пиков в разные периоды плейстоцена и
гоЛОцена) или в сторону направленного потепления (по соотно¬
шению между собой теплых пиков в разные периоды плейстоцена
голоиена) в пределах последних 450 тыс. лет не выявлено.Климатические события в разных частях Гренландии в позд-
неМ плейстоцене и голоцене, реконструируемые по всем глубо-
ким скважинам, очень хорошо коррелируют между собой. При¬
чина этого заключается в общем источнике влаги и аналогичнойистории.12.	Хорошее совпадение изотопных данных выявлено для
Гренландии и Антарктиды и за последние 40—50 тыс. лет. Ин-
терстадиалы, отмечаемые в Антарктиде, во многом совпадают с
таковыми в Гренландии. Это значит, что общепланетарные про¬
цессы обеспечивают взаимосвязь палеоклиматических тенден¬
ций на всем земном шаре.13.	По-прежнему сохраняется проблема палеотемпературной
интерпретации изотопных данных. Всё ещё не объяснена раз¬
ница в позднеплейстоцен-голоценовом сдвиге температур по
данным изотопных исследований на ст. Восток в Антарктиде
(6—8°С) и ст. Саммит в Гренландии (12°С). Причин этого может
быть много, и астрономические, по-разному действующие в Се¬
верном и Южном полушариях, и земные: колебания уровня Ми¬
рового океана, быстрый сброс льда и спуск огромных объёмов
приледниковых вод в Северном полушарии (Гросвальд, 1999)
и др.#
Глава шестаяСТАБИЛЬНЫЕ ИЗОТОПЫ В ПОДЗЕМНЫХ ЛЬДду
И ИХ ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПРИ КРИОГЕНЕТИЧЕОш*
ПАЛЕОГЕОКРИОЛОГИЧЕСКИХ
И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИХ ПОСТРОЕНИЯХАнализ данных по содержанию 180 в поверхностных и под
земных льдах и многолетнемерзлых породах позволяет рещИт'
ряд вопросов о происхождении вод в криосфере и путях их ми
грации, осветить проблемы криогенетической, палеоклимати
ческой и палеогеографической интерпретации вариаций тяжелых
изотопов. Интерпретация полученных результатов во льдах раз.
ных типов различается, так как условия формирования льдов
неодинаковы.6.1. ИСТОРИЯ ИЗУЧЕНИЯ СТАБИЛЬНЫХ ИЗОТОПОВВ ПОДЗЕМНЫХ ЛЬДАХПервыми объектами исследования стабильных изотопов в
мировой геокриологии были подземные льды Сибири, которые
изучала Р. В. Тейс (1948). Однако развития эти работы не получи¬
ли из-за невысокой точности измерений. Лишь в начале 70-х го¬
дов М. Стайвер с коллегами (Stuiver et al., 1976), как мы уже рас¬
смотрели в предыдущей главе, изучили состав стабильных изо¬
топов в текстурных льдах мерзлой толщи в перигляциальном
районе Антарктиды, близ ледника Росса, а позднее проводились
изотопные исследования мерзлых толщ на севере Канады (Burnet
al., 1986; Dallimore, Wolfe, 1988; French, Harry, 1990; Fujino et al.,
1983,1988; Fujino, Kato, 1978; Mackay, 1983; Mackay, Lavkulich,
1974; Michel, 1983, 1986, 1990; Michel, Fritz, 1978, 1982, 1983).
Затем появились работы по изотопному составу мерзлых толш
на севере Норвегии (Gordon et al., 1988) и на Аляске.Существуют различия в подходе исследователей к изучению
мерзлых пород: в основном пытаются массовыми измерениями
5IS0 (реже 5D) в залежеобразующих или текстурных льдах полу¬
чить различия изотопных характеристик и прямо интерпретиро-
вать их в криостратиграфических и палеоклиматических терми¬
нах. При этом авторы неизбежно сталкиваются с проблемой не¬
определенности эффекта криогенного фракционирования, кото¬
рое в условиях закрытой системы может приводить к очеИь
большим (до 13—20%с) различиям в текстурных или Пластовы
льдах, даже сформировавшихся из одного и того же объе^
воды. Ни палеоклиматические, ни криостратиграфические п°
строения невозможны при простом массовом опробовании нт344
иных (часто случайных) скважинах или шурфах, где возраст11)111 определяется лишь косвенно и, как правило, приблизи¬
ло, а условия промерзания могут настолько различаться по
те^пам и направленности, что приводят к большому разбросу
ТС чений 51S0 и 5D (не говоря уже о разных источниках воды —
зН^оСферной, гидросферной или внутригрунтовой). При изуче¬
нии подземных льдов помимо тщательного подхода к изучению
азреэов и скважин, их детальному опробованию, а также акку-
РатНости при упаковке и хранении, нужно разработать методы и
^пиемы датирования изотопных кривых с учетом источников
поступления воды и характера ее промерзания.Для сингенетических повторно-жильных льдов выработана
(Васильчук, 1992) однотипная методика исследований: одновре¬
менно решается задача установления вариаций 5|80 и 5D в
мошных повторно-жильных и текстурных льдах из вмещающих
их мерзлых пород и задача корректного датирования толщ ра¬
диоуглеродными сериями. Такой подход позволил получить на¬
дежно датированные изотопно-кислородные и дейтериевые диа¬
граммы, особенно подробно составленные для мощных повтор¬
но-жильных льдов, что дало возможность сопоставить между со¬
бой палеоизотопные и палеоклиматические осцилляции для по¬
следних 40—50 тыс. лет на обширной территории от Ямала до
Чукотки. А в последние годы появились методы прямого дати¬
рования подземных льдов с помощью ускорительной масс-спект-
рометрии (Wilson, 1998; Васильчук и др., 2000а), что дает воз¬
можность получать изотопные диаграммы, очень хорошо привя¬
занные к возрастной шкале.В настоящее время обстоятельные изотопные исследования в
России выполняются на опорных разрезах Ямала, Таймыра, се¬
верной Якутии и Чукотки учеными интернациональных групп
(с участием финских, голландских, японских, австрийских,
немецких и американских исследователей). Особенно важно
Углубление исследований за счёт более детального опробования
Разрезов и одновременного выполнения как изотопно-кисло-
Родных, так и дейтериевых определений (Васильчук и др., 1999,
-000а,в; Деревягин и др., 1999), что служит дополнительным ин-
стРУментом палеогеокриологических реконструкций.6-2. ПОВТОРНО-ЖИЛЬНЫЕ ЛЬДЫИзучение криогенного строения полигонально-жильных мас-
нбов, а также характера изотопно-кислородных и дейтериевых
аграмм в жилах и текстурных льдах из вмещающих многолет-
МеРзлых пород существенно дополнило взгляды на формиро-
Ние мощных сингенетических ледяных жил. Существующие
Оставления о монотонном сингенетическом росте повторно¬345
жильных льдов одновременно с накоплением вмещающИх
осадков не объясняют ритмичного чередования в разрезе Их
вертикали минеральных пород со слоями торфа или оторф01гП°
ного грунта. В большинстве разрезов синкриогенных поли
нально-жильных систем число таких литологических пар ми№'
ральная порода-торф равно трем—пяти. При этом мощной'
слоев минеральных пород составляет 5—7 м, а торфа или ото Ь
фованных грунтов — 1—3 м. Встречаются разрезы с больщи
количеством и частым переслаиванием литологических пар. Эт
особенности строения разрезов вмещающих пород подчеркива
ются и строением ледяных жил, особенно характером их боко¬
вых контактов с породами. Нередко встречаются жилы, головы
которых залегают на уровне торфяных прослоев или под ними
В разрезах монолитных сплошных по вертикали мощных жил на
этих же глубинах наблюдается заметное расширение ледяного
клина, а иногда и четко выраженные “плечики”, образованные
вложенными друг в друга макроклиньями льда.6.2.1.	Механизм формирования сингенетических повторно¬
жильных льдов. Согласно классической модели сингенетического
накопления осадков, предложенной А.И. Поповым и Е.М. Ката-
соновым, промерзание происходит тонкими “пачками”, что
принято объяснять соотношением осадконакопления и циклич¬
ного изменения глубины протаивания деятельного слоя за ряд
лет. При этом мощность приращения снизу синкриогенной пачки
объясняется соотношением изменения глубины протаивания, т. е.
его цикличности за ряд лет и скорости накопления осадков. Чем
больше амплитуды цикличности, тем продолжительнее каждый
цикл и чем больше скорость накопления осадков, тем крупнее
будут “пачки”, переходящие в мерзлое состояние. Рассматривая
процесс сингенетического формирования мощных ледяных жил,
А.И. Попов (1967) считал, что образование полигонально-жиль¬
ного льда происходит в период, когда поверхность террасы пе¬
реживает пойменную стадию и на ней происходит накопление
осадков. С прекращением пойменного режима и накопления
осадков останавливается и рост льда. Еще ранее А.И. Попов от¬
мечал одновременность накопления пойменных осадков и тре¬
щинно-полигонального льда. Он считал, что одинаковый фат¬
альный состав пойменных осадков, выдержанный иногда на де¬
сятки метров по вертикали, доказывает, что формирование всей
толщи происходило при неизменном (или мало изменяющиеся)
пойменном режиме, что каждый слой был отложен в половодье
на полигональной поверхности поймы и что последняя переме¬
щалась все выше и выше. Этот механизм объясняет природу м°"
нотонного характера мощных фрагментов синкриогенных тол^
с повторно-жильными льдами, но не дает объяснения их РиГ
мичного строения, гораздо чаще встречающегося в природе.346
347Hue. 6.1. Циклическое строение повторно-жильного комплекса в разрезе Мус-Хая в низовьях р. Мны(фото Е.М. Катасонова)
6.2.2.	Новая модель формирования мощных сингенетиче
повторно-жильных льдов. Часто встречаются разрезы с мощ1пКИ)(
повторно-жильными льдами циклического строения (рис (, 'iMl1
6.2). При этом жилы могут быть сплошными (транзитными^ И
признаками ярусности, выражающимися в разрезе плечика’ С
утолщениями и др. Нередко можно встретить и жильные сис И’
мы, ярусность которых выражена более четко — это отдельн*'
небольшие жилы, залегающие в разрезах на разных высотах од ^
над другой. К таковым, например, относятся повторно-жильны3
льды в озерной толще Ледового обрыва на р. Майн (рис. 6 31*
В нижней части толщи были изучены три яруса ледяных жил
каждая высотой 3—4 м.Жилы каждого из ярусов залегают в мелких песках и пере-
крываются торфом и супесью. Важной особенностью является и
существенная дифференциация значений 5lsO в жилках разных
циклов: —23,8%о в нижних жилах и —28%о в жилах среднего
яруса, при средних для этого региона значениях в жилах едом-
ных отложений от —26,8 до — 28,6%с (Васильчук, 1992). Инте¬
ресно, что и в мощной (по вертикали более 50 м) многоярусной
(более 6 ярусов ледяных и грунтовых жил высотой до 7—8 м)
полигонально-жильной системе, отмеченной в преимуществен¬
но песчаном (с прослоями аллохтонного торфа, содержащего
ветки кустарников и стволы деревьев) разрезе Усть-Алганского
обрыва (в нескольких километрах выше по течению р. Майн) в
изотопном составе ледяных жил также отмечена существенная
дифференциация (от —23,4 до —27,8%о), которую можно связать
с проникновением изотопически более тяжелых речных вод в
тело жилы в конце этапа субаквального накопления массива и
начала активного роста очередного яруса ледяных жил. На ак¬
тивное участие речных вод в формировании толщи отложений
здесь указывает и инверсия радиоуглеродных датировок — более
древних вверху и более молодых внизу, полученных по прекрас¬
но сохранившимся, но окатанным при переносе рекой веткам
(Васильчук, 1992).Ярусное (циклическое) строение едомных толщ встречается
достаточно часто, и, как правило, ярусность в сложении вмещаю¬
щих пород корреспондирует с ярусностью в залегании повторно¬
жильных льдов. Это позволило обосновать новую структурную
модель формирования мощных сингенетических повторно-
жильных льдов (Васильчук, 1992, 1999). Её основу составляет
макроциклический механизм формирования сингенетических
жил. Суть предложенной модели состоит в том, что сингенети¬
ческое формирование мощных ледяных жил рассматривается не
в рамках принятой парадигмы — как процесс непрерывного
формирования льда, а в несколько иной трактовке — как Цик¬
лический процесс.348
р- 6.2. два НСрХНИХ яруса полигонально-жильного комплекса Айонской едомы.'-Tajiuu I 			 1 		« 	1,1	 I/ d	\чдия I — нижний ярус, стадия 2 — верхний ярус (фото Ю.К. Висильчуки)349
Абс. высота, м########12/ > / /
/ / / /34CZS «=>Рис. 6.3. Ярусное (циклическое) залегание повторно-жильных льдов в нижней
части озерной толщи Ледового обрыва на р. Майн (вблизи контакта с класси¬
ческим едомным останцом в нижней части разреза, на рисунке справа внизу) и
изотопно-кислородный состав жил (значения 5lsO в %о показаны крупными
цифрами рядом с жилами): 1 — торф; 2 — песок; 3 — супесь; 4 — лед сингене¬
тических жил; 5 — гравий и галькаГлавное отличие этой модели от имеющихся моделей цикли¬
ческого развития жил состоит в неклиматическом запускаюшем
механизме выявленной цикличности, т. е. цикличность проявля¬
ется независимо от климатических ритмов потеплений или по¬
холоданий. Согласно макроииклической модели, главным детер¬
минирующим механизмом была неоднократная повторяющаяся
смена характера осадконакопления (рис. 6.4) на поверхности по-Рис. 6.4. Модель макроциклического формирования сингенетических повтори0
жильных льдов (по Васильчуку, 1999). I и III — субаэральные фазы развития. П '
субаквальная (супрааквальная) фаза развития: 1 — торф; 2 — супесь с песко'1-
3 — супесь; жильный лед: 4 — ранней, 5 — средней и 6 — поздней фаз развит*1 ^7	— вода (озеро, река, 176а и др.); 8 — отбор образцов из жил первой субаэр*-1
ной фазы; 9 — отбор образцов из жил второй субаэральной фазы
I!а	б	в#
n #12\\3/4a6вa6вг\\V<WVV6	 _7▼▲■•8#+"Г351
лигонального массива — субэрального и супрааквального (
субаквального). Под последним понимается небольшая м*е
ность воды на поверхности полигонального массива, лищь0Ць
редка превышающая 1 — 1,5 м (в противном случае залегаю Из'
ниже жилы даже в суровых условиях позднего плейстоцена
бы протаять).	ЛиФормирование сингенетических ледяных жил в условиях м
ленного непрерывного осадконакопления сопровождается пег!'
лярно повторяющимся морозобойным растрескиванием. Так
тип седиментации в течение последних 50 тыс. лет проявляло
эпизодически только в некоторых районах; чаще субаквально^
осадконакопление сменялось субаэральными условиями роСТа
повторно-жильных льдов. Смена субаэрального режима субак
вальным может быть связана с подпруживанием небольших рек
подтоплением пойм, опусканием побережий морей, заливов и
губ, образованием запруд или обширных соров и т. д.Основной рост сингенетических повторно-жильных льдов
происходит в субаэральной среде, во время аккумуляции торфа
или оторфованных осадков. Периодически во время накопления
гравия, песков, супесей, суглинков и глин в субаквальных усло¬
виях рост ледяных жил замедляется или приостанавливается.
Когда субаэральный режим возобновляется, рост ледяных жил
активизируется. Если толща субаквальных осадков имеет не¬
большую мощность (менее 3—4 м), хвосты более молодых и
стратиграфически расположенных выше жил проникают в погре¬
бенные ледяные жилы предыдущей фазы. Наоборот, если мощ¬
ность толщи субаквальных осадков превышает 4—5 м, располо¬
женные стратиграфически выше ледяные жилы не проникают в
залегающие ниже.Этап субаэрального осадконакопления (он чаще всего фикси¬
руется прослоями и горизонтами насыщенными органикой ав¬
тохтонного или аллохтонного происхождения; в классическом
случае это автохтонные торфяники) соответствует активному
приросту массы льда в ледяных жилах (жилы в этот период рас¬
тут преимущественно в ширину, хотя, например, при очень ак¬
тивном накоплении торфа в субаэральных условиях заметен и
рост ледяных клиньев в высоту, поскольку за длительный период
субаэрального развития дневная поверхность торфяника может
подняться на 1,5—2 м, иногда и более).Этап субаквального (или супрааквального) осадконакоплени^
соответствует замедлению или прекращению прироста льД*1
теле ледяных жил, часто он фиксируется горизонтами супесей
суглинков, реже песком, еще реже гравием и совсем редко ш
нем с тонкодисперсным заполнителем. В этих горизонтах ча
можно встретить обилие переотложенных спорово-пыльие15
зерен, нередко отмечается заметная концентрация диатомов352
рослей или остатков водных растений, а иногда и включе-
фораминифер или даже остатков рыб.^Последующее повторение периода субаэрального формирова-
жил ведет к образованию верхнего яруса ледяной жилы,
иИ,чем если во время накопления с убак вал ьной (супрааквальной)
тши Рост жил прекращался, а мощность этой толши велика,
т J формируются отдельные ярусы ледяных клиньев; в других
Т.уЧаях — сплошные (или транзитные) ледяные клинья, часто с
признаками ярусности.Можно рассмотреть шесть основных типов данного процесса
. ис. 6.5), выделяя их по скорости осадконакопления (медлен¬
ное и быстрое) и по длительности чередования ритмов осадко¬
накопления (частое, среднее и редкое). Этим шести основным
типам развития полигонально-жильных комплексов, очевидно,
соответствуют определенные типы строения ледяных жил. Ес¬
тественно, такое число комбинаций выделяется, если рассмат¬
ривать только две переменные: скорость осадконакопления и
частоту чередования ритмов осадконакопления.При реализации первого из выделенных вариантов: медлен¬
ного осадконакопления с частой сменой ритмов осадконакопле¬
ния (см. рис. 6.5, I), — формируются узкие повгорно-жильные
льды, которые, как правило, образуют многоярусную систему с
относительно слабо выраженными плечиками на контакте жил с
вмещающими породами.При реализации второго и третьего из выделенных вариантов,
т. е. в случае медленного осадконакопления при средней и ред¬
кой смене ритмов осадконакопления повторно-жильных льдов
(см. рис. 6.5, II и 6.5, III), следует ожидать формирования мас¬
сивных транзитных жил, причем в третьем варианте дополни¬
тельное пластичное выдавливание жильного льда вообще может
привести к формированию сравнительно широких столбов с вы¬
раженными, но дислоцированными плечиками.При реализации четвертого из выделенных вариантов — быст¬
ром осадконакоплении с частой сменой ритмов осадконакопления
(см. рис. 6.5, IV) — можно прогнозировать образование много¬
ярусной полигонально-жильной системы; в этом случае хвосты вы¬
шележащих жил могут и не достигать голов жил нижних ярусов.При реализации пятого и шестого вариантов, т. е. быстрого
0сЗДконакопления при средней и редкой смене ритмов осадкона-
к°пления (см. рис. 6.5, V и 6.5, VI), в строении полигонально-
ЖИльных систем следует ожидать формирования многоярусных
СИстем, причем в последнем случае это особенно вероятно. Одна-
выдавливание жильного льда способствует поднятию уровня
-тов жил нижних ярусов; в результате нередко формируется хо-
выраженная многоярусная система, практически слившаяся
0днУ мощную жилу (такие жилы иногда называют транзитными).353
II	IIIa6j.▲IV	V	VI354
р]ри частой смене ритмов и относительно высокой скорости
шквального осадконакопления (см. рис. 6.5, IV) формируются
^ рывистые по вертикали ярусные системы жил, в которых
тречаются погребенные жилки. При более медленном осадко-
"акоплении, а тем более при длительном периоде интенсивного
убаэрального роста жил образуются мощные столбообразные
Сингенетические транзитные ледяные жилы.1	Полигональная сеть широко распространена преимуществен¬
но на высокой пойме, что подтверждает рост ледяных жил пре¬
имущественно в субаэральных условиях.В отдельных случаях (в условиях длительного существования
мелкого, но холодного водоема, например на пляже или в при-
нивно-отливной зоне арктических морей и их заливов и т. п.)
рост жил активно продолжается и в субаквальных (супраакваль-
ных) условиях. Но, как правило, для крупных транзитных жил
характерна невысокая минерализация 25—100 мг/л, редко более.
Это связано с тем, что главный источник воды для повторно¬
жильных льдов — талая снеговая вода. Гораздо менее значитель¬
ные количества воды поставляются изморозью и талой водой из
активного слоя льда. На высоких террасах и водоразделах синге¬
нетические льды формируются исключительно из атмосферной
воды, которая замерзает в морозобойных трещинах. На поверх¬
ности пойм, приречных или приморских равнин небольшие
жилки формируются и из атмосферной воды, проникающей в
трещины (если трещины открыты к поверхности), и из воды се-
зонно-талого слоя (в случае, если трещины не достигают по¬
верхности).Вода с высокой минерализацией может случайно попасть в
трещины из соленых озер, возникших при экстремально высо¬
ких приливах. Такие приливы и штормовые нагоны могут быть
только летом, когда поверхность моря или эстуария свободна
ото льда. К этому времени большинство морозобойных трещин
Уже закрыто и только в единичных случаях вода может проник¬
нуть в ледяные жилы. Следовательно, более солёный и изотопи¬
чески более тяжёлый лёд в мелких жилках — это результат учас¬
тия морских вод в сложении льда жил.Циклический механизм формирования ледяных жил позволя-
ет привязать изотопные данные с более высокой точностью.^ис 6.5. Модель формирования полигонально-жильных систем разного строе-
Н|1Я. связанного с различиями в скорости осадконакопления и темпах чсрсдова-
НИя Ритмов осадконакопления: медленное (I—III) и быстрое (IV—VI) осадкона-
ко'иение при разной частоте смены ритмов осадконакопления: I, IV — частой;
, V — средней: III, VI — редкой. 1 — вмещающие жилу грунты (схематично):
~~ субаэральныс. б — субаквальные (супрааквальные); 2 — жильный лед; 3 —
Т|> жильного льда, прирастающего в течение более длительного субаэрально-
10 периода: при средней (а) и редкой (б) смене ритмов осадконакопления355
Изотопные и все другие диаграммы прерывны во времени и с
ответствуют долговременным субаэральным стадиям формир0
вания повторно-жильных льдов. Перерывы соответствуют субЭ|<
вальным стадиям; как правило, эти стадии значительно короц
(редко более I тыс. лет), тогда как субаэральные стадии длятс3—5 тыс. лет и более. При помощи радиоуглеродного датироца
ния жил по органике из вмещающих отложений обычно опреДе~
ляют возраст субаэральных фаз формирования льда.Таким образом, торфяники и оторфованные горизонты в едоме
маркируют не потепление климата, а субаэральную фазу развития
полигонального массива, сопровождающуюся не смягчением, а
увеличением степени суровости локальной геокриологической
обстановки, т. е. снижением температур грунтов и активным
ростом повторно-жильных льдов. Все это отражается в строении
изотопно-кислородных и дейтериевых диаграмм ледяных жил.
Диаграммы нередко имеют пилообразный вид, число зубьев
примерно соответствует числу вложенных друг в друга макро¬
клиньев и оторфованных прослоев. Лед ледяных макроклиньев,
слагающих жилы, синхронен слоям органики, а по отношению к
минеральным породам под ними клинья нередко эпигенетичны,
хотя в целом монолитная жила, состоящая из нескольких вло¬
женных друг в друга макроклиньев, геологически безусловно,
сингенетична вмещающим ее породам.Отбирать образцы следует преимущественно по вертикали,
вблизи от оси жил (рис. 6.6), так как возраст льда увеличивается
сверху вниз (кроме случаев, когда можно провести детальное
AMS-датирование льда и, таким образом, точно привязать и
изотопную диаграмму, полученную при горизонтальном отборе
образцов).Для мощных сингенетических повторно-жильных льдов позд¬
неплейстоценового возраста в Западной Сибири значение 51S0
изменяется от —25 до — 20%о (6D от -189 до -153%о) в жилах,
формировавшихся 22—11 тыс. лет назад (Васильчук и др., 2000а)
и от —22,6 до — 19,9%с в жилах, формировавшихся 10—14 тыс.
лет назад.В Северной Якутии первоначально нами были изучены две
мощные полигональные системы: жилы у Зеленого Мыса, фор¬
мировавшиеся от 45 до 13 тыс. лет назад, где интервал значении
5|80 в среднем 9%о\ от -34,1 до —25,2%о, и толщи Дуванного
Яра (40—13 тыс. лет назад), накапливавшиеся в более однород¬
ной фациальной среде, где 6|80 изменяется от —33,8 до —27,8%с
(5D от —263 до —235%о). Более поздние исследования в Северной
Якутии подтвердили эти наблюдения. В разрезе с массивным11
жилами в устье р. Омолон значения 5180 составили от —33,8 Д°
-33,1 %о, в среднем течении р. Омолон (в едоме возрастом °т
37 до 30 тыс. лет) — от —30,2 до —28,1 %о, а в массивах с больШ>,м356
а б ва б вРис. 6.6. Схема принципиального отбора образцов в повторно-жильных льдах.
Лсд: 1 — мощной транзитной сингенетической жилы; 2 — погребенных ма¬
леньких жилок; 3 — ледяных шлиров; 4 — органическое вещество в толще: а —
торф и рассеянные детриты, б — древесина, в — кости; 5 — супесь; 6 — отбор
образцов на радиоуглеродный и изотопный анализы: а — органики на радиоуг¬
леродный анализ, б — текстурообразующего льда шлиров на изотопный анализ,
в — жильного льда на изотопный анализучастием приозерного аллювия, таких как Плахинский Яр (воз¬
растом от 27 до 16 тыс. лет) — от —34,7 до —29,9%с, и Быковская
едома (ориентировочным возрастом от 40 до 23 тыс. лет) — от
~34,9 до —29,4%о (Васильчук, 1992). В едоме Ворониовского
яра, датируемой от 37 до 20 тыс. лет назад 5|80 в жилах изменя¬
ется от —32,3 до —27,2%о (Втюрин и др., 1984). Близкий диапа¬
зон значений 5|80 (от -34,0 до —28,4%о) отмечен в повторно-
сильном комплексе о. Айон в жилах возрастом от 27 до 10 тыс.
лет- Хотя этот комплекс территориально тяготеет к Чукотке, но
палеокриогенном плане “родственен” северо-якутским едомам.
диапазон значений 5180 для внутриконтинентального повторно-
сильного комплекса у пос. Кулар (возрастом от 37 до 24 тыс. лет)
Также колеблется от —32,6 до —30,0%о. Иное дело — разрез в
едомной толще у г. Анадырь на Чукотке, где на формировании
п°3ДНеплейстоценовых жил сказалось влияние Тихого океана:
ЗДесь значения 5|80 колеблются от -23,4 до — 18,6%с, тогда как357
в разрезах в долине р. Майн, а точнее, в едоме Ледового обп
(возрастом от 40 до 18 тыс. лет) значения 5|80 изменялись"ia
—28,8 до —23,8%о, а в Усть-Алганских жилах (возрастом от 4о °Т
28 гыс. лет) — от —27,8 до —23,4%о (Васильчук, 1992).Таким образом, выявлена тенденция изменения изотопно
состава при движении с запада на восток, он относительно лег °
в западносибирских полигонально-жильных комплексах, а зате*
утяжеляется к североякутским и далее к чукотским жильны'
массивам. Та же тенденция присуща и голоценовым жильнь^
массивам с более тяжелым изотопным составом по сравнению с
позднеплейстоценовыми жилами (на 6— 10%о тяжелее).В западносибирских голоценовых жилах значения 51хО варьи¬
руют от —21,1 до —14,1 %о (5D от —152 до —135%о), а северо¬
якутские голоценовые жилы формировались в более суровых ус¬
ловиях. Здесь значения 5lsO колебались от —27,9 до —23,7%0i в
Центральной Якутии в районе Мамонтовой Горы — от —29,2 до
—22,9%о, а на Чукотке — от —17,0 до — 15,8%о. Та же тенденция
и близкий к голоценовому диапазон колебаний 5|Х0 отмечен и и
современных (не старше 100 лет) элементарных сингенетичес¬
ких ледяных жилках, формирующихся на поймах и лайдах Се¬
верной Евразии. На севере Западной Сибири значения 8lsO в
них изменяются от —19,5 до —14,7%о, на севере Якутии — от
—27,1 до —23,0%о, в Центральной Якутии — от —26,3 до — 25,1%о,
а на Чукотке — от —16,7 до —15,8%о (Васильчук, 1992).Даже при беглом взгляде на приведенные данные выявляются
отчетливые тенденции изменения изотопного состава, который,
следовательно, может служить в качестве палеокриогенного и
палеоклиматического индикатора.С помощью изотопно-кислородного и дейтериевого анализа
повторно-жильных льдов решены некоторые сложные палеокрио-
генные задачи. Среди них разделение плейстоценовых и голоце¬
новых повторно-жильных комплексов и связанные с этим во¬
просы о сингенезе ледяных жил и глубине их проникновения
при эпигенетическом льдообразовании. В этом отношении по¬
казательны исследования полигонально-жильных комплексов на
Северном Явае, где залегающие в верхней части разреза третьей
морской террасы мощные ледяные жилы, отнесенные по рЯДУ
криолитологических признаков к позднеплейстоценовым синге¬
нетическим, оказались изотопически весьма тяжелыми (81Х0 от—	17,8 до —16,8%о), что указывает на их голоценовый возраст.Еще более сложная ситуация в ледяных жилах. Алешкинскои
террасы (Северная Якутия) и Мамонтовой Горы (Центральная
Якутия). Залегающие здесь мощные (более 5 м) ледяные жи^ь1
считались сингенетическими и датировались, исходя из возрас1'1
вмещающих отложений, концом позднего плейстоцена. Изотоп¬
ные исследования показали, что это не совсем справедливо. Из°358
НЫЙ состав большей масти ледяных жил в разрезе Алешкин-
т°п.. террасы по 5lfiO составил от —27,5 до —23,9%о, в том же
с1\ ,а3оне, что и колебания 8|К0 в современных голоценовых
-1" х Приколымского района. Это дало основание для вывода о
* оМировании части изученных жил в разрезе Алешкинской тер-
чсЫ в геокриологических условиях, близких к современным; они
Р‘тИруются голоценовым возрастом, подтверждаемым и радио-
’г'черодиыми датировками, по кочкам торфа из верхней части
вмешаюших жилы отложений (около 6,7 тыс. лет назад).Также сложной оказалась задача определения возраста и ге¬
незиса жил, залегающих в верхней части 60-метровой террасызреза Мамонтова Гора на Алдане. Здесь ледяные жилы высо¬
ки 5 м залегают в отложениях, которые имеют признаки синге¬
нетического промерзания и включают древесный материал, да-
тнруемый 35—38 тыс. лег назад. Однако датировка по чистому
автохтонному торфу из грунтовой жилы, непосредственно при-
члененной к залегающей внизу ледяной (и вероятно, синхронной
ей), составила около 4,8 тыс. лет, что дает основания предполо¬
жить эпигенетическое происхождение встреченного повторно¬
жильного льда. Изотопно-кислородный состав льда здесь весьма
неоднороден. Значения 5|80 в основной части ледяного клина
составляют от —29,2 до — 25,9%с. В “хвостах” жил, в сложении ко¬
торых вполне вероятно участие сегрегационного и жильного льда,
образовавшегося из болотной воды на первых этапах растрески¬
вания массива (о чем говорят гидрохимические данные и значи¬
тельные количества закисного железа), вариации 5|Х0 составили
от-22,7 до —16,5%о. Лед “хвостов” на 2—10%о тяжелее льда со¬
временных ростков сингенетических жил на пойме р.Алдан, а
залегающий выше голоценовый лед в основном на 1,5—3%с легче
современного. Хотя вывод о голоценовом возрасте льда в этом
случае не бесспорен, и вопрос о позднеплейстоценовом возрасте
части льда не снят окончательно, однако, уже то, что при ана¬
лизе изотопно-кислородного состава возникло сомнение в син-
'снетичности жильного комплекса, представляется веским аргу¬
ментом в пользу обязательного проведения изотопных исследо¬
ваний при решении палеокриогенных задач.Большой разброс значений 5|Х0 в жилах Мамонтовой Горы
вставляет думать о несколько больших колебаниях изотопного
Устава зимних осадков в голоцене именно во внутриконгинен-
г,|Дьных районах Сибири. На побережьях в голоценовых жилах
liCe же достаточно часто встречаются значения 5|хО на 3—4%о
!'ыШе современных, однако они не обязательно присущи жилам,
Армировавшимся синхронно вегетационному “оптимуму” в
регионах. Кроме того, в жилах неоднократно встречены
. ачения 5|хО, близкие к современным минимальным. Эта ин-
РоРмация еще раз напоминает о необходимости дифференциро¬359
ванной оценки палеоклимата голоцена и его “оптимума”, ц т 1
числе его зимней и летней палеотемпературных составляют0*1
Установлено, что в оптимуме голоцена жилы росли не только*
самых северных районах криолитозоны, но и в центральных к"
ластях Якутии, в Забайкалье и на Чукотке (Yu.Vasil’chuk, ду.'
sil’chuk, 1995b).Эффективным методическим приемом при корреляции из0
топных диаграмм служит сопоставление последовательных ми
нимумов и максимумов на изотопных кривых в жилах, возраст
которых (определенный по 14С, в результате геоморфологиче^
кого анализа или другим образом) примерно одинаков. Интер
претация сочетания изотопных диаграмм не должна ограничи¬
ваться простым сопоставлением — это всестороннее рассмотре.
ние как обших тенденций, так и аномальных на первый взгляд
“выбросов”, и в выводах их анализ должен присутствовать. Не¬
пременным требованием при подобном способе датирования
служит детальное опробование и сопоставление с эталонными
разрезами. Сопоставление следует проводить для относительно
синхронных жильных комплексов, поэтому можно сравнивать
лишь диаграммы тех жил, которые находятся в одинаковой гео¬
морфологической позиции или имеют близкие радиоуглеродные
датировки. В противном случае, оценивая лишь качественную
конфигурацию диаграмм, можно ошибиться при их синхрониза¬
ции на десятки тысяч лет. Во всяком случае такая ошибка воз¬
можна сейчас, когда еще не выявлены все закономерности коле¬
бания содержания тяжелых изотопов в жильных системах поздне¬
четвертичного времени.Одна из главных сложностей при сопоставлении диаграмм
заключается в том, что далеко не все экстремальные климати¬
ческие осцилляции выражаются в кислородной или водородной
изотопной записи. Особенно это касается периодов существен¬
ного смягчения климата и мерзлотной обстановки, в которых
повторно-жильные льды попросту не растут или растут лишь в
наиболее благоприятных фациальных условиях. Но не только
теплые, но и аномально холодные годы находят отражение не
во всех жильных системах. В эти годы некоторые жилы могут не
формироваться или в результате достижения собственных кри¬
тических размеров (ширины более 3 м), или из-за малоблаго¬
приятных для растрескивания фациальных условий (наприМеР-
жилы могут находиться под слоем воды) и при накоплении
жилами зимой мощного снежного покрова.Сопоставляя между собой экстремумы на изотопных ДиаГ I
раммах жил, формирование которых, судя по имеющимся Р‘
диоуглеродным датам, происходило в одно время, удалось пр^
вести корреляцию палеомерзлотных и палеоклиматических
бытии, отмечавшихся за последние 40 тыс. лет. Подчеркнем-360
на синхронных жилах полного совпадения минимумов и
Д‘!ксимум°н на изотопных кривых из разных регионов не отме-
** 0- по нашему мнению, это в некоторой степени отражает4	терохронность климатических событий, а также недостаточно
Г тальный отбор образцов, оставляющий “лакуны” в изотопной
писи. Вместе с тем отмечено сходство изотопных кривых из3,иЛ внутри единых регионов.По данным определений 5|80 или 5D в мощных ледяных жи-
г1х были составлены диаграммы, возраст которых оценивался,
исходя из возраста отложений, слагающих изучаемый массив.
Затем внутри отрезка диаграммы, датируемого выбранным хро¬
нологическим срезом вычислялось среднее значение 5|80 (или
§D). Разумеется, говорить о возрасте того или иного образца из
жилы трудно, так как процесс формирования мощных жил,
:1аже при преимущественно контракционном механизме, доста¬
точно сложен. Однако возраст жильной системы в целом и время
формирования ее крупных фрагментов устанавливается доста¬
точно точно и это подтвердили данные недавних определений
возраста ледяных жил методом AMS (Васильчук и др., 2000а),
особенно если принять во внимание циклический режим фор¬
мирования жил, т. е. преимущественный рост ледяных жил во
время накопления горизонтов торфяников и почв.Уже на первом этапе исследований стало ясно, что очень важ¬
но выбрать, в каких именно ледяных жилах предпочтительнее
проводить опробование — либо в массивных мощных высотой до
15—20 м и шириной до 3—3,5 м, иногда называемых транзитны¬
ми, либо в небольших погребенных жилах высотой 1—3 м, шири¬
ной в несколько сантиметров, которые изредка встречаются в раз¬
резах на разных глубинах. Главное преимущество мелких жил —
относительная простота их стратиграфической привязки и опре¬
деления возраста, — он практически равен (или незначительно
меньше) возрасту вмещающих эти жилки пород. Но вместе с
тем у маленьких жилок есть и ряд недостатков. Встречаются они
Редко, как правило, не более двух-трех в одном разрезе, причем
неРедко на одной и той же глубине, и это препятствует получе-
Нию полной изотопной характеристики времени формирования
комплекса. К тому же данные по мелким жилкам не всегда со¬
ответствуют изотопному составу синхронных им частей крупных
*ил. Иногда их состав оказывается более легким (Д8|хО = 1 —
' °о), а бывает и наоборот — на 1—2%о тяжелее.По результатам наших исследований, сравнительно однород¬
ен геокриологической ситуацией можно считать такую, при
*Р°й колебания 5|80 в ледяных жилах не превышают 2%о. Та-
и шаг” четко разграничивает участки льдов, формировавшихся
Разных климатических условиях, и соответствует половине ин-
РВала, присущего диапазону разброса значений 5180 в совре¬361
менных сингенетических жилах возрастом не более 100 лет
последнее столетие климатические условия неоднократно мен
лись и в общем виде можно выделить два типа состояния к*4'
мата — “мягкие” и “суровые” зимы. Подчеркнем еще раз ЧИ'
значения 51хО в современных жилках Северной Якутии колеблю°
ся от —28 до -24%о\ на севере Западной Сибири — от -20 л'—	16%о; на севере Канады — от —26 до —22%с. Очевидно, “Лег°
кая” половина этого диапазона относится к суровым зимам
“тяжелая” — к мягким. В температурном выражении “мягкие”
от “суровых” зим отличаются, как правило, на 2—3°С (по значе¬
ниям средних зимних температур). Диапазоны значений 6lso и
5D, получаемые по мелким и крупным жилам, близки, палео-
температурные реконструкции по тем и другим получаются
весьма сходные, поэтому наиболее продуктивно дополнение од¬
ной информации (как правило, это изотопная детальная характе¬
ристика более крупных жил) другими данными, в том числе и
материалами из мелких погребенных жилок. Вместе с тем при ис¬
следовании погребенных неразвившихся жилок иногда получают
аномальные данные, вспомним весьма тяжелый изотопный состав
в “хвостах” жил Мамонтовой Горы, где 8lsO достигала — 16,5%с
при фоновых значениях около —28,0%о.Повторное опробование одних и тех же горизонтов в разрезе
Зеленый Мыс на правобережье Колымы в 1983 и 1988 г. (Ва-
сильчук, 1992), в Сеяхинском разрезе на восточном побережье
Ямала в 1979 и 1997 г. (Васильчук и др., 1998) продемонстриро¬
вало различие в изотопном составе не более чем на 1,5%о, что
полностью укладывается в рамки естественных колебаний. Час¬
тота отбора из жил по вертикали должна быть не менее 1—2 об¬
разцов на 1 м, а для составления эталонных региональных изо¬
топных диаграмм — менее 10 образцов на 1 м. В полигонально¬
жильных системах высотой от 15 до 50 м отбирается от 80 до
500 образцов по вертикали, что позволяет составить достаточно
подробную изотопную диаграмму. Ранее предпринимались по¬
пытки составить диаграмму и по образцам, отбираемым вкрест
основной линии отбора — по горизонтали (Michel, 1990; Ва¬
сильчук, 1992). Преимущество такого способа отбора состоит в
том, что он практически исключает попадание в соседние об¬
разцы льда одного и того же возраста, чего при вертикальном
отборе значительно труднее добиться. Однако при этом возни¬
кает осложнение с возрастной привязкой, т. е. с установлением
очередности формирования жилок, преодолеть которое невоз¬
можно без детального AMS-датирования возраста льда жил. По¬
этому предпочтительнее проводить отбор образцов по вертика¬
ли, а данные по горизонтальному профилю следует привлекать
для контроля. Совпадение диапазонов изменения 8|хО и 5D пр11
вертикальном и горизонтальном отборах свидетельствует о доста¬
точно полной изотопной информации.362
Используемые обычно образцы размером 10x10x10 см харак-
зуЮТ временной отрезок длительностью от 100 до 300 лет.
Такое время требуется для формирования фрагмента ледяной
‘ ы шириной 10 см. При построении изотопных диаграмм по¬
рченные значения 5|хО и 6D располагаются в стратиграфичес¬
кий последовательности — снизу вверх, хотя нельзя быть уве-
енным, что два соседних (залегающих один над другим) образ¬
ца не синхронны. В некоторых случаях, например, когда в жи-
аХ происходили существенные постгенетические пластические
деформации, верхний образец может быть даже несколько мо-
10же нижнего. Однако это скорее исключение из общего прави¬
ла согласно которому в крупных жилах снизу вверх лед стано¬
вится все более молодым.Сопоставление изотопных данных выявило смещение во вре¬
мени изотопных провинций в Северной Якутии и северо-вос¬
точной Чукотке. В позднем плейстоцене, примерно 30—40 тыс.
лет назад, район Дуванного Яра, Зеленого Мыса и о. Айон вхо¬
дили в одну изотопную провинцию, где формировались синге¬
нетические жильные льды, со значениями 5|80 от —34 до —30 %с,
что свидетельствует о влиянии одних и тех же воздушных масс и
обшей физико-географической ситуации во всем этом районе. В
настоящее время ситуация изменилась — Айон выделился как
остров, и современные жилки здесь в большей степени испыты¬
вают влияние близости моря — 5lsO в них положительнее, чем в
Нижнеколымских, часто почти на 5%о (Васильчук, 1992). Все
это вносит дополнительные осложнения при межрегиональных
корреляциях.6.3. ОПОРНЫЕ РАЗРЕЗЫ С СИНКРИОГЕННЫМИПОВТОРНО-ЖИЛЬНЫМИ ЛЬДАМИ6.3.1.	Поздний плейстоцен. Поздний плейстоцен — это период
активного продвижения на юг зоны многолетнемерзлых пород.
Посткриогенные образования, свидетельствующие о суровой
мерзлотной обстановке, обнаруживаются значительно южнее
Фаницы современной криолитозоны. Факт существования об¬
ширной криолитозоны в позднем плейстоцене мало кем оспа¬
ривается, но ее размеры и хронология наиболее суровых и более
мягких эпох остаются дискуссионными. Это увеличивает значе¬
ние изотопных характеристик сингенетических толщ с мощны-
ми повторно-жильными льдами, сохранивших свой облик и
многие свойства со времени своего образования.Особое место в фундаментальных геокриологических и крио¬
биологических исследованиях уделяется опорным разрезам
сингенетических многолетнемерзлых пород, позволяющих судить
Как о глобальных, так и о региональных особенностях синкрио-
^итогенеза, а, следовательно, и о генезисе и условиях развития363
60	90	120	150 180 150Рис. 6.7. Расположение опорных разрезов иозднеплейстоценовых сингенетичес¬
ких многолетнемерзлых пород с мощными повторно-жильными льдами, в ко¬
торых изучалось распределение стабильных изотопов и определен абсолютный
возраст: а — Сеяха, б — Гыда, в — Саблер; г — Быковский; д — Котельный,
е — Кулар; ж — Воронцовский яр; з — Зеленый Мыс; и — Дуванный яр; к -
Плахинский яр; л — о. Айон: м — Ледовый обрыв; н — Усть-Алганский обрыв;
о — Анадырь; п — Утиное; р — Феникс; с — Кобул; т — мыс Барроу; у -
Фокс Пермафрост туннель. 1 — местоположение разреза; 2 — южная граница
распространения повторно-жильных льдовмерзлых толщ в позднем плейстоцене. Сейчас по единой мето¬
дике изучены многие опорные разрезы в разных частях криоли-
тозоны России и Аляски (рис. 6.7).Север Западной СибириСинкриогенные породы позднеплейстоценового возраста в
пределах полуостровов Ямал и Гыданский распространены
очень широко (Трофимов и др., 1986, 1987). Наиболее интерес¬
ны два разреза: в устье р. Сеяха (Зеленая) и в устье р. Гыда.Сеяхинский полигонально-жильный комплекс. Криолитологи-
ческие особенности и изотопная характеристика Сеяхинского
позднеплейстоценового сингенетического повторно-жильного
комплекса (см. рис. 6.7, точка а) на восточном побережье Ямала
(70° с.ш., 72° в.д.) указывают на очень сложную историю формИ'
рования толщи. Протяженность этого обнажения вдоль побе¬
режья Обской губы более 4 км, его высота 22—24 м. В криоли¬
тологическом строении четко выделяются две части: нижн^
мощностью 12—15 м с полигонально-жильными льдами ширине'1
до 3 м и верхняя мощностью 9—12 м с узкими ледяными жила¬
ми шириной до 1 — 1,5 м (рис. 6.8).364
А урез 	 	 , ., ,	j—j—„ 	обской губы 1****^ |:::: |2 V//A з v\\ 14 IV IsРис. 6.8. Схема расположения основных фрагментов разреза третьей лагунно¬
морской террасы в устье р. Сеяха (Зеленая), на восточном побережье Централь¬
ного Ямала: 1 — торф; 2 — песок; 3 — супесь; 4 — сингенетические позднеплей-
стоисновые повторно-жильные льды; 5 — голоценовые повторно-жильные льды.
Строение позднеплейстоценовой нижней части разреза показано схематически,
знак вопроса стоит на том фрагменте разреза, который был закрыт осыпьюСеяхинская толща — одна из наиболее изученных среди крио¬
литологических разрезов Сибири (Vasil’chuk, Vasil’chuk, 1998a,b).
Особое внимание в строении разреза привлекает мощная пачка
желтого слоистого песка в верхней части обнажения, указываю¬
щая на более высокое относительное положение Обской губы во
время формирования песчаных отложений. Это в полной мере
подтвердил микрофаунистический анализ. В одном из образ¬
ов песка был обнаружен богатый комплекс агглютинирующих
Фораминифер, состав которого (Elphidium subclavatum Gudina —
‘ экз., Pninaella pulchela Parker — 31 экз. и др.) указывает на не-
ПеРеотложенный характер комплекса (раковины этих форами-
НиФер были настолько тонкими, что не выдержали бы переот-
1оЖения, а между тем их сохранность очень хорошая). Накопле-
е песков можно отнести к слабо-солоновато-водному бассей--	с низкими температурами воды. В пользу активного гидроди-
■ Мического режима во время аккумуляции песчаной толщи
иДетельствует и резкое повышение содержания пыльцы дре-
Ии Нь|х пород в песке по сравнению с нижележащими отложе-
В песке в отличие от залегающих ниже отложений А.К й.
сильчук (2000) выявила высокое содержание, безусловно, Пе
отложенных мезозойских и палеозойских форм, а также экст »
мально высокое содержание дальнезаносной пыльцы соснь|
кедра. Такой состав спорово-пыльцевых спектров указывает
водный характер переотложения при высоком стоянии водое,\На
После получения хорошего радиоуглеродного ряда была уСт.‘*
новлена хронология этого высокого стояния — примерно от 22 д011	тыс. лет, т. е. в период, когда почти во всех палеоокеанологц
ческих реконструкциях отмечается глубокая регрессия океана'
очевидно в Арктике эта регрессия проявлялась не столь глубокоНижняя часть разреза отличается обильным содержанием ор!
ганики: веточек, корешков, стебельков, листиков, формирую,
щих горизонтально-слоистую органическую массу. Ее составляют
преимущественно зеленые гипновые мхи Dr ер сто с la dus flu it an,
(Hedw.) Warnst., содержание которых в верхней половине разре¬
за достигает 40—80 и даже 100% от общего объема растительной
массы (только в основании толщи его мало, здесь кульминируют
гипновые мхи: Tomentipnum nitens 50%, и Paludella squarrosu 30%),
много Scorpidium scorpioides — от 10 в основании до 60% в одном
из образцов верхней части. В прослоях заметна роль гипнового
мха Calliergonella cuspidatci, встречаются, хотя и немного, но часто
различные виды пушиц (Eriphorum vaginatum) и осок (Carex caespi-
losa, С. rostrata, С. in/lata), единичны находки остатков клюквы
(Охуcoccus sp.) и багульника (Ledum palustre).Для определения возраста синкриогенных толш вначале была
получена серия радиоуглеродных датировок из вмещающих
жилы отложений (табл. 6.1). Через 17 лет были выполнены до¬
полнительные радиоуглеродные определения (в лабораториях
Геологического института РАН и Хельсинского университета).
Обычно в толщах флювиального генезиса (морских, аллювиаль¬
ных, озерных и др.) значительная примесь аллохтонного мате¬
риала приводит к противоречивым рядам радиоуглеродных дат
Поэтому в позднеплейстоценовом ледовом комплексе надо было
найти органику в самой верхней части разреза (средняя его
часть уже была датирована).Результаты определений таковы: на высоте 0,2 м над урезом
Обской губы 31200190 лет (Не1а-201) и на высоте 21,2 м (на глу¬
бине 0,8 м) 11620190 лет (Не1-3942). Это позволяет заключить, чт°
период накопления отложений, вскрываемых сингенетическим11
жилами в Сеяхинском разрезе, начался не ранее 31—26 тыс. лет"
продолжался до 11 тыс. лет назад. Важна и дата 17 тыс. лет, пол}'
ченная из верхней субаквальной слоистой толщи — поскольку к
этому периоду относится самый низкий уровень Мирового океа¬
на, а названная датировка уверенно свидетельствует об обр<1Т'
ном — о продолжавшемся в это время субаквальном осадков'366
4С - датировки■ 11620*150 (Hel - 3942), 18л 0/Ь О, /00-24 -22 -20 -18_J	1	I	L_Криостратиграфия■ 17290*250 (Hel - 4023)■	226001600 (ГИН■	22510-330 (ГИН - 8931)■	23500'400 (ГИН - 2474)■	24300*300 (ГИН - 2476)■	24460 -650 (Hel -4043)■	24760 *2500 (МГУ - 1017)■	2500011200 (МГУ - 1016)■	27890j90 (Hel - 3943)■	29500.400 (ГИН-8936)■	30100-1500 (ГИН- 2477)■	31200-90 (Hela - 201)■	36800 *”м<Не| * 395°)-	2473)-	2475ГМ1 [7~712| # |зЦТМ5*1 5 г^1! 6 ПИ? гту-фРис. 6.У. Изотопно-кислородная диаграмма и радиоуглеродные датировки иоли-
гонально-жильного органо-минерального комплекса в толще третьей лагунно-
морской террасы в устье р. Сеяха (Зеленая), на восточном побережье Централь¬
ного Ямала (по Vasil’chuk, Vasit'chuk, 199/ia): I — песок; 2 — супесь; 3 — торф:4	- сингенетические позднеплейстоиеновые повторно-жильные льды; 5 —
AMS-датировки тонких примесей органики во льду ледяных жил; 6 — местона¬
хождение лагунно-морских фораминифер; 7 — радиоуглеродные датировки;8 — определения 5lsO: а — во льду жил, 6 — в текстурообразующем льду из
вмещающих жилы отложенийкоплении в Обской губе. Лед в нижней части разреза формиро¬
вался около 22—21 тыс. дет назад, в средней — около 15 тыс. лет
назад, а в верхней, вероятно, около i 1 тыс. лет назад (рис. 6.9).Возраст позднеплейстоценовых сингенетических ледяных жил
иСеяхинском разрезе определен двумя способами. Ряд радиоуг¬
леродных датировок, который получен по торфу из вмещающих
отложений, показал, что 11 м сингенетически промерзших осад¬
ков в основании разреза накопились примерно за 7,5 тыс. лет,
т е. скорость накопления составила около 1,3 м в 1000 лет (см.
табл. 6.1), а в верхней части за 11 тыс. лет накопилось 11 м
0садка — т. е. скорость была около 1 м в 1000 лет.Скорость накопления осадков и их возраст были использова-
НЬ| для косвенного датирования ледяных жил. Более точные
1!°зрастные определения получены при прямом радиоуглерод¬
ном датировании органики, экстрагированной непосредственно
113 повторно-жильного льда, с использованием техники ускори-
Тельной масс-спектрометрии.а баз3(i7
Ta6*»4et,Радиоуглеродный возраст торфа из вмещающих позднеплейстоценовые
повторно-жильные льды сингенетических отложений Сеяхинской толцщПолевой
номер образцаГлубина, м (вые.
нал ур. моря, м)ЛабораторныйномерВозраст
по l4C, летОбразцы 1980 г. "J279—YnV/2820,9/+1,1ГИН-247730100+1500279—YnV/2316,2/+5,8ГИН-247624300+300279—Yu V/1612,0/+10,0ГИН-247423500+400279—Yu V/1310,0/+12,0ГИН-247522600±600279-Yu V/108,6/+13,4ГИН-247322700+300Образцы 1996 г.363-YuV/550.8/+2UHel-394211620± 150363-YuV/773,2/+18,8Hel-402317290+250363-YuV/20711,0/+11,0ГИН-893122510+330363-YuV/l 1112,0/+10,0Hel-404622850+440363-YuV/20610,0/+12,0Hel-404324460±650363-YuV/6212.2/+9.8Hel-405625300±90U363-YuV/l 1215,2/+7,8Hel-394327890+90363-YuV/21220,5/+1,5ГИН-893629500±400363-YuV/21120,5/+1,5Hela-20131200±900‘363-YuV/20820,5/+1,5Hel-395036800+3300/—2100”Мелкая веточка; " жёлтый торф. Весь остальной торф имел коричневый цвет.Ледяные жилы датировали по микровключениям и щелочной
вытяжке изо всей органики, содержащейся во льду (Васильчук
и др., 2000а). Для двух верхних образцов щелочная вытяжка ока¬
залась старше. Это может быть объяснено загрязнением льда
древней тонкой органической пылью. Напротив, AMS-датиров¬
ки щелочного экстракта и микроорганики в нижнем образце
почти идентичны (см. табл. 1.3, рис. 6.9).Природные условия формирования ледяных жил нижней ста¬
дии были менее подходящими для загрязнения более древним
материалом, поскольку вокруг располагался плотный покрои
тундровой растительности и торфяники. В этом случае только
вновь формирующийся органический материал мог проникать в
морозобойные трещины. Этим и объясняется идентичность
AMS-дат по микроорганике и щелочной вытяжке в нижнем об¬
разце. Фациальные условия, вероятно, существенно измениДИсЬ
на второй и третьей стадиях, когда ледяные жилы формировались368
условиях пляжа. Органический материал, который проникал в
^розобойные трещины, частично поступал с песчаных пляжей,
N песка с высокой концентрацией древней органики. Подтверж¬
даем этого служит высокая концентрация переотложенных
плейстоценовых пыльцы и спор в верхней части разреза, — как
отложениях, так и в ледяных жилах.На основе данных датирования органики из вмещающих от-
|0жений предполагалось, что ледяные жилы, обнажающиеся в
основании разреза, начали формироваться около 27 тыс. лет на¬
зад. Это следствие неполного учета возможностей переотложе-
ния древней органики при накоплении синкриогенных отложе¬
ний. AMS-даты показали, что повторно-жильные льды, вскры¬
тые в основании разреза, начали формироваться около 21 гыс.
лет назад (табл. 1.3, образец 3). Имея данные прямых определе¬
ний возраста изо льда жил от 14 до 21 тыс. лет, можно уточнить,
что образцы 10, 13 и 16 из сборов 1980 г. были больше обогащены
древним органическим материалом, а образец 23, который в боль¬
шей мере состоял из автохтонной органики дал более адекватный
накоплению повторно-жильного льда результат (естественно,
лед, синхронный этому образцу, должен залегать, по меньшей
мере, на 3—5 м ниже, так как вода проникала в жилы по трещи¬
нам примерно на такую глубину).Согласно данным AMS-датирования, скорость вертикального
роста жил 21 — 14,7 тыс. лет назад была около 1,2 м в 1000 лег
(если сравнить высотное положение образцов 3 и 2 в табл. 1.3).Таким образом, датирование жил с помощью ускорительной
масс-спектрометрии позволило получить и новые существенные
выводы: а) подтверждена субгоризонтальная возрастная страти¬
фикация повторно-жильного льда, сформировавшегося последо¬
вательным проникновением талой воды вместе с накоплением
осадков на поверхности; б) временной интервал активного фор¬
мирования ледяных жил, установленный как прямым, так и не¬
прямым способом, оказался одним и тем же.Для детальных изотопно кислородных и дейтериевых опреде¬
лений из ледяных жил отбирали по 2—3 образца в 1 м как в вер¬
тикальном, так и горизонтальном направлениях. Значения 5|80 в
^ образцах варьируют от -25,0 до -20,4%о (в среднем -23,3%о).
дейтерий был проанализирован в 10 образцах, его содержание ко¬
леблется от -189 до -153,3%с (среднее значение 5D = -175,5%о).Взаимосвязь между б|80 и 5D строго линейно коррелирует с
Линией метеорных вод, что подтверждает атмосферное проис¬
хождение воды — источника повторно-жильного льда. В совре¬
менных ледяных жилах 6|80 варьирует от —16,6 до — 18%о, а зна¬
чения 5D составляют около —130%о, т. е. современные жилы
Утопически более тяжелые. Значения среднезимних палеотем-
еРатур реконструированы с помощью уравнений (4.19).369
Криогенное строение
и датировки по 14Сб180 в повторно¬жильных льдах, %00-23 -22 -21# 396014400*160(ГИН-3592)
±50(ГИН-3586)л;^10260160(ГИН-3184) I *.•* 9*! 3760±100(ГИН-3199^у)_V14810=280(ГИН-3601Я.
*15890±150(ГИН-35857:^г
113100*200(ГИН-3608) /* 14590И50(ГИН-3609) .13780=2001 ГИН-3509)	14670<220£шш^(гин-зб11 )13600±^^:^Z'S10570*350(ГИН-3593)13600130^# 13840±180(ГИН-3612ХГИН-3595) 12300±40010970±200(ГИН-3594)(ГИН-3597)13850*150(ГИН-35I* *|1 \2 \'/.\3 У^Л 4 I \Ч <Л 5[З7 Q8Яиг. 6./ft Изотопно-кислородная диаграмма и радиоуглеродные датировки ле¬
дового комплекса в толще первой аллювиальной террасы в устье р. Гыда, на се¬
вере Гыданекого полуострова: I — аллохтонный торф и рассеянный детрит:
2 — песок; 3 — супесь; 4 — направление слоистости отложений; 5 — сингене¬
тические позднеплейстоиеновые повторно-жильные льды; 6 — лед пластовый
линзовидный; точки отбора образцов: 7 — на изотопно-кислородный анализ ш
повторно-жильных льдов, 8 — на радиоуглеродный анализСодержание стабильных изотопов в ледяных жилах Сеяхин-
ского разреза свидетельствует о том, что средние температуры
января были ниже современных весь период от 22 до II тыс, лет
не менее чем на 6— Ю°С (Vasil’chuk, Vasil’chuk, 1998а, b). Средние
зимние температуры в экстремальные холодные сезоны были
ниже на 6—8°С, а в более мягкие зимы — на 3—5°С, температуры
сезона вегетации близки к современным, и, следовательно, сред¬
негодовые температуры были не менее чем на 3—6°С ниже. В
итоге температуры пород были холоднее современных на 2—6°С,
составляя на большей части территории севера Ямала и Гыдан-
ского п-ова от —12 до — 16°С.Полигонально-жильный комплекс в устье р. Гыда. Изотопная
диаграмма, датируемая концом плейстоцена, получена для син¬
генетических повторно-жильных льдов, залегающих в органо-
минеральной толще у пос. Гыда. Этот разрез по вертикали
превышает 6—7 м (рис. 6.10), в нем сверху вниз вскрывают^
следующие слои: 0,0—1,7 м — мелкий, преимущественно светло-
серый песок; 1,7—7,0 м — органо-минеральная пачка, сложения
в интервале 1,7—3,15 м субгоризонтальным переслаиванием сил11'
но опесчаненной темно-серой супеси и темно-коричневого торф370
. стительного детрита). Мощность прослоев торфа 0,3—0,5 см,
песи — 0,2—0,4 см. Криогенная текстура песка преимущест-
L' но массивная. Оторфованные серии характеризуются сред-
" слоистой и неполносетчатой тонкошлировой криотекстурой с
Н^тмичным сингенетическим характером распределения по вер¬
тикали. В обнажении отмечено до четырех ярусов линзовидных
ластовых льдов вертикальной мощностью до 0,3—0,4 м, длиной
, g м. Пласты льда, как правило, приурочены к оторфованным
сериям. Особенности строения ледяных пластов позволяют счи¬
тать их внутри грунтовыми образованиями, возникшими синхрон¬
но при накоплении и промерзании толщи; наиболее вероятен
их сегрегационный генезис. Широкий диапазон колебаний 8lsO
в этих пластах (от —34,3 до —16,2%о) указывает на возможное
фракционирование изотопов при инфильтрации воды через грунт
и, следовательно, на промерзание в условиях закрытой системы
с незначительным подтоком воды извне. Чаще здесь отмечаются
низкие значения 8lsO (—20%о), указывающие на суровые (суровее
современных) условия формирования пластов. Наряду с линзами
льда в обнажении отмечены повторно-жильные льды, в основ¬
ном сингенетические. Взаимоотношение одной из самых протя¬
женных по вертикали жил с вмещающими ее отложениями раз¬
личается справа и слева от узкой сингенетической ледяной жилы.
Слева — слои органо-минеральной пачки круто загнуты вверх,
справа они располагаются строго горизонтально. Голова жилы
лежит на глубине 1,6 м, её общая длина превышает 4,5 м. Во
фронтальном сечении жила имеет ленточную форму, ширина ее
на всем протяжении 0,15—2 м. Время аккумуляции толщи, об¬
разования пластов льда и сингенетических жил в ней, судя по
радиоуглеродным датам, не древнее 14—11 тыс. лет назад.При сравнении трех рядом (через 5—10 м друг от друга) рас¬
полагающихся серий радиоуглеродных датировок в этом разрезе
(табл. 6.2) обнаружилась их хорошая согласованность по гори¬
зонтали: датировки с одной и той же высоты очень близки, а по
вертикали они расположились инверсионно — самые древние
сверху, а наиболее молодые внизу. Объяснение этому, на пер¬
вый взгляд, необычному явлению может быть простым: по¬
скольку толща явно аллювиальная, а органический материал в
Ней сильно рассеян, то он явно аллохтонный, т. е. принесен из
верховий реки. Но все же у него довольно однородный состав и
°н концентрируется в четко выраженных слоях. Следовательно,
перенос его был не очень дальним. Вероятнее всего, этот мате¬
риал поступал из торфяника, размываемого рекой выше по те¬
чению. Вначале торфяник размывался сверху, где он несколько
Моложе, и эти молодые слои откладывались в устьевой части
Реки. Затем размывались более древние слои и они откладывались
Поверх ранее переотложившихся. И, наконец, самые древние371
слон из основания торфяника размывались в последнюю оч
редь и откладывались поверх более раннего напластования ТС
выше молодых слоев.	' •Таблица (,.2Радиоуглеродные датировки аллохтонного органического материала
в трех соседних вертикально располагающихся сериях
в толще первой террасы в устье р. ГыдаВысота надСерия 'ур. моря, м1235144001160148101280158901150(ГИН-3592)(ГИН-3603)(ГИН-3585)3138501150145901150131001150(ГИН-3591)(ГИН-3609)(ГИН-3608)2123001400136001150120901220(ГИН-3597)(ГИН-3595)(ГИН-3611)Колебания в содержании тяжелых изотопов кислорода в син¬
генетических ледяных жилах этого разреза оказались небольши¬
ми, а значения 5|80 изменялись от —19,9 до -22,6%о, чтс указы¬
вает на суровую (суровее современной) геокриологическую си¬
туацию периода формирования жил, которая, однако, была мягче
гой, что сопровождала формирование более древних жил в устье
р. Сеяха.Полученная изотопная диаграмма характеризует заключи¬
тельный этап сартанского периода (14—11 тыс. лет назад). Это
время было суровее современного (зимние температуры были на
3—5°С ниже), но в целом климат был даже несколько мягче,
чем в экстремальные этапы периода 40—20 тыс. лет назад.Таймырский полуостровВ западном секторе Евразии известен еще один аналог опи¬
санным выше разрезам — 28-метровая терраса близ мыса Сабле¬
ра на оз. Таймыр, где получен (Сулержицкий, 1982) непрерыв¬
ный ряд (9 образцов) датировок с возрастом от 34500±2000
(ГИН-1291) до 2580+160 лет назад (ГИН-1288). Позднее из это¬
го разреза было датировано бедро мамонта (11870± 180 лет,
ГИН-8881), что подтвердило позднеплейстоценовый возраст
толщи. Литологический облик толщи у мыса Саблера идентичен
органо-минеральным отложениям у пос. Сеяха. Датировки обоих
разрезов свидетельствуют об отсутствии сплошного покровного
оледенения в этих районах (иначе органический материал не мог
бы накапливаться) и невозможности глубокой повсеместной Ре"
грессии Полярного бассейна в период формирования толщ.372
[jo;игопальпо-жильныи комплекс на мысе Саблера. Мыс Саб-
расположен на северо-западном побережье оз. Таймыр
-15£з3« с.ш., iOO°32' в.д.). Ширина мыса достигает 2,5 км, протя-
нность около 3,7 км. В геоморфологическом отношении он
^едставляет собой приозерную аккумулятивную равнину, сло-
пРннуЮ фрагментами озерных и озерно-аллювиальных террас с
^сотами 5—6; 8—10; 12—16 и 25—30 м над урезом оз. Таймыр,
бсолютная отметка которого составляет 6 м. Среднегодовая
Температура воздуха -14,5°С (среднеянварская температура около
-}УС, среднезимняя температура около —20°С). Повторно-жиль-
иЫе льды вскрываются в береговом уступе 30-метровой террасы.
Верхние 25 м разреза представлены слоистой толщей серых и
еро-желтых пылеватых супесей со значительным количеством
включений растительных остатков. Слоистость обусловлена не¬
значительными изменениями цвета супеси, тонкими (0,5—5 см)
прослоями, обогащенными растительным детритом, реже про¬
слоями тонкозернистого песка. Максимум растительных остатков
наблюдается в верхней 15-метровой и нижней 9-метровой частях
разреза. Хорошая сохранность остатков (нередко встречаются
веточки с корой и листьями) свидетельствует об автохтонности
большей части растительной органики. В интервалах 28—28,9;23,5—24,7 и 7,9—8,2 м над уровнем озера встречаются также
прослои заиленного малоразложившегося торфа. В основании
разреза залегают переслаивающиеся сизые глины и тонкозер¬
нистые пылеватые пески с линзами мелкозернистого желтого
песка со следами ожелезнения.Для разреза террасы мыса Саблера в дополнение к ранее из-
иестным датировкам-была получена серия С|4-дат, в диапазоне
от 29,9 до 2,2 тыс. лег (рис. 6.11). Найденные здесь многочис¬
ленные костные остатки мамонтов датируются двумя возрастными
интервалами: 24990—29250 лет назад и 11870—13620 лет назад
(образцы ГИН 8881-8884).Позднеплейстоценовые отложения 30-метровой террасы на
мысе Саблера вмещают три яруса мощных повторно-жильных
льдов. Эти горизонты выдержаны по простиранию и прослежи¬
ваются как на восточном и северо-восточном побережьях мыса,
к°торые были неплохо обнажены в период проведения работ,
гак и на юго-западном, более заплывшем берегу.Первый (нижний) горизонт повторно-жильных льдов располо-
Жен в основании разреза, около 8 м над урезом воды озера под
'°Щным (около 1,5 м) торфяно-минеральным слоем (датирован-
1Ь|м 26750±650 лет назад). Ширина жил в верхней их части до¬
жигает 3—4 м, а видимая мощность — 3—5 м. Льды имеют харак-
еРНые для сингенетических жильных льдов “плечики” с примы¬
кающими к ним изогнутыми шлирами льда толщиной 1 — 1,5 см.
Ногда рядом с крупными сингенетическими жилами распола-373
Криогенное
строениеЛитология30 -12,3Высота над
ур. озера, мЕЭт910
11
12-28J3Рис. 6.11. Полигонально-жильный комплекс в разрезе 30-метровой террас111
мыса Саблера на оз. Таймыр (по Деревягину и др., 1999): 1 — торф; 2 — проело*
торфа; 3 — глина с прослоями песка; 4 — супесь; 5 — растительные остат*1
криогенные текстуры: 6 — массивная, 7 — слоистая. 8 — сетчатая. 9 — я,|С№
тая; 10 — повторно-жильные льды; 11 — современный росток жильных ;1ЬЯ°В-
12 — точки отбора образцов на радиоуглеродный анализ и возраст отложен
(тыс. лет); 13 — профили отбора проб льда на изотопный анализ и изотоп^
кислородный состав повторно-жильных льдов (5lsO, %о — минимальные/^
симальные значения); 14 — стадии осадконакопления и формирования и°||Т
но-жильных льдов: I — каргинская, II — сартанская. III — голоценовая374
тсЯ небольшие жилы шириной до 20—30 см и вертикальной
гаКтЯжениостью 0,7—1,2 м. Возраст вмещающих жилы отложе-
i'P0, 29540 и 29960 лет. Контакт с вышележащим торфяно-мине-
н,И1ьНым слоем ровный, четкий.Р рторой (средний) горизонт повторно-жильных льдов вскрыт
интервале высот от 23,5 до 10—11 м над урезом воды. Сверху
" также перекрывается торфяно-минеральным прослоем мощ-
° остью около 1,2 м. Возраст торфа 12310± 170 лет, а включения
торФа 13 сРедне^ части супесей, вмещающей ледяные жилы да-
гированы от 19520 до 18220 лет. Жильные льды второго гори¬
зонта достигают мощности 10—13 м, ширина жил в верхней час-
и 0т 2—2,5 до 3,5 м. В интервале 15—20 м рядом с крупными
повторно-жильными льдами наблюдаются небольшие верти¬
кальные и субвертикальные трещины, заполненные чистым
прозрачным льдом.Третий (верхний) горизонт повторно-жильных льдов располо¬
жен в приповерхностной части разреза (25—30 м над уровнем
озера). Вмещающие его отложения датируются возрастом от
|017О± 130 до 2270± 130 лет и представлены преимущественно
супесями с частыми прослоями плохо разложившегося торфа.
Строение и морфометрические характеристики жил отличны от¬
жил нижних ярусов, их мощность по вертикали не превышает5—5,5 м при ширине 3—4 м.Литологические и криолитологические особенности изучен¬
ного разреза, охватывающего около 30 тыс. лет, свидетельствуют
об однородных фациальных условиях осадконакопления и про¬
мерзания в условиях мелководного, периодически осушающего¬
ся бассейна. Осадконакопление в нем происходило синхронно с
промерзанием осадков. В результате была сформирована толща
сингенетически промерзших озерных, озерно-аллювиальных и
озерно-болотных отложений с тремя ярусами мощных сингене¬
тических повторно-жильных льдов. Образование повторно-жиль-
иых льдов шло здесь начиная с 30 тыс. лет назад по настоящее
1!ремя с небольшими перерывами.Три яруса повторно-жильных льдов были детально опробованы
на изотопный состав, отбор образцов в каждой ледяной жиле
Доводился по горизонтальным профилям и вертикальной оси
силы с шагом 15—20 см. Самый тяжелый изотопный состав ха¬
рактерен для современных ростков голоценовой ледяной жилы,
ГДе Диапазон изменения 5lsO составляет от —20,6 до —20,1 %о, а
Диапазон изменения 5D соответственно равен -158 и — 153%о. Это
На 4,5—5%0 тяжелее средних значений 5lffO в снеге и на 3—3,5%с
1я*елее среднегодового значения 5lsO в осадках (табл. 6.3).Лед крупной голоценовой жилы, к которой приурочены опи-
СаНные выше современные ростки, имеет значительно более
1е|кий изотопный состав (в среднем на 2,7%с по 5,хО). При
jt°m средние значения 5|80 и 5D льда голоценовой жилы анало-375
гимны знамениям, полученным для голоценовых жил в paii0Jоз.	Лабаз, расположенном на 200 км южнее. По значениямб'х0лед жил, датируемых 30—25 тыс. лет назад, в среднем на 6 4^'
легче голоценового и на 3,2%с легче, чем лёд жил моложе 20 °°лет. Иная картина при анализе изотопного состава малых
жил. Изотопный состав малой ледяной жилы в отложенияхТЫс•ледяны*
моло¬же 20 тыс. лет близок к минимальным значениям для больщ
сингенетических жил этого возраста: 5|хО от —29,1 до -28 39S?
(рис. 6.12, а).Таблица 6JИзотопные характеристики летних атмосферных осадков и снежников
восточного Таймыра за 1994—1995 гг.(по Boike, IW7)ОбъектКоли¬чествообразцовЛ|яО,6D. %сЛетниеосадки45-20,2-32,4 ■6.7-155.5
-245 + -7947.76.37.3-24,8Снежники-28,4 4- -21,11,9-186,1-214 +-15716.812.3Примечание. В числителе — среднее значение, в знаменателе — диапазон
изменения значений, а — стандартное отклонение, dL.xc — среднее значение из¬
бытка дейтерия.Выполненное исследование показало не только значительные
различия изотопного состава жильных льдов каждого яруса, но
и его существенную изменчивость внутри каждой исследован¬
ной жилы. В поперечных разрезах мощных позднеплейстоцено¬
вых повторно-жильных льдов прослеживается изменение изо¬
топного состава, отражающее, по-видимому, смену климатичес¬
кой обстановки в процессе их формирования. Так, в ледяной
жиле в возрасте 18—12 тыс. лет наблюдается последовательное
облегчение изотопного состава от центральной части жилы, где
значения 5|80 варьируют от —24,3 до —25,6%о, к периферии, где
они достигают своих минимальных значений (—27,7 и —29,5%о)-В повторно-жильных льдах возрастом 30—26 тыс. лет (рис. 6.12, <>'
прослеживается обратная закономерность: последовательное
желение изотопного состава от центральной части жилы (5IS0'
= —31,2%о), к периферии (5|80 = —28,6%о и —28,3%о). Однако 11
одной из одновозрастных с ними жил из соседнего обнаженЦ?
разница в значениях 6|80 составляла менее 1%о. Изменения б
по вертикальной оси как сартанских (возрастом 18—12 тыс. лст'
так и каргинских (возрастом 30—26 тыс. лет) жил при расстоя
нии между крайними точками опробования 2—2,5 м не пре|,ь1376
1м—IВысота над
ур. озера, м□ 2
Вз11=|4КЗ5-28.9 6' ml 7Рис. 6.12. Изотопно-кислородный состав повторно-жильных льдов в отложени¬
ях мыса Саблера (по Деревягину и др., 1999), датируемых от 18 до 12 тыс. лет
назад (а) и от 30 до 26 тыс. лет назад (б): 1 — торф: 2 — супесь: 3 — глина с
прослоями песка; 4 — шлиры льда; 5 — повторно-жильный лед: 6 — значение
5l!iO (%е); 7 — абсолютный возраст органики по 14С (лет)шали 1,5%о. При этом какая-либо закономерность в распределе¬
нии 5lsO по глубине отсутствовала. В верхней части жилы воз¬
растом 18—12 тыс. лет наблюдается некоторое уменьшение зна¬
чений 5lsO с глубиной (см. рис. 6.12, а).Современные ростки голоценовой жилы имеют однородный
изотопный состав (б|80 = -20,4%о, 8D =-155,4%с). При этом
он немного отличается от изотопного состава снежников, опро¬
бованных в районе оз. Таймыр. Изотопный состав современного
жильного ростка имеет значение избытка дейтерия dcxc< 10%о
(табл. 6.4), что характерно для дождевых и поверхностных вод,
подвергавшихся фракционированию при испарении. Участие в
питании растущих повторно-жильных льдов поверхностных вод
возможно, например, на участках, с которых сдувается снег. Это
может приводить к некоторому утяжелению изотопного состава
-тьда по сравнению с талыми снеговыми водами.Большинство значений 6|80 и 5D, соответствующих изотопно¬
му составу голоценовых и сартанских повторно-жильных льдов,
ЛеЖит несколько выше глобальной линии метеорных вод. Это
Находит отражение в величинах dcxc> 10%с, что характерно для377-3,4,5-25,0■25,0
снежников этого района (dexc= 12,3%о). Средние значения gUp.
и 6D и голоценовой жиле соответствуют таковым в снежник-
По всей вероятности, генезис льда голоценовых жил и повто*
но-жильных льдов в возрасте 18—12 тыс. лет может быть прЯм^
связан с поступлением талых снеговых вод в морозобойные тре
шины. При этом процессы криогенного и испарительного фрак
ционирования практически отсутствовали.Таблица й.4Изотопные характеристики образцов сингенетических повторно-жильных льдов
из обнажения 30-метровой террасы мыса Саблера(по Деревягину и др., 1999 с изменениями)Возраст жилКоли¬чествообразцовй‘*0, %опi>D, %остdm„ %0оСовременныеростки5-20,4
-20,6 - -20,10,17-155.4
-158 +-15327.81,9Моложе
К) тыс. лет11-23,1
-24,0 -г -22,40,5-171,4
-174 + -1656,113,65.9IX—12 тыс. лет27-26,3
-29,6 - -24,31,5-196,5
-228 + -17713,114,5430—26 тыс. лет22-29,5
-31,3 + -28,31,6-228.2
-241+ -22013,56,34,2Примечание. В числителе — среднее значение, в знаменателе — диапазон
изменения значений, а - стандартное отклонение, dexc — среднее значение из¬
бытка дейтерия.Повторно-жильные льды, датируемые 30—26 тыс. лет назад,
отличаются от голоценовых и .более молодых позднеплейстоце¬
новых не только значительно более легким изотопным соста¬
вом, но и пониженными значениями dexc (см. табл. 6.4). Можно
предположить, что на некоторых этапах формирования этих
жил принимали участие воды, изотопный состав которых преоб¬
разовался при испарении.Наблюдаемые различия изотопных характеристик повторно¬
жильных льдов можно объяснить и несколько различающимися
условиями влагопереноса в эти эпохи: 30—26 тыс. лет назад
зимние осадки не только выпадали при более низких температу¬
рах, но и атмосферная влага, формирующая эти осадки, могДа
поступать из более холодных областей океана.Проведенные А.Ю. Деревягиным с соавторами (1999) изотоп¬
но-температурные расчеты по формулам Ю.К. Васильчука <CNl'378
. |Ц is гл. 4) показывают метко выраженную тенденцию к потен¬
цию зим с конца каргинского времени, когда среднезимние
температурь| были примерно на 6—7°С ниже современных. Ана¬
лиз распределения SIN0, 6D и dcxc в каргинских льдах показывает,
что образцы, у которых соотношение 8D—81Х0 близко к глобаль¬
ной линии атмосферных осадков X. Крейга, по средней концент¬
рации lsO отлимаются от образцов, где знамения dCX(. много мень¬
ше 6%с не более чем на 0,5%о. Это значительно меньше допус¬
тимой погрешности при расчете температур по формулам (4.19).Результаты детального опробования позднеплейстоценовых
жил позволяют предположить наличие тренда к понижению сред¬
незимних температур 30—26 тыс. лет назад примерно от —28 до
-3ГС и повышение их в период 18—12 тыс. лет от —29 до —26°С,
что лишь на 1,6°С ниже средней температуры современных зим.
Соответствующим образом изменялись и средние температуры
января (от -43 до -39°С).Вывод о большей суровости зим на Таймыре в период 30—26 тыс.
лет назад полностью согласуется с данными изотопно-кислород¬
ного состава сингенетических повторно-жильных льдов в озерных
отложениях каргинского времени в районе оз. Лабаз (табл. 6.5) и
соответствующими данными по Западной Сибири, Якутии и
Чукотке (Васильчук, 1992).Таблица 6.5Изотопный состав подземных льдов Таймыра в районе оз. Лабаз(по Чижову и др., 1997)ВозрастТип льда’и.6|80, %с6D, %оТЕмин.макс.средн.мин.макс.средн.Голоцен
и совре¬
менныйТс кетурн.8-230-23,6-12,6-19,0-175,4-1 14,3-143,8ПЖЛ11-80-25,5-19,8-23,0-194,4-143,6-172,2Пласт. (?)10-148-28.5-22,6-26,1-218.5-165.2-194,3Каргин-Тскетурн.<4-36-20,6-18,2-19,6-161,8-132,0-147,6скийПЖЛ<15-30,7-29,4-30,2-233,6-224,7-230,6Зырян¬скийТекетурн.-25,1-24,2-24,4-190,2-183.1-186,7ИнъекцД?)<15-62-26.9-22,4-24.6—201.0-172.1-185.9Пласт. (?)<15-92-29,5-24,6-27,5—225,6-188,3-210,2Примечание. В таблице использованы данные по измерениям 5lfiO и 236 об-
Р'рЦах, 5D и 158 образцах, ЯН в 126 образцах. ПЖЛ — повторно-жильные льды.
°!наченныс как каргинекие, они формировались в толще, основание которой
Мест возраст 43,9 тыс. лет, их вертикальная протяженность около 10 м.379
Эти выводы сделаны на основании изотопного анализа Knv
ных сингенетических повторно-жильных льдов. Насколько цз0~
гопный палеотермометр применим к небольшим погребенны'
ледяным жилам, не имеющим явных признаков сингенетическо
го развития? Лед одной такой жилы в отложениях, датируеМь,~
18—12 тыс. лет, характеризуется значениями dexc от 10,6 до \ \%с
Это можно рассматривать как свидетельство в пользу того, что
первичный изотопный состав образующей жилу влаги не испы¬
тывал значительного изменения в результате фракционирона.
ния. Среднезимняя и среднеянварская температуры воздуха в0
время формирования жилы, определенные по формулам (4.19)
составляли соответственно около —26° и -39°С. Возраст жилы
по данным радиоуглеродного анализа вмещающих отложений
составляет около 18 тыс. лет. Таким образом, результаты изо¬
топного опробования небольшой жилы хорошо коррелируются с
данными по периферийной, наиболее древней части большой
сингенетической жилы в отложениях, возрастом 18—12 тыс. лет.Иначе обстоит дело с изотопным составом небольшой погре¬
бенной жилы в отложениях 30—26 тыс. лет. Помимо присутст¬
вия современной влаги, вызванной загрязнением в результате
контакта с озерными водами или атмосферными осадками, о
чем говорилось выше, для нее характерны крайне низкие значе¬
ния dexc (от —10 до —10,8%о). Последнее указывает на значи¬
тельное изменение исходного изотопного состава, что затрудня¬
ет использование изотопного анализа этих небольших жил в ка¬
честве палеотермометра.Северная ЯкутияМноголетние изотопные исследования позднеплейстоцено¬
вых сингенетических повторно-жильных льдов на севере Якутии
и Чукотки были поставлены так, чтобы охватить все узловые
районы — и основные участки приморских низменностей, и
межгорные котловины.Разрез Быковского полуострова. К числу наиболее известных
разрезов западной части северной Якутии относятся обнажения
Быковского п-ова, где встречены толши ледового комплекса не
совсем привычного вида. Здесь в разрезе 20—25-метровой терра¬
сы повторно-жильные льды залегают весьма сложно (рис. 6.13).В обнажении чередуются слоистые толщи, состоящие из рит¬
мично чередующихся прослоев песка с гравием и галькой, супе¬
си, нередко с обилием органики (в виде детрита и кочек торф3)’
глины. Всего в разрезе отмечены три такие слоистые пачки, ко¬
торым соответствуют и 3 яруса ледяных жил, так как головы
жил чаше всего приурочены к горизонтам оторфованных супе¬
сей, а их “хвосты” выходят в подстилающие гравелистые пески-380
и. ‘ -повторно-жильных льдов в дельто-^ 13, Характер ярусного расположе- 20отложениях Быковской едомы, устье■ны ' — Т0Р(1); ^ — супесь опесча- s
' я; з — глина; 4 — песок: 5 — фа- га
и ^.лька; 6 — сингенетический нов- gторно-жильный лёд	ллш<0 отдельных случаях залегающие
выше жилы входит в жилы ниж-
неГ0 горизонта и образуют еди-
НЬ1Й многоярусный ледяной клин.
Наличие горизонтов, насыщен-
ных хорошо окатанным гравием
(а иногда полностью сложенных
пМ), вероятнее всего, указывает
на аллювиальный генезис основ¬
ной части толщи.100Аналогично и строение толщи
современной лайды, где головы I* ♦ И К'X23 Г~ |4 11Н46
небольших сингенетических жилприурочены к оторфованным грунтам в верхней части разреза, а
хвосты выходят в подстилающие пески с гравием. В едомной тол¬
ще Быковского п-ова отмечены и другие признаки циклического
развития жильного комплекса. Например, в основании оторфо-
1!анных горизонтов встречаются “гребешки” с направленными
вниз зубьями, состоящие из грунтовых торфяных жилок высо¬
той до 0,5 м. Внедряется “гребень” в толщу глины с мелкосетча¬
той тонкошлировой (шлиры мощностью до 0,1 см через 0,3 см)
криотекстурой, которая иногда перекрыта не торфом, а песком
со шлирами льда мощностью до 0,7 см. Слоистые криотекстуры
1! песках встречаются, как правило, при сингенетическом типе
промерзания — следовательно, можно говорить об обмелении
водоема, в котором накапливались глины, и об активном син-
кРиогенном промерзании начавших накапливаться песков и фа¬
тально их замещающих оторфованных слоев. К этому же мо¬
менту относится и возобновление формирования жил, часть из
^оторых внедрялась в жилы нижнего яруса и слилась с ними.
^РУгая часть жил не проникала так глубоко, и их хвосты закаи¬
ваются в толще глины, а общая высота не превышает 4 м.Содержание сухого остатка в жилах довольно высоко, мине¬
рализация колеблется от I40 до 264 мг/л, тогда как общая мине-
^изация современных жилок 62—84 мг/л. Значит, надо искать
Уяснение столь высокой минерализации позднеплейстоцено-
1Х Жил. Минерализация осадков, вмещающих позднеплейсто-
н°вые жилы, также не очень значительна (от 0,06 до 0,24%),381
причем отмечается примерно одинаковое количество бикарб0Ь|.
тов и хлоридов кальция и натрия, т. е. это нетипично морСк
осадки. Можно сделать вывод, что прямое участие морСк е
воды в сложении льда плейстоценовых жил не было заметно Cv
щественнее, чем у современных жилок, хотя в отдельные \,0
менты при высоком уровне моря малая доля морской воды (и/
морских аэрозолей) могла проникать в морозобойные трещищ'.Радиоуглеродные даты распределены по разрезу произвольно
и не позволяют однозначно датировать толщу. В нижней поло
вине разреза получены четыре даты в интервале 40—43 тыс. дет
(рис. 6.14), и это позволяет утверждать, что начало формироиа.
ния описываемой толщи и нижнего яруса ледяных жил про¬
изошло не ранее 40 тыс. лет назад. Хаотичность распределения
дат в нижней части разреза вполне отвечает и его фациальной
характеристике — переслаиванию субаэральных и субаквальных
фаций аллювия. В такой обстановке создаются благоприятные
условия для седиментации разновременного аллохтонного орга¬
нического материала.Проводя интерполяцию дат, можно предположить, что в по¬
казанном на рис. 6.14 фрагменте террасы формирование верхне¬
го яруса ледяных жил произошло не ранее 20 тыс. лет назад. В
верхней части обнажения, расположенного несколько севернее,
получена (Томирдиаро, Черненький, 1987) серия более молодых
датировок: 216301240 лет (ЛУ-1328), 220701410 лет (Л У -1263).
2850011690 лет (ЛУ-1329) и 330401810 лет (ЛУ-1330). В обнаже¬
нии Мамонтова Хайота, также характеризующем эту едомную
толщу, получена серия еще более молодых датировок: с глубины
20 м - 322001930 лет (ИМ-748), с глубины 20 м - 198001500лет
(ИМ-753), с глубины 17 м — 2200011600 лет (ИМ-752), с глубины
15 м — 208361500 лет (ИМ-749), с глубины 9м— 151001750 лет
(ИМ-748). Очевидно, возраст основной части едомной толши
составляет здесь от 30 до 13—15 тыс. лет, а более древние дати¬
ровки относятся к переотложенным осадкам.Судя по распределению дат, скорость осадконакопления, была
непостоянной. Периоды быстрого накопления материала, когд-1
менее чем за тысячу лет откладывалось более 5 м осадков (||0
время субаквального цикла седиментации: песок, глина, супесь)'
сменялись временем длительных перерывов, когда в основно'
накапливались сильно оторфованные слои.Индикатором широкого участия в сложении террасы субак
вальных аллювиальных фаций служат прослои окатанного 'Р1^
вия разной крупности. В периоды накопления субаэральН1’
оторфованных фаций возобновлялся интенсивный рост повт 1
но жильных льдов, затухавший во время накопления субакв*
ных фаций.382
[iTli I I2 ET33 04 CZZDs we Ш7Puc. 6.14. Изотопно-кислородная диаграмма и радиоуглеродные датировки ле¬
дового комплекса в едомной толще дельтовой террасы Быковского п-ова н
устье р. Лены, на северо-западе Якутии (по Васильчуку, 1992): 1 — аллохтонный
торф и рассеянный детрит; 2 — песок; 3 — супесь; 4 — глина; 5 — гравий и
шька; 6 — сингенетические позднсплейстопеновыс повторно-жильные льды;
1 - точки отбора образцов на изотопно-кислородный анализ из повторно-
жильных льдов. Римскими цифрами показаны радиоуглеродные датировки: I —
433(Ю±9(Ю лет (ГИН-4595), II - 402001800 лет (ГИН-4597). Ill - 4040011200 лет
(ГИН-4593), IV - 4080011200 лет (ГИН-4591)В непосредственной близости от поверхности отмечен клин
жильного льда белого цвета, внедрявшийся в нижележащий серый
плейстоценовый лед. Белый лед менее минерализован, сухой ос-
гат°к не превышает 90 мг/л. Его формирование происходило,
очевидно, эпигенетически в голоцене. На это указывает и изотоп-
по-кислородный состав льда. Если основная масса льда характе¬
ризуется весьма отрицательными значениями 5|Х0 от (—34,9 до
то верхний — голоценовый лед — имеет более положи¬
тельные значения 5|80 от (-28,7 до -26,8%о), а в современном
°стке сингенетической жилы на лайде губы Буор-Хая 5|80 =
"24,2%0.изотопно-кислородной диаграмме (см. рис. 6.14) явно вы-
иИ'Яется период наиболее суровых зимних климатических усло-
й (среднезимние температуры более чем на 8°С, а среднеян-
ф0 е на 12—15°С ниже современных) в начальный период
Рмироцания едомной толщи, а во время образования ледяных383
жил, вскрытых в верхней половине разреза, зимы были сур01
современных лишь на 3—6°С (среднеянварские температур
были ниже на 5—9°С).	"РЬ|Одна из наиболее примечательных особенностей изотопн
кислородной диаграммы — ее четко выраженная пилообра-
ность: на фоне общего возрастания значений 5|Х0 выделяют3'
циклы, в которых низкие (более отрицательные) значения б1хо
вверх по разрезу сменяются более положительными, а затем
вновь уменьшаются. Таких циклов три и они сопоставляются
тремя ярусами жил. Более положительные интервалы, по-види
мому, соответствуют средней фазе роста жил, а в начале и конце
циклов наблюдалось ужесточение геокриологической ситуацииРазрез у пос. Зеленый Мыс. Разрезы из более восточных районов
Северной Якутии достаточно многочисленны. Одним из первых
был изотопически изучен разрез на правобережье р. Колымы
вблизи пос. Зеленый Мыс. Здесь вскрывается обнажение высо¬
той более 36 м (рис. 6.15). Различаются две части обнажения:
верхняя мощностью около 10 м, практически без органического
материала, пригодного для датирования, и нижняя, в которой
переслаиваются пачки с растительным детритом (в разрезе три
таких пачки) и лишенные его.Мощные повторно-жильные льды пронизывают всю 36-мет¬
ровую толщу. В нижней части жилы несколько более массивны,
шире (до 2—2,5 м во фронтальном разрезе), вверх нередко сужа¬
ются (до 0,5—1 м), но зато располагаются чаше (расстояние
между жилами уменьшается до 2—4 м). У крупных жил на уров¬
не торфяных горизонтов нередко выражены плечики; в верхней
части разреза их залегание соответствует уровню голов мелких
жил.В распределении льдистости и криотекстур по разрезу, как и
в литологическом строении, отмечается трехчленная ритмич¬
ность: повышение льдистости и уменьшение толщины шлиров
льда и расстояния между ними от менее оторфованных вверх к
подошве более оторфованных горизонтов. Такое криогенное
строение связано с процессом накопления толщи в субакваль-
ной среде и промерзанием ее в стадии осушения, т. е. при Ф°Р"
мировании оторфованного горизонта.Минерализация повторно-жильных льдов невысока (60""
134 мг/л), в составе солей доминируют бикарбонаты (до 102 мг л1
Хорошо заметна цикличность — в нижних частях циклов лед 0°
лее минерализован (100 мг/л и более), выше минерализаи
уменьшается (до 60—80 мг/л), затем она вновь возрастает (*>
94 мг/л), а выше уменьшается до 78 мг/л (Васильчук, 1992).Время формирования толши, судя по датировкам из рассеЯ
ных корешков, — от 45 до 13 тыс. лет. Четыре датировки 1)Ь|П^.
нены по рассеянным растительным детритам. В верхнем торф384
Криостратиграфия С - датировки8 О, %о-32-280Ш1 GQ21 # и Ivc'vi>]5 1*Н<Рис. 6.15. Изотопно-кислородная диаграмма и радиоуглеродные датировки ле¬
дового комплекса в позднеилейстоценовой едомной толще у пос. Зеленый Мыс.
низовья р. Колымы (по Vasil’chuk, Vasil’chuk, 1998а): I — транзитные сингенети¬
ческие позднеплейстоиеновые повторно-жильные льды; 2 — погребенные син¬
генетические позднеплейстоценовые повторно-жильные льды; 3 — аллохтон-
ный торф и рассеянный детрит, корешки; 4 — супесь; 5 — точки отбора образ¬
цов на радиоуглеродный анализ и радиоуглеродные даты по: а — азлохтонному
торфу и рассеянным детритам и корешкам; б — растительности из норок сус¬
ликов, в — костям мамонтов; 6 — точки отбора образцов на изотоино-кисло-
родный анализ: а — повторно-жильных льдов, б — текстурных льдовном слое это даты 27,9 и 28,6 тыс. лет, в среднем 33,8 тыс. лет и
в нижнем 37,6 тыс. лет. Судя по анализу образца из погребенно¬
го почвенного горизонта близ дневной поверхности непосред¬
ственно над головами верхнего яруса ледяных жил, накопление
толщи закончилось 135001160 лет назад.Более древние даты, полученные по костям мамонта, свиде¬
тельствуют о переотложении последних. Есть основания думать,
что дата 437001800 лет (ГИН-3849) по берцовой кости мамонта
вносится к начальному этапу накопления этой едомной толщи,
те.м более что в осыпи близко к ее основанию получена сходнаяДата по рогу бизона — 428001700 лет (ГИН-5710). Тог факт, что
всеваетэти кости залегают отдельно от скелета, безусловно, указы-
на их переотложение.СеМянВ методическом отношении очень важны данные по запасамв ископаемых норках сусликов, поскольку датировки по385
ним получены по заведомо непереотложенному органическое,
материалу (Губин, 1997). Радиоуглеродные датировки, получен^
по скоплениям семян в норках, равные 30,5 и 32,8 тыс. лет, хор0
шо вписываются в полученный ранее ряд (Vasil’chuk, Trofim0v'
1988). Норы сусликов указывают на субаэральную фазу развитий
полигонального массива, когда ледяные жилы активно росли ц
ширину. Подобные находки свидетельствуют в циклическом пе¬
ременном субаквально-субаэральном генезисе сингенетических
полигонально-жильных комплексов.Оценивая соотношение длительности времени господства суб-
аквально-субаэральных условий, когда накапливались прослои
супеси, лишенной примесей органического материала, можно
сказать, что с 37 по 27 тыс. лет назад трижды было время гос¬
подства субаэральных условий, длившихся (по данным 14С) по2—3 тыс. лет. Субаквальные фазы по длительности едва ли за¬
метно превышали 1 — 1,5 тыс. лет.На изотопно-кислородных диаграммах по мощным жилам
(см. рис. 6.15) обращает на себя внимание сравнительно большой
интервал значений 5|80 (от —34,1 до — 29,4%о). Данные по погре¬
бенным жилкам лежат в пределах диапазона: от —30,5 до
—29,1%о. Текстурные льды во вмещающих породах изотопичес¬
ки немного тяжелее жильных, в них 8lsO изменяется от —30,6 до
—27,0%с. Такое соотношение изотопных характеристик не про¬
тиворечит гипотезе о пойменном аллювиальном или озерном
происхождении этой едомной толши.В современных жилках на пойме р. Колымы в районе пос. Зе¬
леный Мыс 5|Н0 варьирует от -26,1 до —23,0%о, а в текстурных
льдах пойменного аллювия значения 5|Х0 положительнее (от
—23,0 до —19,1%о), т. е. плейстоценовые жилы легче современ¬
ных почти на 8%о, а текстурные льды, как правило, на 4—5%с.Изотопные данные показывают, что 37—36 тыс. лет назад, и
период наименьшей суровости, среднезимние температуры при¬
земного слоя воздуха были на 1—3°С ниже. Затем в течение
сравнительно длительного периода (36—27 тыс. лет назад) они
оставались достаточно однородными — на 5—7°С ниже совре¬
менных. От 27 до 22 тыс. лет назад температуры колебались i>
широком диапазоне, но все время были ниже современных на6—9°С (с абсолютным минимумом около 27 тыс. лег назад)- ^
период 22—13 тыс. лет назад зимние условия также были весьма
суровыми с зимними температурами на 5—8°С ниже совреме^'
ных, однако минимума предыдущих холодных эпох не достигал*1
Соответственно и среднеянварские температуры были в наиб»'
лее холодные эпохи на 12— 15°С ниже современных и колебали01’
от —48 до —52°С, а в более умеренные отрезки времени — °т
-40 до —45°С.386
разрез Дуванного Яра. Несколько отличается от разреза у
цос- Зеленый Мыс строение синхронного ему разреза Дуванного
Яра. представленного преимущественно супесчаными отложени-
ями. В толще отмечено большое количество аллохтонного дет-
иТа, который в отдельных интервалах сконцентрирован в виде
1ИНз мощностью до 0,5—0,7 м. Льдистость пород за счет тек-
стурНых льдов часто больше 50%, толща пронизана мощными
сингенетическими повторно-жильными льдами, шириной в ниж¬
ней половине разреза до 3,5—4 м, а в верхней до 2,5 м и види¬
мой высотой, нередко превышающей 20 м. Суммарная мощ¬
ность ледового комплекса заметно превышает 40 м.В строении верхнего фрагмента обнажения также обнаружи-
иаются три цикла, каждый из которых представлен слоем до-
нольно однородной темно-серой супеси мощностью 3—4 м, пе¬
рекрытой сильно оторфованной пачкой супесей мощностью до
I м. Гранулометрический состав отложений в верхней половине
разреза (исключая верхние 2—5 м) весьма однороден, доминиру¬
ют 59—66% пылевые частицы. Только в верхней 2—5-метровой
толще возрастает мелкопесчаная фракция, хотя и здесь много
крупной пыли (до 56%).В гидрохимическом составе жильного комплекса обращает на
себя внимание довольно высокая минерализация повторно¬
жильных льдов, нередко превышающая 160—180 мг/л, однако в
верхней части разреза чаще встречается менее минерализован¬
ный лед (100—140 мг/л). Палинологический анализ, проведен¬
ный А.К. Васильчук во льду и во вмещающей толще, выявил
большое сходство их спектров и доминирование пыльцы трав. В
спорово-пыльцевых спектрах вмещающих отложений это осо¬
бенно заметно (в некоторых образцах пыльца трав составляет
99%). Главным компонентом травянистой группы спектров слу¬
жат недоразвитые и деформированные зерна двудольных трав.
Их присутствие определено, видимо, крайне неблагоприятными
условиями вегетации периода накопления толщи. Короткий и
неустойчивый летний сезон ограничивал созревание пыльцы,
что вело к массовому захоронению недоразвитых пыльцевых зе¬
рен. Хотя в субфоссильных спектрах из различных фаций струк¬
туры спектров сходны (в тех и других заметно преобладают тра-
1!Ь|), в видовом составе современных спектров заметно участие
Пь1льцы более требовательных (относительно теплолюбивых)
Растений: вереска и кустарниковых форм березы и ольховника.
Несколько ближе к современным спектр из нижней части тол-
11111 — здесь содержание пыльцы карликовой березы и ольховни-
Ка достигает 6—7% общего состава спектров, хотя и здесь преоб¬
ладают деформированные зерна, что указывает на более суро-
Вь'й период вегетации.387
Первые даты из разреза Дуванного Яра, относящиеся к высот
около 8 м над урезом реки, показали возраст около 37 тыс. Ле
назад. Вскоре Т.Н. Каплиной и Н.В. Кинд здесь были получены
новые датировки примерно того же возраста, а Ю.В. Кузнец0в
привел не противоречащую им дату около 17 тыс. лет из самой
верхней части разреза, таким образом, возраст едомной толщи
был определен в 37—17 тыс. лет.Согласно последним данным, основная часть едомной толщи
Дуванного Яра формировалась в период 37—40 до 13 тыс. лет
назад (Томирдиаро, Черненький, 1987; Vasil’chuk, Vasil’chuk
1997; Губин, 1997), т. е. охватывала временной интервал, кото¬
рый разбивается в традиционных климатостратиграфических
схемах на несколько эпох потеплений и похолоданий. Между
тем эта толща монотонного строения не несет в себе следов раз¬
мыва и пронизана мощными повторно-жильными льдами, в
строении которых невозможно выделить каких-либо признаков,
указывающих на деградацию мерзлых пород.В изотопной характеристике выделяется сравнительно не¬
большой разброс значений 5180 верхнего фрагмента от —32,2 до
-28,7%о (рис. 6.16, а), а в основной массе (свыше 80% образцов)
они варьируют в пределах 1,5%о (от —31,7 до —30,2%о). Таким об¬
разом, диапазон изменений 5|хО за период более чем в 20 тыс. лет
в ледяных жилах Дуванного Яра незначителен, т. е. геокриоло¬
гические условия формирования жильного комплекса были ста¬
бильны. В шлирах текстурообразующего льда в нижней части
разреза значения 51хО изменялись от -28,7 до — 22,2%с, тогда как
в жильных льдах нижнего фрагмента величина 5|80 варьировала
лишь от —32,7 до —30,1 %о (рис. 6.16, б).Сравнение данных ледового комплекса Дуванного Яра при
вертикальном (рис. 6.17, А) и горизонтальном (рис. 6.17, Б) опро¬
бовании показало близость диапазона изменений 81хО. Отсюда
следует, что при детальном вертикальном отборе данные не вы¬
падают и не теряются, тогда как возможности определения пос¬
ледовательности формирования льда жил в горизонтальном сре¬
зе ограничены.Полученные данные свидетельствуют о том, что значения
8|хО в текстурных льдах из вмещающих жилы пород имеют скорее
не климатическую, а фациальную природу, поскольку изменения
5|Х0 в текстурных льдах отмечаются в пределах одного циМа
накопления жильного комплекса: от —27,9%о в нижней части
субаквальных супесей до —22,2%о в оторфованном субаэральном
горизонте.Вариации содержания изотопов кислорода в текстурна
льдах этого разреза использовались для стратиграфического РаС
членения разреза. Толщи со значениями 5|Х0 в текстурных льДа*388
1#2W3■4□5в"с- 6.16. Строение криолитологического разреза синкриогенных позднеплей-
1Т°исновых отложений Дуванного Яра на северо-востоке Якутии (а — верхняя
1с,1Ч1на разреза в среднем по течению реки фрагменте обнажения, б —
*ний по течению реки фрагмент разреза) и изотопно-кислородные диаграм-
образцам из мощных повторно-жильных льдов (пи Vasil chuk. Vasil chuk.
Hbi ' ~ супесь; 2 — торф и корешки; 3 — сингенетические иовторно-жиль-
•'ьды; отбор образцов на радиоуглеродный анализ: 4 — торф и корешки.5	— веточки, 6 — кости389
а б	а б вРис. 6.17. Строение нижней части разреза синкриогенных позднеплейстоипщ
иых отложений Дуванного Яра и изотопно-кислородные диаграммы повторнцИ
жильных льдов по образцам, отобранным: А — по вертикали. Б — по гори mil
тали: 1 — крупные (транзитные) сингенетические повторно-жильные льды; 2 •
мелкие (погребенные) сингенетические повторно-жильные льды; 3 — сегреч
ционные шлировые льды; 4 — органика в супесчаной толще: а — торф и к"
решки, б — кости: 5 — супесь; 6 — отбор образцов на изотоп но-кислородны!
анализ: а — льда крупных (транзитных) жил, б — льда сегрегационных шлирон
в — льда мелких (погребенных) жилокот -28 до —27%о, залегающие под урезом р. Колымы, были or
несены к концу среднего плейстоцена, от —25 до —23%с — к к,1
занцевскому потеплению, а толща, в которой получены значш
ния от —36,5 до -26%о (в среднем от —32 до —28%о), отнесена Н
зырянскому времени (Изотопно-кислородный..., 1996).Однако повторными исследованиями эти выводы не подтиер*]
дились. Например, в толще с низкими значениями 5l!iO поздно#
были получены сравнительно высокие значения 5lsO (~23%сЯ
более), что, вероятно, обусловлено фациальной неоднорол?
ностью толщи. Поэтому палеотемпературные выводы по этим
данным делать рано; следует подождать, пока не будет внесен»
ясность в проблему фракционирования стабильных изотопом и
текстурных льдах промерзающей толши и зависимости вариации
стабильных изотопов от фациальных условий формировать
синкриогенных пород.390
Криостра¬тиграфия6 D, %о-,8^ 0/
й О, /00d ,%оехс *-260 -250 -240 -2301 1 1 1 [ 1 1-34 -33 -321 1 1 I 1 15 10I11й/Г/>/
/■ У12уmi о. IS. Распределение 5IS0. 5D и dcvc в самой верхней части толши Дуванного
Ври [данные Ю.К. Василъчука и А.К. Васильчук): 1 — супесь; 2 — торф; 3 — син¬
тетические понторно-жильные льды. Определения выполнены в марте 2000 г. в
«прииском исосдоиательско-испытательном центре Д. Ранком и В. КучсройВыполненный в 1999 г. повторный детальный отбор образцов♦	ильных льдов для изотопных определений во многом подтвер¬
ди I ранее полученные выводы, свидетельствующие прежде всего
f)(i однородном изотопном составе повторно-жильных льдов Ду-
И,итого Яра. Вместе с тем получены первые дейгериевые опре¬
снения для североякутских жил, — детально опробован самый
Верхний, наиболее молодой фрагмент Дуванноярской едомы
(рис. 6.18), ранее недоступный для исследований.Обращает на себя внимание синфазность диаграмм распреде¬
ления 8|хО и 6D по разрезу и незначительные вариации значений
I , которые в основном изменяются от 3,4 до 8,1%о (только в
единичных случаях значения d „ оказались больше 10%с), а, какj	С\С	'мм помним, в идеальном уравнении X. Крейга дейтериевый экс¬
цесс равен \0%с. Следовательно, можно уверенно говорить об
шмосферном происхождении воды, служившей источником
Повторно-жильного льда, и о весьма однородных условиях фор¬
мирования его изотопного состава. С учётом ранее полученных
жшных можно утверждать, что на протяжении всего периода
формирования Дуванноярская едома находилась в условиях ста¬
бильного климатического режима, а некоторые её изменения
обязаны только колебаниям базиса эрозии и связанным с этим
Изменением фациальной обстановки.391
Можно также утверждать, что 40—13 тыс. лет назад срени
зимние температуры здесь были, по крайней мере, не пмщЯ
-32, ... —29°С, а среднеянварские — не теплее —48,... —44°С. Но*
можно, в экстремально холодное время они были еще на 2—Я
холоднее.Разрез Плахинского Яра. Более молодые позднеплейстоцпш
вые отложения исследованы в обнажении Плахинский Яр на и||
вом берегу протоки Стадухинская. Здесь сравнительно высокой
обнажение вскрывает толщу Каретовской едомы (68°40' < ш (160° 17' в.д.). Породы, слагающие основную часть разреза, пред!
ставлены сильно опесчаненной супесью мощностью около 14 М
с включениями растительных остатков (рис. 6.19). До 45% ioi||
щи сложено льдом с редко- и неполносетчатой тонкошлиромо||
криотекстурой. Облик ледяных жил здесь заметно отличается о]
Зеленомысской и основной части Дуванноярской едомных толЦ
(только в самой верхней части Дуванного Яра в 1999 г. вскрыли!
комплекс ледяных жил аналогичный Плахинскому). Ширин!
жил в верхней части обнажения примерно 1 — 1,5 м, они распЛ
лагаются на расстоянии 3—4 м друг от друга, их головы залегаии
на глубинах 1,2—1,8 м. Общая протяженность жильной системы
по вертикали около 13 м.Несмотря на сравнительно малое количество органики (глаЛ
ным образом в основании разреза и рассеянно в средней чаи и
толщи), удалось датировать начало образования видимой чаи и
разреза — около 30—27 тыс. лет назад. Эти даты получены p.i i
ными способами — один из образцов непосредственно отмына i
ся в поле в воде, полученной при таянии льда жил. Накопление
толщи и ледяных жил завершилось не позднее 15—16 тыс. k i
назад, что установлено экстраполяцией скорости накоплении
отложений с учетом даты из средней части толщи, а также до
полнительных дат, полученными японскими исследователями
(рис. 6.20, а).Убедительным свидетельством сурового режима формировании
жил служит их изотопно-кислородный состав. Значения 8|Х0 и
жилах составляют от —34,7 до —29,9%о. Самое низкое содержант'
тяжелых изотопов кислорода, где б|80 достигает —33,7%о (см
рис. 6.19), а по более поздним сборам до — 35,0%с (см. рис. 6.20),
указывающее на наиболее суровые зимы периода формировании
жил, отмечается в нижней половине диаграммы и в ее самой
верхней части (Васильчук, 1992). Это примерно соответствуй
25 и 15 тыс. лет назад. Разделяющий их отрезок диаграммы охл
рактеризован значениями 5lsO выше —31,0%о, что свидетельствуйо	более мягких климатических условиях. Обращает на себя вни
мание сходство изотопных диаграмм, полученных по жилам это
го разреза с интервалом более 10 лет (сравни рис. 6.19 и 6.20, а)392
IСтроение
разреза и
схема отбо-
1><| образцов. у. ;•?: :•ЛУ- а -s. .Г21600±200:(ГИН-4334)’ ^6000^1100
_ (ГИН-3980)—
т 27000±600 х
(ГИН-3981):
31500*1100 Л
(ГИН-3983)и-ТРаспределение й180 в повторно-жильных
льдах, %о-34	-33	-32	-31	-30231 В2 I* » |3 Ш4 I »« [5[ fat 6.19. Изотоп но-кислородная диафамма и строение опорного криолитоло-
НМсского разреза позднеплейстоценового синкриогенного ледового комплекса,
“ И» крытого обнажением Плахинский Яр на левобережье Стадухинской протоки
|| Колымы [по Васильчуку, 1992): 1 — супесь; 2 — песок; 3 — корешки и ал-
Врхтонные остатки торфа; 4 — сингенетические повторно-жильные льды; 5 —
Точки: отбора образцов на изотопно-кислородный анализ; 6 — точки отбора об¬
разцов на радиоуглеродный анализI Для ледяных жил этого разреза характерны очень низкие зна¬
чения 5180 (особенно в нижних частях жил), которые, вероятно,I шщетельствуют о чрезвычайно суровых зимах в этом районе,
«,1же на фоне достаточно холодных зим позднего плейстоцена.I Среди молодых позднеплейстоценовых полигонально-жиль¬
ных образований бассейна Нижней Колымы отметим изотопные
характеристики жил в обнажении Красивое (рис. 6.21, а) на
правобережье р. Малый Анюй (68° 18' с.ш., 16Г44' в.д.) и у Алёш-
кинской заимки, на правобережье Колымы, чуть выше устья
1>. Омолон (Васильчук, 1992; Изотопно-кислородный..., 1996).По разрезу Красивое вначале были получены 14С датировки в
нижней части разреза: 1870011400 лет (МГУ-881), 2270011500
пет (МГУ-886) и 273001300 лет (ГИН-3209), позднее дополнен¬
ные ещё двумя сходными датами (рис. 6.20, б). Таким образом, в
1>яде повторных радиоуглеродных определений установлен мо-393
абВысота, м14С-датыJI	20680±310 (NUTA-4555)II	20583+982 (NUTA-4273)III	22280±490 (NUTA-4559)IV	24271±973 (NUTA-4272)V	29300±630 (NUTA-4560)
VI 27290-1110 (NUTA-4558)6180,%о-32 -30 -2833710±350(NUTA-490Рис. 6.20. Диаграмма распределения значений б'Ю в сингенетических пони
но-жильных льдах: а — Плахинского Яра; б — обнажения Красивое (по Fukel al., 1997)лодой возраст этой едомной толщи. Вариации стабильных из
топов кислорода здесь также определялись дважды. В первой it1»
рии были получены значения 5|80 от —29,5 до —33%о, причем
отмечены два цикла их изменения снизу вверх от более отрии
тельных к более положительным (см. рис. 6.21, а). При повтор
ном анализе, выполненном через 10 лет, была получена him
сколько иная изотопная диаграмма (см. рис. 6.20, б). В нижней
части толщи значения 5|80 уменьшаются от —28,5%о на глуб!
12,7 м до —34,8%о на глубине 7,5 м, выше значения стабилы
б180 колеблются от —31,6 до —32,9%о.По одновысотному с Красивым обнажению АлёшкинскоН
террасы (высота до 14—16 м) датирование проводилось трижды,
во всех случаях по редким растительным остаткам в песках. I’i
зультаты последнего датирования: на глубине 5м— 147801300 ж
(СОАН-2307), на глубине 7м— 172601140 лет (СОАН-2308),
ранее они датировались соответственно от 15 до 16 тыс. лет наш
(Томирдиаро, Черненький, 1987). Таким образом, практически
нет сомнений, что возраст позднеплейстоценовых жил в верхт
части разрезов Красивое и Алёшкинская заимка составляет от
17—20 до 12—14 тыс. лет.Опираясь на принятые представления об исключительной су¬
ровости завершающего этапа плейстоцена, можно было ожидать
существенно более низкие значения 6|80 в ледяных жилах, чем
в более древних толщах. На самом деле значения 5|80 в эти»
жилах не ниже -32,6%о, а чаще варьируют от -29 до — 31 %о (см394
|убина,§,8°-%° Высота,-32 -30 -28 мб,8°'%0 Высота, 8,8°'%0-34 м 	1 10б 0,%о-32 -30 -28
—i	1	гВысота,м Д
10Щ1 i 4спи2 г.:;;.;;.]з Е34 епз5П5Н6 Е237 Е218 Ш9 ПГПЮ111 Е^Я12 Г~» 1131 о 1141 а 115jflwi 6.21. Изотопно-кислородные диаграммы в повторно-жильных и текстуро-
Иразуюших льдах в позднеилейстоценовых отложениях Колымской низмен-
И"1 т. формировавшихся в период от 20 до 10 тыс. лет назад (Изотопно-кисло-
'рн)ныи..., 1996): а, б — различные фрагменты обнажения Красивое на р. Малый
Ашой, в—д — различные фрагменты обнажения Алешкинской террасы в ниж-
Нсм течении р. Колымы: в — диаграмма по распределению 5lsO в поздненлей-
мпценовой жиле, г — в текстурообразующем льду из вмешаюших ее пород,
/I - в голоценовой жиле: I — суглинок, 2 — супесь, 3 — песок, 4 — осыпь, 5 —
(тонно-талый слой. 6 — включения торфа, 7 — прослои торфа, 8 — повторно-
(Ки.и.ный лед, 9 — ледогрунтовые жилы, 10—12 — разновидности криотекстур:
|0 массивная, II — слоистая, 12 — поясковая; 13—15 — отбор образцов на
Нинопные определения: 13 — из погребенных ледяных жилок, 14 — из мощ¬
ных повторно-жильных льдов, 15 — из текстурообразующего льдарис. 6.21, в). Это свидетельствует об отсутствии на севере Яку-
Iии в заключительных фазах плейстоцена изотопного и темпе¬
ратурного минимумов по сравнению с предыдущим периодом от
•Ю до 20 тыс. лет назад.В синкриогенной позднеплейстоценовой толще, в долине
р Балыктах (о. Котельный в архипелаге Новосибирских о-вов),
датируемой по |4С в интервале 24,3—12,7 тыс. лет (внизу дата
Получена по автохтонному торфу, а вверху по бивню мамонта),Н.М. Макеевым проведено изучение распределения 5lsO во льду.
И жиле, располагающейся ближе к основанию толщи, 6|80 из¬
меняется от —30,0 до -27,4%о (среднее из пяти определений —
2Я,5%о), в припаянных к ней шлирах — от -27,4 до —24,6%с
(среднее по трем определениям — 25,5%с). В то же время в жилах,395
располагающихся стратиграфически несколько выше (ближе i
кровле), значения 6|80 изменялись в одной от —26,2 до —22,9
(среднее из одиннадцати определений — 23,5%е), а в другой oi
—27,1 до —24,9%о (среднее по четырем измерениям — 25,9%с).Эти данные существенно дополняют характеристику условии
формирования ледяных жил в заключительную фазу поздно
плейстоценового криохрона, а более заметные колебания значе¬
ний б|80 в вышележащих жилах, формировавшихся, по-видимо
му, 16—12,7 тыс. лет назад, естественны и хорошо коррелирую!
с изотопными колебаниями в других кислородсодержащих сис¬
темах.Разрез у пос. Кулар. Немного обособляется от толщ приморских
низменностей полигонально-жильный комплекс, встреченный и
предгорьях небольшого Куларского хребта. В детально изучен
ном фрагменте едомная толща располагается на пологом склоне
южной экспозиции долины ручья Бургуаат в виде наклонною
(уклон 4—5°) увала протяженностью по склону более 1 км. А6
солютные отметки подошвы едомы колеблются от 95 м у ручья до
110—120 м в верхней части склона, а кровли — от 105 до 140 м
Преимущественная мощность едомной толщи 20—28 м. Среднего
довая температура многолетнемерзлых пород здесь от —6 до —8°С.Строение одного из наиболее характерных элементов увалл
вскрывается в карьере в средней части склона. В его основании
отмечены коренные скальные породы, перекрытые щебнистым
элювием мощностью до 1 м, на котором залегает слой песка
черного цвета с включениями гравия и слабооткатанной гальки
мощностью до 2—3 м. Выше залегает собственно едомная толша,
состоящая из супеси (пылеватого суглинка) с линзами торфа. H;i
контакте песка и супеси встречен пласт голубовато-серого сегре¬
гационного льда мощностью до 1,5 м. На высоте 3 и 9 м от по¬
дошвы едомной толщи залегают линзы чистого торфа мощ¬
ностью 1,0—1,5 м, в которых отмечено скопление веточек кустар
ников, среднеразложившихся корешков, стеблей трав и мхов, л
также костей лошади, мамонта, зубра и бизона; в нижней части
разреза встречены обломки стволов берез и лиственниц. На вы¬
соте 20 м от подошвы едомы расположен менее выраженный
прослой торфа.Главной криолитологической особенностью разреза служа!
мощные повторно-жильные льды, пронизывающие всю едомную
толщу. Ширина жил достигает 3 м, лед коричневато-серый с
примесью торфа и супеси. Вмещающие породы на контакте с
жилами иногда деформированы, криогенная структура их, как
правило, среднеслоистая, средне- и тонкошлировая. Засолен¬
ность вмещающих жилы мерзлых отложений по всему разрезу
невысока. В местах перекрывания супеси линзами торфа толщи¬
на ледяных шлиров уменьшается от 2—3 до 0,05 см. В целом
разрез едомы здесь можно представить как трехкратное пересла-396
Крио¬стратиграфия1С - датировки -365 О ,%о-32 -28-24■	33300+1100(ГИН-4987)■	35700±1500(ГИН-4979)✓	37700±600 (ГИН-4981)✓	38700±1000(ГИН-4965)
х 40500±1200(ГИН-4964)
-41100 + 800 (ГИН-4977)
- 42400±1000(ГИН-4982)■	>40000 (ГИН-4983)“ >43700 (ГИН-4978)абвабИ1(ШШШ2# #34■мУ5•▼6I /'мг. 6.22. Строение опорного криолитологического разреза позднеплейстоцено-
|0го ледового комплекса в межгорной котловине у пос. Кулар (северо-запад
Якутии) и изотопно-кислородные диаграммы повторно-жильных и текстурных
Вкдов (по Васильчуку, 1992): 1 — сингенетический позднеплейстоценовый пов-
щрно-жильный лед; 2 — линзы сегрегационного льда; 3 — торф; 4 — супесь
I иткий суглинок); 5 — отбор образцов на радиоуглеродный анализ: а — торф.
О — веточки и древесина, в — кости; 6 — отбор образцов на изотопно-кисло¬
родный анализ: а — из повторно-жильных льдов; б — из текстурных льдовииание пачек супесей, перекрытых линзами торфа. Более де-
тльно изучены две нижние из этих трех пачек.Получены серии датировок по чистому, практически без ми¬
неральных включений торфу, по древесине, веточкам, а также
м«> костным остаткам (рис. 6.22). Начало накопления едомных
отложений можно датировать 45 тыс. лет назад, а завершение —
около 25 тыс. лет назад, что указывает на среднюю скорость
in алконакопления около 1,5 м за тысячу лет. Во временные ин¬
ициалы 42—41, 37—33 тыс. лет и, вероятно, 27—25 тыс. лет назад
1'К'СЬ накапливались преимущественно горизонты торфяников.Жилы росли вместе с формированием толщи, но этот про¬
месс обладал известной цикличностью. После накопления озер-
по-аллювиальных супесей 45—42 тыс. лет назад произошло по¬
нижение базиса эрозии, началось интенсивное торфонакопле-
ние, которое вызвало активный рост повторно-жильных льдов,
шнхронных нижнему горизонту торфа и эпигенетических по
in ношению к подстилающим его супесям. Повышение базиса
||юзии 40—41 тыс. лет назад привело к возобновлению накопле¬
ния озерно-аллювиальных супесей, законсервировавших ниж¬
нюю систему льдов.Жилы не росли, несмотря на суровые геокриологические усло-
ния периода формирования супеси. Около 38—37 тыс. лет назад397
базис эрозии вновь понизился, что привело к накоплению мош
ного слоя торфа, возобновился активный рост повторно-жиль
ных льдов. Процесс растрескивания, вероятно, происходил до¬
вольно часто и приводил к глубокому проникновению трещин,
их большему раскрытию, что обеспечивало формирование жми
на глубину более 6—8 м. Хвосты многих вновь формировавших¬
ся жил достигали поверхности погребенных жил, что способ»
ствовало формированию единого слившегося клина. Часть но¬
вых жил не достигала погребенных, о чем говорит разновысотное
положение их хвостов. Подобный процесс вновь повторился;
33—27 тыс. лет назад — накапливались супеси, а 27—25 тыс. лп
назад — интенсивно росли жилы. Наиболее крупные формиро
вавшиеся в этот период жилы также внедрялись и сливались с
ранее образовавшимся жильным комплексом, а более мелкие
или расположенные несколько в стороне формировались само¬
стоятельно.Получена весьма полная характеристика содержания стабил!.
ных изотопов кислорода в этом ледовом комплексе (см. рис. 6.22),
Значения 5|80 в текстурном льду шлиров, как правило, изменя¬
ются от —25,3 до —22,1%о, значение 5|80 в сегрегационных плас
товых льдах, подстилающих едому, равно —23,5%о, а в линзе cci
регационного льда, залегающей в средней части едомы, —24,4%о|Значения 5|80 в мощных повторно-жильных льдах колеблк>1 -
ся от —32,6 до —30,0%о. Выделяются фрагменты со значениями
6|80 легче (отрицательнее) современных на 2—4%о и более. Мл
диаграмме заметен тренд облегчения изотопного состава сни iy
вверх от —30 до —32%о и ниже. Наряду с этим отмечаются ло<
кальные изотопные максимумы на глубинах 15—17, от 10—12 и
от 2—5 м. Это придает диаграмме характер пилы с “зубьями",
чередующимися через 5—7 м, отражающими циклический хл
рактер формирования ледяных жил: более тяжелые значения
присущи, очевидно, тем моментам истории развития полиго¬
нально-жильного комплекса, когда его формирование возобнои
лилось после некоторого перерыва, вызванного большей обвод¬
ненностью массива (в течение которого накапливались супеги
без органики), и в трещины могла попадать озёрная и болотнля
вода. В эти моменты процессу промерзания подвергались и пол
стилающие супеси, и перекрывающий их торф мощностью око
ло 3—4 м, накопившиеся на мерзлом субстрате.Оценивая всю совокупность данных, можно сказать, что
жилы формировались в эпоху суровых зим со средними зимни
ми температурами от —30 до —34°С (Васильчук, 1992). Средние
температуры январи в этот период составлили от —45 до —50 <
(для сравнения укажем, что по Данным ближайшей метеостан
ции в пос. Депутатский в настоящее время средняя температуря
зимы —26°С, а января —33,7°С). Особенно холодными были зл
ключительные фазы формирования рассматриваемого комплекс»,398
когда средние температуры января были на 10°С ниже совре¬
менных.Хронологически Куларская толща совпадает с едомой Мус-
Хлинского разреза (см. рис. 6.1). Обе эти толщи, очевидно, фор¬
мировались длительное время на протяжении позднеплейстоце¬
ноного криохрона (40—10 тыс. лет назад) — в считавшуюся ра¬
нее теплой каргинскую эпоху и в сартанский период.Одна из главных причин формирования едомных отложений —
суровость зим позднеплейстоценового криохрона. Именно к
Этому времени, по-видимому, относится и формирование едом¬
ных отложений, исследованных в Уяндинской межгорной впади-
IU-, в долине р. Батар-Юрэх (Конищев, 1981) и в пределах Вити-
чп-Патомского нагорья. Заслуживает внимания и комплекс едом-
ного типа со сравнительно мощными льдами, изученный в доли¬
нах рек Чымара и Эбелях (бассейн р. Анабар), на участках с абсо¬
лютными отметками от 160 до 200 м. Здесь ледяные жилы хотя и
мсгречаются в песчаных или иловатых отложениях, но наиболее
крупные из них (до 10—13 м) приурочены к супесчано-сугли¬
нистым толщам со слоистыми или сетчатыми криотекстурами.Приведенные описания подтверждают интенсивное форми¬
рование едомного комплекса на протяжении позднеплейстоце¬
нового криохрона не только на равнинах, но и в межгорных
котловинах и на высоких плато. Сочетание в толщах комплек¬
сов ледяных жил и органического материала указывает на воз¬
можность увеличения суровости зим и некоторого улучшения
условий вегетации в отдельные периоды позднеплейстоценового
криохрона.Северная ЧукоткаКомплексно изученных опорных разрезов позднеплейстоце¬
новых мерзлых толщ с повторно-жильными льдами на террито¬
рии Чукотки немного. На первых этапах изучения истории фор¬
мирования многолетнемерзлых пород Чукотки считалось, что
повторно-жильные льды, особенно сингенетического типа, здесь
нсгречаются редко и, как правило, приурочены к голоценовым
пойменным или делювиальным отложениям. Однако они были
описаны во многих районах Чукотки и, прежде всего, на о.Айон
и в долине р. Майн.Разрез острова Айон. В качестве опорного разреза едомных от¬
ложений на о. Айон выбрано протяженное обнажение 30—40-мет¬
ровой террасы на его западном побережье. Основная часть раз¬
реза террасы сложена темно-серой, опесчаненной, сильно льдис¬
той супесью. Мощность толщи супесей почти повсеместно пре¬
вышает 25 м, всю ее по вертикали пронизывает многоярусный
полигонально-жильный комплекс. Ширина жил не превышает
1,5—2 м, расстояние между ними 5—8 м. В верхней части разрс
за нередко можно встретить узкие саблевидные жилки высотой3—4 м, внедряющиеся в более широкие жилы нижнего яруса
Наряду с этим встречены и широкие жилы, слагающие верхним
ярус и расклинивающие своими нижними частями более широ
кие жилы второго яруса (см. рис. 6.2).В основании разреза террасы пологим куполом залегает жел
тый песок, подстилающий едомную супесчаную толщу. Кровля
песка поднимается от 4 м над ур. моря на краях купола до 8—9 м
в его центре, купол протягивается вдоль побережья более чем на
5 км. Пески имеют морской генезис, в них встречается фауна
морских моллюсков, однако морской бассейн был сильно рас-
преснен — минерализация большей части песчаной толщи не
превышает 0,05%. В толще супеси соленость водной вытяжки
достигает 0,46% и доминируют хлориды, что весьма сходно с ха
рактером распределения солей в едомной толще обнажения
Плахинский Яр. Несмотря на большую близость к морю, содер
жание сухого остатка в ледяных жилах на о. Айон не превышайi
80 мг/л, тогда как в толще Плахинского Яра оно нередко дости
гает 120 мг/л (Васильчук, 1992).В едомной толще о. Айон получены три радиоуглеродные
даты: на высоте 8,5 м — 2860011000 лет, на высоте 9м —
281001800 лет и на высоте 30,5 м — 101801280 лет (рис. 6.23)
Можно говорить, что плейстоценовые жилы Айонского разреза
накапливались циклически в возрастном интервале 30—10 тыс
лет назад. На изотопной диаграмме, построенной по льду ледя
ных жил цикличность также нашла свое отражение. Значения
6i80, по измерениям в Институте геологии Эстонии, составили oi
—31,7 до —28,7%о, а по замерам в Институте водных проблем
РАН — от —34,0 до —28,4%о. Соответствующие значения в жила,\
Плахинского Яра, по измерениям в Институте водных проблем,
колебались от —34,0 до —29,7%о, т. е. в очень близком изотопном
диапазоне.По контрасту с этими значениями современный изотопным
фон о. Айон закономерно тяжелее, так как остров омывается во¬
дами холодного соленого (“изотопно-тяжелого”) моря. Так, на
лайде о.Айон значения 5|80 изменяются от —23,0 до —18,6%<>,
тогда как в современных ледяных жилках, формирующихся бли i
Плахинского Яра, значения 5|80 колеблются от —27,0 до —23,4%г-
По-видимому, в прошлом, 30—10 тыс. лет назад Северная Якутия
и о. Айон представляли собой единую изотопную провинцию с
общим источником формирования изотопного состава атмосфер¬
ных осадков и, вероятнее всего, находились под одинаковым
влиянием моря. В то время о.Айон и весь район Чаун-Чукотки,
скорее всего, составляли с Северной Якутией единую сушу м
лишь много позже о.Айон отделился в результате повышения400
Гис. 6.23. Строение опорного криолитологического разреза позднеплейстонено-
иого ледового комплекса на о. Айон и изотопно-кислородные диаграммы пов-
юрно-жильных и текстурных льдов (ло Васильчуку, 1992): 1 — супесь; 2 — ко¬
решки и аллохтонный детрит; 3 — песок; 4 — сингенетический позднеплейсто-
пеновый повторно-жильный лед; 5 — отбор образцов на изотопно-кислород¬
ный анализ из повторно-жильных льдов: а, б — анализы в Институте геологии
•стонии, в — в Институте водных проблем РАН; 6 — отбор образцов на изо-
ыпно-кислородный анализ из текстурных льдов; 7 — отбор образцов на радио¬
углеродный анализ и даты: I — 28600± 1 ООО лет (ГИН-4968), II — 28100+800 лет
(ГИН-4969), III - 101801280 лет (ГИН-4967)уровня моря. Распределение 6180 в текстурных льдах из вмеща¬
ющих жилы едомных отложений весьма однородно; от —30,2%о
до —29,0%о, что указывает на быстрый переход едомных толщ в
многолетнемерзлое состояние, без заметного криогенного фрак¬
ционирования, которое обычно приводит к перераспределению
lsO в формирующихся текстурных сегрегационных льдах промер-
иющей толщи.Все приведенные сопоставления показывают, что ландшафт-
мая характеристика позднего плейстоцена отличалась от совре¬
менной. Айонские толщи очень сходны с разрезами в едомном
комплексе в долине р. Колымы (Северная Якутия). Определен¬
ную роль в обособлении острова играла и термоабразия, способ¬
ствующая разрушению обширных льдистых массивов побережья.
Некоторые исследователи рассматривают часть шельфа моря
Лаптевых и Восточно-Сибирского моря как древнюю аллюви¬
альную равнину эпохи позднего вюрма (валдая), показывая (вслед401
за Г.У. Линбергом) пра-долины Колымы, Индигирки, Лены и
других рек на шельфе этих морей. По данным И.В. Вейнбергси
затопленная долина р. Колымы проходит в непосредственной
близости от восточного побережья о. Айон, а ее дельта залегай
на глубине около 30 м.Реконструируемые по значениям б180 в ледяных жилах позд¬
неплейстоценовые среднеянварские температуры составляют or
—50 до —44°С (ныне средняя температура января равна —28,7°С),
а среднезимние температуры — от —34 до -29°С (при современ
ной среднезимней температуре —19,4°С). Таким образом, при
переходе от позднего плейстоцена к голоцену на о. Айон суро¬
вость климата по сравнению с Нижнеколымскими районами до¬
полнительно смягчилась на 3—4°С.Разрез Усть-Раучуа. На побережье Восточно-Сибирского
моря в 15 км западнее устья р. Раучуа термокарстовые цирки
вскрыли обнажение протяженностью более 6 км, в котором со¬
хранились два едомных останца высотой до 54 м. Ширина ледя¬
ных жил составляет 3—4 м, их вертикальная мощность, видимо,
достигает 50 м, а расстояния между ними варьируют от 6—10 м
Вмещающие жилы отложения представлены неслоистыми супе¬
сями серого и коричневатого цвета. При переходе от коричнев;!
тых к серым супесям в повторно-жильных льдах значительно воз¬
растает содержание грубообломочного материала.Изотопно-кислородный состав повторно-жильных льдов не¬
стабилен по разрезу (рис. 6.24). В самой нижней части ледяных
жил значение б180 = —27,2%о, на высоте от 4 до 12 м значения
5|80 варьируют от —29,6 до -30,8%о, выше 12—14 м они умень
шаются до —32,0%о, затем слабо растут, а выше вновь снижают¬
ся до —32,8%о. В голоценовых и современных повторно-жиль¬
ных льдах значения 5180 составляют от —21,6 до —24,4%о. Зна
чит, рассчитывая по уравнениям (4.19), температура воздуха и
период накопления сингенетических повторно-жильных льдов и
среднем за зиму составляла от -33 до —30°С, а средняя темпера¬
тура января — от —50 до —45°С (современные значения соответРис. 6.24. Изотопно-кислородная диа
грамма по позднеплейстопеновым
(внизу) и голоценовым (вверху) ледя
ным жилам Усть-Раучуанского обнл
жения (по Котову, 19986). Формиро
вание верхней пачки озерно-аласных
отложений относится к раннему го¬
лоцену. Здесь получены 3 14С-дати-
ровки: 8400±90 (МАГ-1482). 8520±5(1
(МАГ-1484) и 8570±3() (МАГ-1483)402ственно равны -22,4 и -32°С).Криогенноестроение5180,%о
-30 -26 -22/ *ШЗ* л * ^
Таким образом, палеотемпературные условия, реконструируе¬
мые по изотопным данным ледяных жил на о. Айон и в обнаже¬
нии Усть-Раучуа, очень близки, поскольку оба комплекса распо¬
ложены на расстоянии менее 100 км друг от друга и формирова¬
лись в близком временном диапазоне и в сходных ландшафтных
условиях.Южная Чукотка, долина р. МайнДолина р. Майн на юге Чукотки — самый восточный район
криолитозоны России, где столь полно изучены позднеплейсто-
иеновые едомные толщи. Они располагаются в непосредствен¬
ной близости друг от друга и сложены очень разными по лито-
югическому составу и фациальной принадлежности отложения¬
ми: от грубых песков с галечником русловых фаций до жил ста¬
тичных фаций, пронизанных мощными повторно-жильными
пьдами также весьма различного облика. Здесь получены десят¬
ки радиоуглеродных датировок, располагающихся без инверсий
(Котов, Рябчун, 1986), что позволяет очень точно привязать время
формирования разрезов к конкретному временному интервалу.Ледовый обрыв. Едомная толща в обнажении Ледовый обрыв
сложена сильно пылеватым тонким песком серого цвета. Здесь
описывались и обрывы высотой более 40 м (Новейшие отложе¬
ния..., 1980) и обнажения, высота которых во время наблюдений
едва превышала 25 м (Васильчук, 1992). Вся едомная толща рас¬
секается снизу до верха мощными сингенетическими ледяными
жилами. Их ширина не превышает во фронтальном разрезе3,5—4 м. Жильный комплекс характеризуется ярусным строением.
Д.А. Свиточ с соавторами (Новейшие отложения..., 1980) выле¬
пили в разрезе 6 ярусов повторно-жильных льдов. Согласно ра-
лиоуглеродному датированию, выполненному по промытым в
поле и высушенным там же образцам рассеянных в толще ко¬
решков и остатков торфа, едомный комплекс Ледового обрыва
накапливался в период от 42 до 19 тыс. лет назад (Котов, Рябчун,
1986).Значения 5|80 в мощных сингенетических ледяных жилах
едомной толщи варьируют от —28,6 до —26,2%о (рис. 6.25), тогда
как в современных и позднеголоценовых жилках они составля¬
ют от —20,4 до —20,0%о. Изотопный состав льдов снизу вверх
становится более легким, при этом на изотопной диаграмме вы¬
деляются три яруса. Значения 5|80 в текстурных льдах, вмещаю¬
щих жилы, изменяются от —23,9 до —19,6%о. Это также не¬
сколько ниже, чем в современных льдах (5|80 = — 16,2%о).Переводя изотопные характеристики позднеплейстоценовых
ледяных жил в температуру, можно сказать, что в первую поло¬
вину периода их формирования, т. е. 42—30 тыс. лет назад средне-403
+38|l-|oXll|9
а бРис. 6.25. Строение опорного криолитологического разреза позднеплейстоцено
вого ледового комплекса в долине р. Майн, в обнажении Ледовый обрыв и изо
топно-кислородные диаграммы повторно-жильных и текстурных льдов (по Ви
сильчуку, 1992)'. 1 — опесчаненная супесь; 2 — торф; 3 — корешки и аллохтон
ный детрит; 4 — кости; 5 — галька и гравий; 6 — сингенетический позднеплей
стоценовый повторно-жильный лед; 7 — отбор образцов на изотопно-кисло
родный анализ из повторно-жильных льдов; 8 — отбор образцов на изотопно
кислородный анализ из текстурных льдов; 9 — отбор образцов на радиоуглс
родный анализ и даты (а — МАГ и б — ГИН): I — 4200011300 лет (МАГ-801),
II - 38000± 1 ООО лет (МАГ-802), III - 34500+500 лет (МАГ-803), IV
3500011000 лет (МАГ-804), V - 314001500 лет (МАГ-805), VI - 270001500 лп
(МАГ-810), VII - 270001500 лет (МАГ-811), VIII - 235001500 лет (МАГ-813),
IX - 223001200 лет (МАГ-814), X - 195001500 лет (МАГ-815), XI - 2300+10 ж-i
(МАГ-816), XII - 71301150 лет (ГИН-5365)518 О в повторно¬
жильных льдах, %о518О в текстурных
льдах, %озимние температуры составляли от —26 до —28°С, а среднеян
варские — от —39 до -42°С (современные температуры равны
соответственно — 18,6 и -26,8°С). А во вторую половину этапа,
т. е. 30—19 тыс. лет назад, наблюдается максимум суровости oi
—28 до —30°С в среднем за зиму и от —42 до —45°С в среднем за
январь.Заметная дифференциация тяжелого кислорода в текстурных
льдах указывает на то, что процесс промерзания едомных толш
происходил циклически, промерзанию подвергались толщи мощ
ностью свыше 5 м, и это вело к заметному проявлению эффекта
криогенного фракционирования в процессе сегрегационного
льдообразования.404
В ряде фрагментов Ледового обрыва описаны изотопически
Цпмее “тяжелые льды”. Повторно-жильные льды с гравием в от¬
ложениях, подстилающих ледовую толщу, имеют значение 5|80
■Л,6%о (см. рис. 6.3), а в погребенной жилке нижнего яруса из
Песков озерной толщи получено значение —23,8%о. Стоит сказать,
'ни озерными желтыми песками как бы “пропилено” несколько
тризонтальных даек в теле более древних едомных жил, т. е.
Пески накапливались немного позднее. Нижний фрагмент озер-
Ш.1Ч песков датируется 39—34 тыс. лет назад, а наиболее молодые
Ли 1Ы соответствуют завершению накопления озерных песков,111	носятся к 14—15 тыс. лет назад. Так, на глубине 5—7 м от
кровли в толще песков по веточкам получена радиоуглеродная
ii.liа 14000±200 лет (МАГ-1026) и здесь же по залегающему в
шише бивню мамонта 15100±70 лет (ГИН-5370).Устъ-Алганский обрыв. Усть-Алганская толща по составу
Опнзка озерным осадкам Ледового обрыва. Это в основном мел¬
кие серовато-желтые пески мощностью более 45 м, в нижней
части с прослоями мощностью до 1,5—2 м, обогащенными ос¬
инками торфа, ветками кустарников и стволами деревьев. По-
ничимому, в начальный период формирования Усть-Алганской
щищи в ее образовании активно участвовали русловые процес¬
сы, что и приводило к накоплению мощных линз и прослоев
иппохтонного материала. Об аллохтонном происхождении гово¬
ри! и энтропия радиоуглеродных дат: в основании разреза по
Меткам получена дата 43 тыс. лет назад, а выше — более 57 тыс.
h i назад (Котов, Рябчун, 1986), затем (Васильчук, 1992) на вы¬
соте 5 м над урезом по хорошо сохранившимся веткам и древеси¬
не получена дата 32700+1800 лет (ГИН-5367), а на высоте 7 м —
Гюлее древняя 42400+2100 лет (ГИН-5366). Инверсия вызвана
нривносом органики из более древних толщ, размывавшихся
ныше по течению реки. Более молодую датировку можно при¬
нять за нижнюю границу накопления толщи и тогда, с учётом
польшой мощности толщи, надо признать, что на отдельных
Этапах седиментация здесь происходила очень быстро и ско¬
рость осадконакопления достигала 5 м за тысячу лет.Такой взгляд подтверждается и данными изотопно-кислород¬
ных определений из повторно-жильных льдов, которые так же,
КВК и озерные толщи Ледового обрыва, залегают ярусно. В жи-
ц|х нижнего яруса на высоте 4—6 м над уровнем реки значения
f)l80 составили от —23,9 до —23,4%о, а в жилах второго снизу
пруса на высоте 8—10 м над урезом реки они варьируют от —27,8
но —27,1 %о, что, очевидно, свидетельствует о преимущественном
мигании жил второго снизу яруса талой снеговой водой. Правда,
(юлее положительные значения 6|80 в жилах можно объяснить и
пииянием более мягких зим 32—30 тыс. лет назад.
Данные по опорным разрезам едомных толщ на о. Айон. м
устье р. Раучуа и в долине р. Майн подтвердили вывод о существ
венно более суровых зимах, господствовавших здесь в коня
позднеплейстоценового криохрона. Холодный период был боне#
заметен в районах Чаун-Чукотки, чем в тяготеющих к Тихоокм
анскому сектору районах Южной Чукотки. В современную эпоху
над о. Айон сильно выражено влияние Тихоокеанских воздуш
ных масс, тогда как в позднем плейстоцене, судя по изотопным
данным, оно было слабее: там, скорее всего, преобладал замам
ный и северо-западный воздушный перенос. Усилением влип
ния Тихого океана можно объяснить и утяжеление изотопно)и
состава в нижних частях Усть-Алганского разреза и озерной
толщи Ледового обрыва, если принять не фациальную, а клиш
тическую природу обнаруженной положительной изотопной
аномалии.Из остальных изотопных данных, полученных на Чукотке,
надо отметить изотопные определения, выполненные по лелн-
ным жилам и пластовым залежам в склоновых отложениях у
г. Анадырь, где вскрыт разрез делювиальных позднеплейстопс
новых отложений (Васильчук, 1992). Здесь жильные льды высо!
той более 7 м рассекают пластовую ледяную залежь мощностью
до 2 м. Значения 5|80 в ледяных жилах изменяются от — 22,X да—	18,6%о, а в пластовой залежи около —19,7%о. И те, и другие
значительно легче современных аналогов.Ростки жил здесь на пойме имеют значения —15,7,... — 15,8%в|
а текстурный лед минеральных грунтов -15,0%о. И в этом слу
чае различие плейстоценовых и современных ледяных жил су¬
щественное: плейстоценовые повторно-жильные льды изотоп и
чески легче современных на 4—7%о. Все сказанное свидетель¬
ствует о более суровой геокриологической ситуации на Чукотке
в конце позднего плейстоцена, определявшейся, прежде всего,
более холодными зимними условиями.Горные районы Магаданской областиОтсутствие крупных обломков в склоновых толщах едомною
типа породило сомнение в возможности формирования мощных
сингенетических ледяных жил в толщах склонового генезиса,
содержащих крупнообломочный материал. В связи с этим на
ходки в горных районах в верховьях р. Колымы двух разрезом
позднеплейстоценовых полигонально-жильных массивов, пред¬
ставленных щебнем с включением тонкодисперсного материала
(Vasil’chuk, Vasil’chuk, 1998с), расширяют представления о гене
зисе сильно льдистых позднеплейстоценовых сингенетических
отложений с мощными ледяными жилами.406
)I и два разреза, расположенные на склонах горных речных и
Ьррных котловин, в непосредственной близости от выходов
и.иьных пород, наглядно демонстрируют сочетание процессов
Ьрсноса грубообломочного материала по склонам и его накоп-
пиия в речной долине или озерной котловине при одновремен¬
ном формировании в этой же толще мощных ледяных жил, рас-
iviiiiix в высоту по мере накопления материала, т. е. показывают
(Принципиальную возможность сингенетического формирования
(м инных жил в склоновых отложениях горных областей.Опорный разрез Утиное. Едома вскрывается в долине ручья
■гипый, правого притока р. Колымы в её верхнем течении
■2"30' с.ш., 151 °25' в.д.), — на абсолютных высотах 330—335 м.
ЮОпажение представляет собой фестончатый ряд обрывов мощ¬
ностью 3—4 м, со значительным содержанием в толще неока-
ымного щебня величиной 10—12 см и остатков растений, а в
игрхней части разреза и остатков древесины. В этой насыщенной
н|ианикой толще вскрыты повторно-жильные льды мощностью
около 4 м, при ширине жил 1,8—2 м.Изотопно-кислородные определения в нескольких образцах
!ц,дл из этого карьера (рис. 6.26) показали относительно высокое
содержание |80: от —24,9 до — 29,3%с. Радиоуглеродное датиро-
инние выполнялось по торфу и древесине, взятых на высоте
,Ш,8—334,9 м, получен возраст в интервале 32,1—42,1 тыс. лет.Опорный разрез Феникс. Юго-западнее устья р. Утиная, выше
По течению Колымы, в нескольких километрах от г. Синегорье,
И 25 км южнее пос. Ясный (62° 15' с.ш., 150°45' в.д.) располагает¬
ся золотоносный прииск “Феникс”, где в среднегорье, в долине
небольшого ручья Ясный, впадающего в Колыму справа, на
смоне на абсолютной высоте 412—434 м, залегает позднеплей-
поценовый полигонально-жильный комплекс, выраженный в
репьефе в виде полого-наклонной террасы. В нижней части раз-
ре ia вскрываются песчано-галечно-щебнистые отложения мощ¬
ностью около 1 м. Выше с четким контактом, отделяющим их
or нижней толщи, залегает 15—16-метровая толща с крупным
f5—15 см) щебнем, насыщенная текстурообразующим льдом —
ДО 50—60% общего объема породы, а иногда и более.‘ Система мощных двухъярусных сингенетических повторно¬
жильных льдов рассекает всю толщу. Высота ледяных жил ниж¬
него яруса около 9—10 м, лед в нижней части желто-серый. Ле¬
дяные жилы верхнего яруса сложены прозрачным, реже светло-
серым вертикально полосчатым льдом. Ширина жил обоих яру¬
сов составляет 1,2—1,5 м, они несколько расширяются вверх. В
нижней части обнажения в щебнисто-супесчаной толще встре¬
чается торф с корнями, ветками и обломками стволов листвен¬
ницы.407
Абс. выс. надур. моря, мКриостратиграфия§18о,%в■7 Л334.8
334,0
333,2
332,4
331,6330.842120ггттут>1	ГТ7П5 |тйе пп?Л/с. 6.26. Строение опорного криолитологического разреза позднеплейстоцет
вого ледового комплекса в склоновых отложениях в долине ручья Утиное, up,
вого притока р. Колымы в ее верховьях и изотопно-кислородная диаграмма ши
торно-жильных льдов (по Vasil’chuk, Vasil’chuk, 1998с): 1 — песок; 2 — опесчи
ненная супесь; 3 — торф, корешки и аллохтонный детрит; 4 — шебень и дрсо
ва; 5 — сингенетический позднеплейстоценовый повторно-жильный лед; 6
отбор образцов на радиоуглеродный анализ и даты: а — по торфу и корешкаб	— по древесине; 7 — отбор образцов на изотопно-кислородный анализ иповторно-жильных льдовЗначения 5180 в позднеплейстоценовой сингенетическо
жиле в верхней части этого комплекса варьировали от —30,4 Д1
—32,6%о (рис. 6.27), в текстурообразующих льдах составлял!
-25,2, ... —26,2%с, а в перекрывающей опесчаненной супт
—23,5%о. Определения 5|80 в нижней части полигонально-жил!
ного комплекса дали значения от —25,7 до —27,7%с. Близ подошш
разреза Утиное значения б180 были также относительно высом
от —24,9 до — 29,3%с. Вероятно, это свидетельствует о некоторс
участии речной воды в формировании нижних частей повторж
жильного льда.В разрезе Феникс получены две радиоуглеродные даты и
древесины в основании торфяной вкладки: 8480±50 лет (ГИП
8923), 8930±60 лет (ГИН—8924), что подтвердило доголоценовыи
возраст едомной толщи. По-видимому, ледовый комплекс, вскры
тый в разрезе Феникс, начал формироваться в интервале от 35 до :
25—30 тыс. лет назад, одновременно с толщей, вскрытой в p.i >
резе Утиное, что подтверждает сходство изотопных диаграмм
обоих разрезов (Vasil’chuk, Vasil’chuk, 1998с).
1 Р~12ППз^|4 ГТ7ТП5 П^>6 gvj7/ %/Ь
0 4-^ 8930V >Абс.выс. над Криостратиграфия
ур. моря, м8 О,%о-32 -28 -24
_J	,	I	I	I	/’hi'- 6.27. Строение опорного криолитологического разреза позднеплейстоцено-
ИОго ледового комплекса Феникс в склоновых отложениях в долине ручья
Чшый, правого притока р. Колымы в ее верховьях и изотопно-кислородные
(иаграммы повторно-жильных и текстурных льдов (по Vasil’chuk, Vasil’chuk,
IWSc): 1 — песок; 2 — опесчаненная супесь; 3 — торф, корешки и аллохтонный
Детрит; 4 — щебень и дресва; 5 — сингенетический позднеплейстоценовый пов-
Topuo-жильный лед; 6 — отбор образцов на радиоуглеродный анализ и даты по
ци несине; 7 — отбор образцов на изотопно-кислородный анализ: а — из повтор¬
но-жильных льдов; б — из текстурных льдовСравнить позднеплейстоценовые и современные изотопные
характеристики для района верхнего течения р. Колымы удалось
при исследовании торфяника у пос. Верхний Сеймчан, где зна¬
чение 6|80 в современном ростке жилы составило —27,1 %о, и на
пойме Колымы около устья р. Таскан (—25,6 и — 27,0%с). Значе¬
ния 5|80 в текстурных льдах в голоценовом торфянике Чукачи
около пос. Верхний Сеймчан варьируют от -21,3 до-18,6%о и в•	сложениях поймы Колымы 5180 равна —19,0%с. Как видим, во
т;ех случаях современные изотопные значения “тяжелее” позд-
иеплейстоценовых.На протяжении всего периода формирования позднеплейсто-
иеновых ледяных жил в верховьях Колымы зимние условия не
ныли теплее современных. Значения 5180 в современных жилках
колеблются от —25 до —27%о, а в реликтовых позднеплейстоцено-
мых жилах — от —30 до —32%о. Следовательно, средние темпера-
|уры зимы большую часть времени были ниже современных на
5-6°С и составляли -30,...—32°С, а средние температуры января409
были ниже современных на 7—9°С и составляли —46,... -48°С. II
настоящее время температуры здесь соответственно —24,... —27 С
и -37,... —40°С.Объяснения более высоких значений изотопного состава
вблизи основания едомных толщ может свидетельствовать о более
теплых зимах в период 30 (25?)—35 тыс. лет назад, возможно, и
результате более активного участия тихоокеанской влаги в фор¬
мировании воздушных масс, господствовавших над этими тер¬
риториями зимой.Выполненные в Колымском среднегорье исследования едом¬
ных толщ показали, что склоновые отложения, насыщенные
крупнообломочным материалом, не препятствуют формирова¬
нию в них мощных сингенетических повторно-жильных льдом.
Как в настоящее время, так и в прошлом подобные льды возни
кали в склоновых отложениях, сносимых гравитацией к подно
жию склона, и достигали мощности 10 м и более. Тем самым
поставлены под сомнение представления о единой прироле
едомных толщ — эоловой или аллювиальной и т. д.Причинами формирования мощных сильнольдистых едомны\
толщ служат скорее длительно существовавшие суровые климат
ческие условия и устойчивая тенденция накопления сравнитель¬
но мощных толщ, возможно, связанная с проявлением неотек*
тоники в позднем плейстоцене — непродолжительными перио
дами опускания территорий и активного накопления осадочных
толщ, прерывавшихся гораздо более длительными периодами
временной стабилизации участков, когда субаквальный режим
седиментации сменялся субаэральным. В эти периоды ледяные
жилы активно росли в накопившихся отложениях, особенно на
увлажненных участках (торфяниках, поймах), а затем режим се¬
диментации вновь менялся на субаквальный и над ледяными
жилами накапливался новый слой осадков, в которых мощные
ледяные жилы начинали расти уже после некоторого обмелении
бассейна седиментации (ручья, реки или озера).Сочетание постоянного привноса нового крупнообломочною
и тонкодисперсного материала и достаточного увлажнения вре¬
менными водотоками способствовали почти непрерывному сип
генетическому повторно-жильному льдообразованию, и этим,
вероятно, некоторые едомы склонового типа принципиальна
отличаются от равнинных — аллювиальных, озерных и другин,
где периоды субаэрального роста ледяных жил прерывались не!
риодами накопления отложений.Центральная ЯкутияРазрез на р. Тыалычима. Позднеплейстоценовые жилы широко
распространены в Центральной Якутии, в частности, в долине
Вилюя, близ устья р. Тыалычимы (выше г. Вилюйска) описан410
/'hi 6.28. Строение опорного криолитологического разреза и изотопно-кисло-
ролмая диаграмма из повторно-жильных льдов позднеплейстоценового возрас¬
ти, залегающих в едомной толще в 1,5 км выше устья р. Тыалычима на левом
берегу р. Вилюй (по Васильчуку, 1992): 1 — торф; 2 — суглинок: 3 — супесчано-
сугшнистая толща; 4 — песок с гравием и галькой; 5 — лед сингенетической
♦ и 1ы; 6 — места отбора проб: а — на изотопно-кислородный анализ, б — на
радиоуглеродный анализ. Значения 5|80 в современной сингенетической жилке
ни пойме р. Вилюй варьируют от —25,7 до —23,2%о (среднее по 3 определениямравно -24,2%о)Полигонально-жильный комплекс мощностью до 30 м. Возраст
иого комплекса еще точно не установлен, — здесь получены за¬
предельные радиоуглеродные датировки: более 36 тыс. лет и более12	тыс. лет, а в песках под едомой получена дата 32785±40 лет
|ГЕО-МГУ-1), ранее в соседнем разрезе на высоте около 35 м над
урезом по торфу была получена дата 36600±500 лет (ГИН-1025).
It залегающей здесь ледяной жиле, датированной приблизитель¬
но периодом 30—10 тыс. лет назад, значения 5|80 изменяются
Вт —31,2 до —26,8%о (среднее по восьми образцам —29,4%о), что
указывает на холодные зимы, которые были существенно суро-
йее современных (рис. 6.28).Итак, изучение стабильных изотопов в повторно-жильных
ньдах позднеплейстоценовых разрезов приводит к следующим
имводам:1.	На всем пространстве криолитозоны в Евразии и Северной
Америке широко распространены едомные толщи с мощными
жильными льдами, сформировавшиеся 40—10 тыс. лет назад.
2.	Главной особенностью синкриогенных позднеплейстопе-1
новых едомных толщ является циклический характер их строе!
ния, что находит подтверждение на изотопно-кислородных дна
граммах.6.3.2.	Главные особенности распределения стабильных изотопом
в позднеплейстоценовых повторно-жильных льдах и их палеотем
пературная интерпретация. Изотопные диаграммы повторно
жильных льдов в хорошо датированных позднеплейстоценовых
разрезах Сибири позволили выполнить их межрегиональное со¬
поставление. На рис. 6.29 показана принципиальная схема сран
нения нескольких разрезов синкриогенных едомных толщ. Выде
лены ключевые периоды, для которых предполагался контрастным
характер изменчивости палеотемператур: 30—25 и 22—14 тыс. ли
назад (первый период — так называемый каргинский межстади-
ал, который считался более теплым, второй — это считавшийся
экстремально холодным сартанский период). Для каждого и i
выделенных ключевых интервалов подсчитаны средние значении
5180 и соответствующие им значения зимних палеотемпературны х
характеристик (табл. 6.6).Главная проблема сопоставления изотопных диаграмм по пои
торно-жильным льдам заключается в их хронологической при
вязке. Ледяные жилы возрастом 37—40 тыс. лет можно датиро
вать, используя |4С даты органического материала из вмещающих
отложений (более древние датировки в криолитозоне часто недо¬
стоверны). Но очень часто органики в верхних частях разрезом
было мало или она совсем отсутствовала. Тогда возраст верхних
частей изотопных диаграмм определяли путём экстраполяции ско
рости льдонакопления в предыдущие, датированные по радиоуг
лероду этапы. Так, вначале была датирована изотопная диаграмма
разреза у Зеленого Мыса. Для её верхней части получен возраа
около 16 тыс. лет (Васильчук, 1992), впоследствии подтверж¬
денный датировкой из прослоя органики (13,5 тыс. лет). Возраа
в 13 тыс. лет был получен и для самого верха разреза Дуванного
Яра (более ранняя датировка 17—20 тыс. лет).Основным средством, способным обеспечить уверенную воз¬
растную корреляцию изотопных и палеотемпературных данных мРис. 6.29. Корреляция изотопно-кислородных диаграмм для эпохи позднеплей
стоценового криохрона (40—10 тыс. лет назад) для сингенетических повторно¬
жильных льдов Западной Сибири, Северной Якутии и Чукотки (по Vasil 'chuk.
Vasil'chuk, 1997 с дополнениями). На оси ординат показан возраст льда, в десят¬
ках тыс. лет, на оси абсцисс: внизу — содержание тяжелого кислорода во льду,
5|80 в %о, вверху — разница в содержании тяжелого кислорода во льду в позд
неплейстоценовое и в настоящее время. Горизонтальными линиями отмечены
ключевые временные интервалы 30—25 тыс. лет назад и 22—14 тыс. лет назад412
№еен i0u от ‘bi/vadgоосо>s'"сО2CD <]CD-Q .ОCLR Ю *О)Ос;ю	i	оСЧ1юCNJосоюсоо	1_О -1О>s<CD -00 ->sI з* “s*CD -
iсо00 _>sCNJ -лX CL^ -iсо CK
mCD -
i>ЧctCO -jо -Q.03CNJ -
i>'CD -
i00 ->sCNJ -sо-CDОCD -2lqiCNJ -11-Оо юооh-T—1Л ^00CNJ■■■ ■■A>осо'"«О00смCDCNососососмсмсоCDсмоСОсоосососмсмCDСМосо""сюУвеен lau Э1Я1 ‘bwadg413
Таблица ПОПалеотемпературные характеристики Сибири криолитозоны Сибири
в позднем плейстоцене (по Васильчуку, 1992 с дополнениями)Наименование
опорного разреза8'®0 ,%сПалеореконструкцииСовременные значенияIt”,•'с.bull'll Гр6|80 ,%сIt",‘V,'о.,	30—25 тыс. лет назадпос. Сеяха-24-6000-24-36-15-17-4173-16-23-Illмыс Саблера-29,5-7250-29-43-20-20-5589-20-31-15пос. Кулар-32-8000-32-48-21-26-6044-26-40ISп-ов Быковский-30-7500-30-45-19-22-5457-21-33-13о. Котельный-29-7250-29-43-19-18-5408-20-29-14Воронцовский Яр-31,5-7825-32-47-21-22-6042-25-38-14Плахинский Яр-33-8250-33-49-22-26-5733-24-35-13Зелёный Мыс-32-8000-32-48-20-24-5245-22-33-12Дуванный Яр-31-7750-31-46-21-26-5733-24-35-ulниз. р. Омолон-29,5-7400-30-44-20-26-5627-24-37—12,о. Айон-31-7750-31-46-19-20-5047-20-29-12Ледовый обрыв-28-7000-28-42-17-20-4397-19-27-9р. Тыалычима-30,5-7600-31-46-18-24-4840-23-37-922-14 miис. лет назадпос. Сеяха-22-5500-22-33-12-17-4173-16-23-HIпос. Гыда-21-5250-21-32-13-18-4779-18-27-II)мыс Саблера-26,3-6500-26-39-19-20-5589-20-31-15о. Котельный-25-6250-25-37-16-18-5408-20-29-14п-ов Быковский-30-7500-30-45-18-22-5457-21-33-13пос. Кулар-31-7750-31-46-21-26-6479-26-40-ISКрасивое-31-7750-31-46-19-25-5520-23-35-12Плахинский Яр-32-8000-32-48-21-26-5733-24-35-13Зелёный Мыс-31-7750-31-46-21-24-5245-22-33-12Дуванный Яр-31,5-7900-32-47-20-26-5733-24-35-13низ. р. Омолон-29-7250-29-43-18-26-5627-24-37-12о. Айон-29,5-7400-30-44-18-20-5047-20-29-12Апёшкинская терр-31-7750-31-46-19-26-5733-24-35-12Ледовый обрыв-28,5-7100-29-43-16-20-4397-19-27-9г. Анадырь-20,5-5100-21-31-12-16-3570-15-21-7Феникс-31,5-7900-32-47-20-26-5750-24-3711р. Тыалычима-29,5-7400-30-44-18-24-4840-23-37-9Примечание. £t°3 — сумма зимних температур (град.-суток), 5|8Ож в cootbci
ствуюшем фрагменте ледяных жил, %о, t°C3 — среднезимняя температура, t*„ —
среднеянварская температура, tnMeorp — среднегодовая палеотемпература грунт
tC0Dprp — современная среднегодовая температура грунта (со снятым снежным и
растительным покровом). Для расчета среднегодовых температур грунта испо и,
зованы разработки А.К. Васильчук по реконструкции суммы летних температур
и температур июля по содержанию пыльцы древесных пород в спорово-пы м.
цевых спектрах приведенных опорных разрезов.414
Ионторно-жильных льдах, может быть использование горизонтов-
миркеров. Для последних 40 тыс. лет главным маркером служит
I|1.н1ица позднего плейстоцена и голоцена, где отмечается рез¬
кий перегиб изотопных кривых (Васильчук, Васильчук, 1997)
Почти для всех природных объектов (для повторно-жильных
м.нов разница достигает 8%о и более)./V 6.30. Характер распределения палеотемператур приземного слоя воздуха на
севере Сибири в течение ключевых моментов позднеплейстоценового криохро-
ип: а — 30—25 тыс. лет назад и б — 22—14 тыс. лет назад (по Васильчуку, 1992
I дополнениями). Точки соответствуют точкам в табл. 6.6, рядом дробь: в числи-
Тсле — среднеянварская температура, в знаменателе — средние значения 6|80
для данного временного интервала40 60 80415
Горизонты-маркеры на изотопных кривых внутри позднеплеи
стоценового криохрона проводятся менее уверенно. Одним из них
служат сильно колеблющиеся значения 5180 во льду ледяных
жил, формировавшемся в период от 14 до 10 тыс. лет назад
на переходном этапе от позднего плейстоцена к голоцену. Ха¬
рактер изотопных кривых от 14 до 22—25 тыс. лет назад, как и
повторно-жильных льдах, так и на ранее показанных диаграммах
по полярным ледникам, характеризуется общим устойчивым трен¬
дом к снижению содержания тяжелых изотопов кислорода: A5IS<)
к концу этого этапа во всех колонках достигает 8%с. Для периода
от 22—25 до 40 тыс. лет характерен неустойчивый ход изотопных
кривых. В отличие от диаграмм по полярным ледникам, на изо¬
топных диаграммах по сингенетическим жилам заметно меньшее
количество больших “зубьев” изотопной пилы. Даже на силы hi
изменчивых диаграммах жильных льдов с Быковского п-ова и бо.	Айон число “зубьев” не превышает пяти-шести.Полученные значения 5180 в жилах опорных разрезов дли
двух выбранных временных интервалов с помощью уравнении
(4.19) преобразованы в значения зимних палеотемператур (см
табл. 6.6) и в таком виде перенесены на карту, что позволит
получить распределение палеотемператур зимы на территории
Сибири в ключевые моменты позднего плейстоцена. На рис. 6.30
показано распределение температуры января для периодов 30—21
и 22—14 тыс. лет назад (карты распределения среднезимнеИ
температуры и сумм зимних температур, а также палеотемператур
грунта для этих этапов см. Васильчук, 1992, рис. 70 на с. 260,
рис. 72 на с. 262 и рис. 74 на вклейке в т. 2).Средние температуры зимы в Сибири на протяжении
40—10 тыс. лет назад были на 6—8°С ниже современных, и толь¬
ко на Чукотке, где геолого-географическая ситуация изменилась
больше, они были ниже современных на 10— 1 ГС (табл. 6.7),Таблица Л 7Средние температуры зимы и января в позднем плейстоцене
в сравнении с современными значениями, °СЗимаЯнварьРайон40—10 тыс.
лет назаднастоящеевремя40—10 тыс.
лет назаднастоящеевремяЗападная Сибирь
(п-ова Ямал, Гыдын-—22 до —24-15 до -19—33 до —36—23 до -27]ский и Тазовский)Средняя Сибирь
(п-ов Таймыр)-26 до -29-20 др -21-39 до -43-31 до —33Северная Якутия-29 до -33-22 до -25—45 до —48-35 до -4(1Чукотка-21 до -31-14 до -20-31 до -44-21 до -29416
Аналогична ситуация и со средними температурами января — на
большей части Сибирской криолитозоны они были ниже совре-
! мснных на 10—12°С, а на Чукотке в отдельных районах —на 14°С.Главные результаты представленных исследований заключа¬
ются в следующем:I.	В соответствии с гипотезой циклического характера фор¬
мирования синкриогенных толщ с мощными повторно-жильными
| льдами, накопление синкриогенных толщ происходит в процес¬
се последовательной смены субаквальных и субаэральных усло-
иий седиментации. В субаквальную фазу повторно-жильные
и.ды накапливаются очень медленно, в субаэральную — наоборот,
1КГИВНО. При помощи радиоуглеродного датирования можно
определять возраст, как правило, субаэральных фаз развития по-
нпональных массивов.I	2. Радиоуглеродное датирование синкриогенных толщ осно-
иыиается на анализе автохтонного органического материала, тогда
как в синкриогенных толщах обычно встречается переотложенный
органический материал. Это вынуждает особенно тщательно ис¬
кать автохтонный материал для датирования,
и 3. Изотопно-кислородный состав в позднеплейстоценовых
жилах изменяется с запада на восток на 8— 10%с: значения 5|Х0
иарьируют в Западной Сибири от —19 до —25%о, в Северной
Якутии — от —30 до —35%о, на севере Чукотки — от —28 до
9rii%o, на юге Чукотки — от -23 до -29%с. Подобный же тренд
(хотя и на фоне более высоких изотопных значений) отмечается
с шпада на восток и в современных повторно-жильных льдах.4.	Вариации дейтерия в позднеплейстоценовых жилах изме¬
няются с запада на восток и составляют более 80%с: значения
"1> в Западной Сибири составляют от —189 до — 153%о, в Север¬
ной Якутии — от —263 до —235%о.| 5. Стабильность изотопного тренда, обусловленного домини-
романием над Сибирским побережьем атлантических воздушных
масс на протяжении 40—50 тыс. лет, позволяет говорить о со¬
хранявшемся длительное время характере атмосферной цирку¬
ляции на фоне относительно стабильной палеогеографической
обстановки.6.3.3.	Голоцен. Опорные разрезы с синкриогенными ледяны¬
ми жилами вызывают повышенный интерес в связи с исследова¬
ниями голоценового оптимума, с которым нередко связывают
деградацию многолетнемерзлых толщ, сформировавшихся в позд¬
нем плейстоцене. Однако в самых северных районах криолито¬
юны в оптимум голоцена деградации многолетнемерзлых пород
не происходило. Тем не менее исследование климатических ус¬
ловий голоценового оптимума — одна из ключевых проблем в417
изотопных исследованиях повторно-жильных льдов. Ниже рас
смотрены несколько наиболее надежно датированных опорных
голоценовых разрезов синкриогенных повторно-жильных льдов,Север Западной СибириЗдесь изучены три обнажения с сингенетическими повторно
жильными льдами: в устье р. Сеяха (Зелёная) на Восточном Яма
ле, в долине р. Щучья на Южном Ямале и в устье р. Салемле-
кабтамбда на севере Гыданского п-ова. Все три разреза — это
мощные торфяники (4,5—5 м), содержащие крупные ледяные
жилы. Радиоуглеродные и изотопные летописи изученных тор
фяников имеют большое значение, так как подобные мощные
мерзлые торфяники в заполярных районах встречаются редко.
Но именно во время голоценового оптимума происходила даль¬
няя миграция леса в тундровые районы, и предполагалось, что и
это время климат был теплее, а многолетнемерзлые породы де¬
градировали на обширных пространствах тундровой зоны. Одна¬
ко имеются многочисленные доказательства суровых зимних ус¬
ловий этого времени.Сеяхинский полигонально-жильный комплекс. Мощный Сеяхин-
ский торфяник расположен неподалеку от пос. Сеяха (70° с.ш.,
72° в.д.) на Восточном Ямале на побережье Обской губы. Это
типичная тундра с карликовой березой и ивой высотой более
30 см по долинам рек (северная граница леса находится на 450 км
южнее). Климат здесь континентальный со среднегодовой тем¬
пературой около — 9,8°С, среднезимней —16,4°С, среднеянварском
—22,9°С, среднелетней 5,6°С и среднеиюльской 7,2°С.Было изучено (Васильчук и др., 1999) несколько фрагментов
обнажения (рис. 6.31). Сингенетические повторно-жильные льды
в парагенезе с торфяными жилами в первом фрагменте залегаю:
практически параллельно с торфяными жилами (рис. 6.31, а)
Головы тех и других располагаются на одной глубине (около
0,5—0,7 м). Ледяные жилы достигают мощности 2—2,5 м, а тор¬
фяные — 2 м; они сложены мерзлым опесчаненным слабо раз¬
ложившимся торфом с веточками и сохранившейся корой де¬
ревьев, листьями дриад, камнеломок и карликовой березки.
Вмещающие жилы отложения представлены слоистым мелким
оторфованным песком с включениями веточек и гнездами отор-
фования. Ледяные жилы, скорее всего, развивались сингенетич-
но накоплению грунтовых торфяных жил — на это указываем
согласный характер их залегания. Образец торфа в нижней час¬
ти торфяной жилы датирован 9280± 140 лет (Не1-4031), в верх¬
ней — 6560± 150 (Не1-4068). Это свидетельствует о формирова¬
нии грунтовой жилы в период оптимума голоцена, когда, оче¬
видно, формировалась и грунтово-ледяная жила.418
абвг1'ис. 6.31. Криогенное строение, радиоуглеродные датировки и схема опробова¬
ния четырех фрагментов разреза Сеяхинского голоценового торфяника: а —
сравнительно крупные повторно-жильные льды в парагенезе с торфяными жи-
шми (псевдоморфозами?); б — относительно узкие повторно-жильные льды в
иарагенезе с торфяными жилами (псевдоморфозами?); в — мощный торфяник;I — горизонты с обугленной черной органической массой: I — вертикально-
полосчатый лед сингенетических повторно-жильных льдов; 2 — сахарно-белый
лед “каймы”; 3 — растительные остатки: торф (а), стволы, ветки и корни берез
(б) и хвоя лиственницы (в); 4 — песок; 5 — супесь; 6 — места отбора образцов:
органики на радиоуглеродный анализ (а), сегрегационных (б) и повторно-жиль¬
ных (в) льдов на изотопный анализВо втором фрагменте (рис. 6.31, б) ледяные жилы часто рас¬
полагаются над торфяными жилами (псевдоморфозами?) в тол¬
ще желтовато-серого горизонтально слоистого песка. Ледяная
жила, из которой взяты образцы шириной в верхней части около
0,5 м, состоит из 55—60 элементарных жилок, а книзу продол¬
жается в виде торфяной жилы мощностью более 1 м. Наиболее
крупная ледяная жила, по-видимому, развивалась сингенетичес¬
ки — иначе трудно представить, чтобы после перерыва в образо¬
вании грунтовой жилы и ее погребения на глубине 3,5—4 м, за¬
ложение ледяной жилы так точно наследовало грунтовую. Воз¬
раст этой торфяной жилы 9300± 100 лет (ГИН-2472). Значит,
торфяные грунтовые жилы активно формировались в начальную
фазу голоценового оптимума, определяемого для Ямала от 9 до
4,5 тыс. лет назад (Васильчук, 1992). В то время слой сезонного
протаивания сильно иссушался, а суровые зимние условия вы¬419
зывали промерзание накапливавшихся озерных и болотных оч
ложений и рост повторно-жильных льдов.Мощный торфяник “вложен” в 22—24-метровую морскую
террасу. Он представлен несколькими линзами, обнажающими
ся в верхней части террасы. Мощность линз 3—5 м, по прости
ранию они достигают ширины 100—200 м. В разрезе торфяника
имеется несколько слоев, с остатками деревьев, в том число
стволов с корой, ветками, пнями и др.Начало заполнения торфом увлажненных депрессий (судя но
понижению рельефа над торфяниками и по характеру подошвы
торфяных линз, эти участки весь период формирования торфа
были снижены и в них накапливалась влага) фиксируется мош
ным слоем (до 1,5 м), насыщенным древесиной в основании
торфяника (рис. 6.31, в). Наиболее древние датировки древеси
ны в основании мощных торфяных линз — 8,7—8,8 тыс. лег
Эти датировки получены из придонных частей торфяника. Они
фиксируют стадию деградации лесной растительности в резуль
тате образования болот после интенсивного термокарстовою
протаивания.Формирование торфяной залежи происходило 8,6—7,8 тыс. ле!
назад, т. е. 4-метровая толща накопилась в течение 700—800 лет
Правда, более 40% торфяника сложено льдом, а толща собственно
торфа не превышает 2,5 м; тем не менее следует признать, что
здесь была очень высокая скорость аккумуляции торфагЗначения 6|80 в мерзлом торфянике (в сегрегационном льду
из торфа) варьируют от —14,6 до —12,1%о (табл. 6.8), т. е. они
выше, чем в голоценовых ледяных жилах в этом же массиве, где
5|80 составляет от —20,3 до —19,1%о, a 5D от —146,1 до—	135,2%с). Эксцесс дейтерия в жилах этого разреза варьирует в
узком диапазоне от +12,6 до +15,2%о, т. е. в жилах, формиро¬
вавшихся во время оптимума голоцена, значения близки к зна¬
чению этого показателя в атмосферных осадках (+10%с). Это го¬
ворит о том, что жилы питались атмосферными осадками, фор¬
мировавшимися в близких к современным условиям испарения.
Значения эксцесса дейтерия в сегрегационном льду из торфа за¬
метно отличаются: они варьируют от +3 до —4,5%о, указывая на
заметное неравновесное фракционирование при промерзании
водонасыщенного торфа.Что касается других изотопных характеристик текстурообра¬
зующих льдов, то в этом разрезе они очень сильно колеблютсяи,	как правило, в более положительном диапазоне значений.
Это демонстрирует активную роль фракционирования стабиль¬
ных изотопов в воде, послужившей ресурсом для текстурообра¬
зующего льда из-за интенсивного испарения в течение теплого
лета в период голоценового оптимума. Увеличение испарения —
это следствие летнего потепления, однако, это подтвердили и420
Таблица 6.8Распределение значений Sl80 и 5D и избытка дейтерия (dcxc)
в повторно-жильных и в сегрегационных льдах в голоценовом торфянике
около пос. Сеяха на Восточном Ямале(по Васильчуку и др., 1999)Высота над ур. моря/глубина
от поверхности, м6|80, %08D, %сd , %с
схс*Сегрегационный лед из мерзлого торфяника, рис. 6.31, в21,4/0,6-12,5—21,2/0,8-12,10-101,3-4,520,8/1,2-12,5—20,5/1,5-12,93-107,7-4,320,2/1,8-13,8—19,9/2,1-14,14-112,7+0,4219,5/2,5-14,18-112,0+ 1,4419,3/2,7-14,6—19,1/2,9-14,27-111,2+2,9618,7/3,3-14,01-109,4+2,6818,4/3,6-13,9—18,4/3,6-106,518,1/3,9-110,7Сингенетический повторно-жильный лед, рис. 6.31, а21,0/1,0-19,3—20,7/1,3-140,620,7/1,3-135,220,7/1,3-19,5-143,4+ 12,620,3/1,7-146,119,8/2,2-20,1—19,0/3,0-19,1-137,6+ 15,2Сингенетический повторно-жильный лед, рис. 6.31, б ’20,45/1,55-19,9—19,95/2,05-19,4—18,95/3,05-20,3—Сегрегационный лед из вмещающих жилы отложений, рис. 6.31, а+21,0/1,0-12,8—+20,4/1,6-17,4—Примечания. Определения 5|80 выполнены в изотопной лаборатории Универ¬
ситета г. Хельсинки (Э. Соннинен). Определения SD и б180 выполнены в Гронин¬
генском изотопном центре (Й. Ван дер Плихт) и в Ганноверской изотопной лабора¬
тории (М. Гей). ’ Определения 51!10, выполненные в ИВПАН. Значения 5lsO в трех
образцах из современных жилок этого района составили: —18,7, —18,3 и —16,6%о.421
изотопные определения состава ледяных жил, формировавшихся
в оптимум голоцена, которые оказались изотопически легче
льда современных жильных ростков, зимы в оптимум голоцепл
часто были холоднее современных (VasiFchuk, Vasil’chuk, 1995b)“Древесный” горизонт в Сеяхинском торфянике не вызывай
сомнений в своей автохтонности. Он располагается более чем ил
20 м выше уреза Обской губы и р. Сеяха (Зелёная) и представ
лен разнообразными формами остатков — от корней и стволов с
ветками до коры и хвоинок. По-видимому, это было редколесье,
а в защищённых от ветра долинах рек и в озерных котловинах -
перелески с высоким бонитетом. Древесная растительность поя
вилась здесь несколько ранее 9 тыс. лет, о чем свидетельствуем
ранняя находка древесины (в средней части террасы высотой
около 13 м), датированная 9280±70 лет (ЛУ-1152).Если опираться на единичные радиоуглеродные датировки,
то средняя скорость торфонакопления составляет примерно 1 м
за 1 тыс. лет. Однако в тех случаях, когда процесс прироста тор¬
фяной массы происходил активнее, но испытывал время от вре¬
мени перерывы, тогда единичными датировками это зафиксиро
вать трудно. Весьма редко, как в случае Сеяхинского торфяни¬
ка, такой быстрый рост имеет единичный пик активности, когда
может сформироваться 4—5-метровый торфяник. На сингенети¬
ческий характер промерзания торфяной залежи указывает хоро
шая сохранность древесины и коры, а также плавное снижение
концентрации солей снизу вверх (576 мг/л на глубине 3,5 м,
452 мг/л — 7,9 м, 430 мг/л — 2,7 м, 189 мг/л — 2,6 м, 18 мг/л —
0,6 м). Очевидно, причиной образования озерно-болотной кот
ловины (или скорее нескольких небольших котловин) было вы
таивание больших масс сильно минерализованного сегрегацион¬
ного льда, содержащегося в верхней части разреза лагунно-мор¬
ской террасы (Vasil’chuk, Vasil’chuk, 1998b). Об этом свидетель¬
ствуют близкие значения минерализации текстурообразующего
голоценового и позднеплейстоценового льда. Засоление позд¬
неплейстоценового текстурного льда составляет 470—810 мг/л,
что несколько превышает значения в голоценовых сегрегацион¬
ных текстурообразующих льдах в нижней части торфяника. Это
легко объяснимо участием атмосферных осадков в составе льдов
сезонно-талого слоя уже на первой стадии формирования тор¬
фяника. В дальнейшем роль атмосферных осадков все возраста¬
ла и на заключительной фазе образования льда в верхней части
торфяной залежи атмосферные осадки уже полностью домини¬
ровали. Торф по мере накопления очередной порции промер¬
зал, последующая порция была уже более пресной, и поэтому в
толще в текстурных льдах наблюдается плавное снижение кон¬
центрации солей снизу вверх.422
О	факте сингенетического роста повторно-жильных льдов в
течение всего голоцена (включая и период оптимума) в заполяр¬
ных районах Западной Сибири неоднократно упоминалось (Va-
il’chuk, Vasil’chuk, 1995b). В голоценовой толще у пос. Сеяха
»то нашло яркое отражение в ледяных жилах, развивавшихся
параллельно с формированием грунтовых жил, 9,2—6,5 тыс. лет
назад (см. рис. 6.31, а), а также унаследовавших грунтовые сразу
же после их заложения 9,3 тыс. лет назад (см. рис. 6.31, б).Климатические условия периода интенсивного формирова¬
ния ледяных жил (в том числе и в оптимум голоцена), судя по
изотопно-кислородным и дейтериевым характеристикам льда,
отличалась большей суровостью зимних периодов (среднезим¬
ние температуры были ниже современных на 2—4°С), тогда как
летние температуры были на 2—3°С выше современных, о чем
свидетельствует интенсивный рост деревьев.Щучьинский полигонально-жильный комплекс. Не менее ин¬
формативен и мощный (5—5,5 м) Щучьинский торфяник на
Южном Ямале (68° с.ш., 69° в.д.). В основании торфяника зале-
гает мощный (до 1,5 м) древесный горизонт со стволами и кор¬
нями березы и остатками лиственницы, а также шишками ели.В разрезе обнажаются крупные сингенетические повторно¬
жильные льды, рассекающие всю толщу торфа и проникающие в
подстилающие торф озерные супеси и суглинки. Накопление тор¬
фяника приходится на оптимум голоцена (рис. 6.32). Еще за
15 лет до детального изотопного исследования этого массива по¬
лучены две даты: 7680± 110 лет (ЛУ-1081) у основания и 6140±80 лет
(ЛУ-1082). К моменту повторного обследования торфяник был
размыт на несколько десятков, а, возможно, и сотен метров. Его
краевая часть обнажилась, а в центральной части были видны
ледяные жилы мощностью 5—5,5 м (см. рис. 6.32, а), а под торфя¬
ником сохранился фрагмент более древнего раннеголоценового
ледяного клина.Возраст торфяника в краевой и центральной частях оказался
одинаковым: подошва торфяника и начало накопления древесно¬
го горизонта датированы 7,4—7,1 тыс. лет, а кровля 6,1 тыс. лет.Образование мощных сингенетических ледяных жил проис¬
ходило синхронно формированию древесного горизонта, о чем
говорит их большая вертикальная протяженность, уменьшение
мощности торфа от центра полигонов к краю, а также циклич¬
ное изменение льдистости по разрезу. Возраст стебелька гипно-
вого мха из ледяной жилы на основании AMS-датирования при¬
мерно 7 тыс. лет (см. рис. 6.32, б), что прямо указывает на ак¬
тивный рост жильного льда в экстремальную фазу голоценового
оптимума (Vasil’chuk at al., 1999а).423
Глубина, м аО -17150± 75
(Hela-26-!)
## ###### # Q #
# *4+-^ 6,1И А ^ W #11#11#####А # I *
«■1 # */
##* #
# # #Рис. 6.32. Криогенное строение, радиоуглеродные датировки и схема опробова¬
ния двух фрагментов разреза Щучьинского голоиенового торфяника (по Василь¬
чуку и др., 2000в): а) сравнительно крупные повторно-жильные льды в цент
ральной части разреза, изученные в 1977 г.; 6) относительно небольшие погре¬
бенные повторно-жильные льды в краевой части торфяника, изученные и
опробованные в 1997 г. 1 — вертикально-полосчатый лед сингенетических пои
торно-жильных льдов; 2 — растительные остатки: торф (а), стволы, ветки и
корни берез (б); 3 — супесь (а) и глина (б); 4 — толстошлировая (а) и тонко-
шлировая (б) сетчатая криогенная текстура; 5 — места отбора образцов: а — ор¬
ганики на радиоуглеродный аначиз, сегрегационных (б) и повторно-жильных (и)
льдов на изотопный анализ; 6 — отбор стебелька мха ап я AMS-датирования ирадиоуглеродная дата424
Остатки стволов и корней больших деревьев (которые в на¬
поя щее время встречаются только на 100—150 км южнее), а
мкже спорово-пыльцевые спектры лесного типа свидетельству¬
ют о том, что средние температуры июля могли достигать +15°С
(сейчас они около +10°С). Зимние температуры, по-видимому,
(>ыли близки к современным, и ни несколько ниже, о чём гово¬
рит более интенсивный рост сингенетических повторно-жиль¬
ных льдов и их изотопная характеристика.Значения б180 в двух верхних сингенетических жилах этого
разреза (рис. 6.33, 6 и табл. 6.9) варьируют от —19,8 до — 18,2%с,
a is погребенной нижней жилке в супеси значение 5|80 изменя¬
ется от —20,3 до — 17,5%с, т. е. во всех случаях отмечены весьма
низкие значения 5180. Даже в более северных районах Ямала в
современных жилках 5180 изменяется от —16 до — 19%о, а здесь
Она равна —18,2%о. Изменение значений 8D в двух верхних
жилках составили около 12%с (от —151 до — 139,6%о), а в ниж¬
ней погребенной жилке — от —138,8 до —136,0%о, тогда как в
современном жильном ростке значение 6D = — 135,7%о. Следо¬
вательно, в холодные периоды оптимума зимы были холоднее
современных в среднем на 1,5—2°С.Эксцесс дейтерия варьирует в голоценовых жилах от +4,74 до
I 8,02%с, а в современной жилке он равен +9,9%с, т.е. в жилах,
формировавшихся во время оптимума голоцена и формирую¬
щихся сейчас, значения дейтериевого эксцесса не только сходны
между собой, но и часто близки к значению этого показателя в
атмосферных осадках (напомним, что среднее значение эксцесса
дейтерия в дожде и снеге равно +10%е). Это говорит о том, что,
ио-первых, вода в эти жилы попадала практически из атмосфер¬
ных осадков (точнее, из талого весеннего снега) и, во-вторых,
происхождение влаги в воздушных массах было аналогичным, —
испарение происходило в близких условиях температуры и влаж¬
ности.Нет ничего удивительного в сходстве изотопного состава жил
и Сеяхинской и Щучьинской толщах, хотя их разделяет более
трех широтных градусов — изолинии современных зимних и ян¬
варских температур на Ямале имеют субмеридиональное про¬
стирание, т. е. зимы сейчас в этих двух районах приблизительно
одинаковы. Очевидно, подобная ситуация была характерна и
для оптимума голоцена на Ямале. Таким образом, получено на¬
глядное подтверждение совпадения характера распределения
изотерм зимних температур на Ямале, в голоцене и в настоящее
время.Полигонально-жильные комплексы п-ова Мамонта. Два других
разреза исследованы близ фактории Матюйсале, в устье р. Са-
лемлекабтамбда, на севере Гыданского п-ова (рис. 6.33). Первый
из них вскрывает толщу лайды Карского моря, а второй — голо-425
Таблица It ЧСодержание изотопов кислорода и дейтерия и избыток дейтерия (dcxc)
в повторно-жильных и сегрегационных льдах мощного
голоценового торфяника в долине р. Щучья(данные Ю.К. Васильчука, А.К. Васильчук и Н.А. Буданцевой)Высота над уровнем моря (+м)
/глубина от поверхности, м8|80, %еSD, %оСингенетическийповторно-жильный лед, рис. 6.32, бЖила /+ 11,4/3,6-19,00-144,9+ 7.1+ 11,3/3,7-17,39-139,6-0.48+ 11,1/3,9-18,8+ 11,0/4,0-19,3+ 11,0/4,0-18,45-140,9+6.7+ 10,5/4,5-151,0Жила 2+ 11,6/3.4-19,3+ 11,5/3,5-19,8+ 11.5/ 3,5-18,28-141.5+4,74+ 11,5/ 3,5-146,7+ 11,5/ 3,5-148,8+ 11,4/3,6-19,5+ 11,3/3,7-19,04-144,3+8,02+ 10,7/4,3-19,5+ 10,5/4,5-19,7Современная жилка+ 14,6/0,4-18,20-135,9+9,9Сингенетический погребенный повторно-жильный лед в супеси, рис. 6.32, б+8,5/6,5-20,3+8,4/6.6-18,46-138,8+8,88+8,3/6,7-17,46-136,0+3,68Сегрегационный пузырчатый лед из супеси, подстилающей торфяник, рис. 6.32, б+8,25/6,75-16,21-124,1+5,58Сегрегационный лед из торфяника, рис. 6.32, б+ 14,3/0,7-13,42-104,0+3,36+ 14.0/1,0-13,36-106,2+0,68+ 13.6/1,4-14,22-108,3+5,46+ 13,5/1,5-14,11-110,4+2,48+ 13,0/2,0-13,18-103,8+ 1.64+ 12,6/2,4-10,80-97,9-11,5+ 12.4/2,6-12,88-102.8+0,24Вода маленького озера+ 15,0/0-89,4Примечания. Определения 6|80 выполнены в изотопной лаборатории Уни¬
верситета г. Хельсинки (Э. Соннинен). Определения 5D и 5|80 выполнены в Ган¬
новерской изотопной лаборатории (М. Гей).426
аКриолитологическая
характеристика и
14 С-даты§180 в повторно¬
жильных льдах,%0-21 -20 -19	l 	:	1—23501100(ГИН-3627)
1^*3830+3501^-3577)
г-гтт 6210+90(ГИН-3628)
■43£0iJ 00(ГИН-3589)
Д.Г.,$11880±130(ГИН-3629)
AV //.#11400±200(ГИН-3588)* #Ж]4 1 • I8- ]9Глубина, мКриолитологическая
характеристика и
14 С-даты5180 в повторно-жильных льдах,%о-20 -19 -18 -17 -161 -
2 ■34	-490±100(ГИН-3582) # * У #
# | 3230+60(ГИН-3620) у *у #у #/ У / *6525160(ГИН-3624)' *11070i150(ГИН-3581'у'*11080+120(гин-3625'' * /в99701120(ГИН-3631)
Д П/(/К* «9570+50п ИН-3580)Л\)1гИU у у у у ' у ' ,
' X/ /Г9920+50(ГИН-3623)#^#^
' М /Г/ Ъ й у У У У У у у
' V Ш' ' # .10230+70(ГИН-3590)
" \\ Ш # у'/*8630+60(ГИН-3626)/
/ т/ш^л0У70(гт-ъъъгу у'у' у
,У 31800+700(ГИИ-3579)."'Рис. 6.33. Криогенное строение, радиоуглеродные датировки и схема опробова¬
ния двух торфяников в устье р.Салемлекабтамбда, север полуострова Мамонта
(no Vasil'chuk, Vasil'chuk, 1995b): a — расположенного в толще лайды Карского
моря, б — расположенного в верхней части толщи второй морской террасы:
1 — песок; 2 — супесь; 3 — торф; 4 — вертикально-полосчатый лед сингенети¬
ческих повторно-жильных льдов; 5 — лед сегрегационный; 6 — лед пещерный
в верхней части ледяных жил; 7 — лед “каймы” жил; 8 — места отбора образ¬
цов из повторно-жильных льдов на изотопный анализ; 9 — места отбора образ¬
цов органики на радиоуглеродный анализ427
ценовый торфяник, вложенный в верхнюю часть толщи втором
морской террасы. Более древний жильный массив вскрыт в раз¬
резе 3—4-метровой морской террасы. Ширина жил в верхней
части достигает 1 м, мощность более 1,5 м. Толща черного тор
фа с веточками датируется от 11 до 12 тыс. лет, а возраст выше
лежащих осадков моложе 6 тыс. лет. Следовательно, ледяныг
жилы сформировались 11—6 тыс. лет назад. Значения 5|80 и
жильных льдах варьируют от —19,1 до —19,9%о (см. рис. 6.33, а),
более тяжелый изотопный состав отмечен у льда сегрегационных
шлиров, отходящих “веером” от жил в толщу торфа. В ледяном
“кайме”, в сложении которой участвует, по-видимому, и сегре¬
гационный и повторно-жильный лед, значение 5180=—18,8%о.Повторно-жильные льды, сформировавшиеся позднее, изучены
в озерно-болотной толще, в верхней части разреза 12—15-метро
вой террасы, в 0,5 км восточнее вышеописанной точки. Здеа.
сверху вскрыта супесь, которая на глубине 0,3 м подстилается
слоистой торфяной толщей с супесью мощностью около 5 м. Тол¬
ща вмещает ледяные жилы высотой более 4,5 м и шириной вверху
до 3,5 м.В верхней части разреза на контакте голоценового торфяники
с подстилающими породами получена сравнительно древняя да
тировка 31800±700 лет (ГИН-3579). Очевидно, формирование
торфяника не было строго автохтонным, аллохтонный торф
поступал за счет размыва позднеплейстоценового торфяника.
Основное накопление торфяника и одновременное формирова¬
ние жил происходило 9—6 тыс. лет назад, т. е. в голоценовым
оптимум.Результаты изотопно-кислородного анализа льда самой круп¬
ной жилы указывают на заметные колебания значений 5|Х0 во
льду от —20,1 до — 16,2%о (см. рис. 6.33, б), т.е. диапазон составил
около 3—4%о, что соответствует изменениям средних температур
зимы на 3—4°С. Сочетание в одной и той же ледяной жиле изото¬
пически более тяжелого и более легкого льда по сравнению с со¬
временным указывает не только на более мягкие зимние условия
в оптимум голоцена (средние температуры зимы на 1—2°С выше
современных), но и более суровые зимы (на 2—3°С ниже совре¬
менных).Полученные изотопные и палинологические данные демон¬
стрируют, что на севере Западной Сибири оптимум голоцена
был временем повышенной континентальности климата: лето в
среднем на 1— 3°С теплее современного, а зима — на 2—3°С хо¬
лоднее. Это, очевидно, и вызывало рост интенсивности морозо-
бойного растрескивания и связанного с ним повторно-жильного
льдообразования как в органогенных, так и в минеральных аллю¬
виальных и аллювиально-морских толщах.428
Изменение соотношения зимних и летних температур в пе-
[ |и|од голоценового оптимума привело к формированию специ¬
фического облика криолитозоны в Западной Сибири. Площадь её
I была меньше, чем в позднем плейстоцене. На широте 65—66° с.ш.
температуры грунтов были близки к 0°С, а на 68° с.ш. они часто
I опускались ниже —5°С. Более 100 радиоуглеродных датировок
п<>рфа, вмещающего мощные сингенетические жилы, демонстри-I руют быструю аккумуляцию: около 5 м за период менее 1000 лет
(Иасильчук и др., 1999, 2000в). Радиоуглеродная AMS-датировка
стебелька гипнового мха, отобранного из ледяной жилы Щучь-
I ииского разреза, на юге Ямала позволила определить время
формирования жильного льда — около 7 тыс. лет назад, т. е. в
Экстремальную фазу голоценового оптимума.Итак, голоценовый оптимум в Западной Сибири — это период
относительно теплого лета, продвижения вплоть до 71—72° с.ш.
I лиственницы и березы, смещения на север границ прерывистой■	мерзлоты и одновременного формирования сингенетических
[ жил в непосредственной близости от зоны прерывистой мерзло-
I ш Это время существенной перестройки структуры криолито¬
юны Западной Сибири и сужения зоны прерывистой мерзлоты,
С сохранением в тех же границах, что и ныне, зоны сплошного с■	поверхности распространения многолетнемерзлых толщ. Приве¬
дённые материалы говорят об интенсивном росте повторно¬
жильных льдов в голоценовый оптимум на севере Западной Си-
(шри в торфяниках вплоть до 67° с.ш., причём накопление торфя¬
ников в тундровой зоне могло происходить очень быстро — 4—5 м
>а 1000 лет.Распределение зимних температур на Ямале и на Гыданском
I п-ове в голоцене было подобно современному: изотермы имели
субмеридиональное простирание, температуры января в осевой
части Ямала на юге и на севере были примерно равны и составляли
около —26,... —28°С (сейчас они составляют около —24,... —25°С),
на востоке Гыданского п-ова понижались до —28,...—30°С (сейчас
около —28,... —29°С).Северная ЯкутияИзотопно-кислородные данные получены по ледяным жилам
и аласных толшах Дуванного Яра и Алешкинской террасы в ни-
човьях р. Колымы. Начало накопления обеих толш и зарожде¬
ния в них жил относится к первой половине голоценового оп¬
тимума — в основании торфяника у Дуванного Яра получена
дата 7560± 180 лет (ГИН-3859в), а низы аласной вкладки у
Алешкинской заимки датированы 6780140 лет (ГИН-3589). Зна¬
чения 8|Х0 в первом случае изменяются от —27,0 до — 24,8%с
(рис. 6.34), а во втором — от -27,5 до -23,0%о (рис. 6.35). Ана¬
логичен диапазон колебаний 6|80 в современных жилках Ниж-429
01 d]23^)14 msr^HS180 в повторно-
жильных льдах,
а %о-27 -26 -251з[М]4ЕИ5Иб01519 О в повторно-
жильных льдах,
в 96с-26 -25Рис. 6.34. Строение геокриологичес¬
кого разреза и изотопно-кислород-
ная диаграмма голоценовой повтор¬
но-жильных льдов в синкриогенной
гласной толше у Дуванного переката
на р. Колыме: 1 — торф; 2 — супесь;
3 — суглинок; 4 — лед сингенетичес¬
кой голоценовой жилы; 5 — точки
отбора льда из жилы на изотопно-кис¬
лородный анализ: а — по вертикали,
б — по горизонтали; 6 — точка отбора
образца на радиоуглеродный анализРис. 6.35. Строение геокриологическом)
разреза голоценовых отложений пон
торно-жильных льдов и изотопно-кис¬
лородная диаграмма в верхней части
толщи Алешкинской террасы в низовь¬
ях р. Колымы: 1 — торф; 2 — песок
3 — лед голоценовой жилы; 4 — точки
отбора образцов органики на радиоуг¬
леродный анализ; 5 — точки отбора ii.i
изотопно-кислородный анализнеколымского региона. Эти данные свидетельствуют о стабиль¬
ности геокриологической ситуации периода формирования жил
По-видимому, во вторую половину голоценового оптимуми
средняя температура зимы здесь колебалась от —24 до -27°С, а
средняя температура января — от —36 до —42°С.В пойменном аласе близ Плахинского Яра на Стадухинской
протоке вскрыты ледяные жилы высотой более 3,5 м, шириной
более 2 м. Здесь значения 6180 варьируют от -27,4 до — 26,5%с
(Васильчук, 1992). По радиоуглеродным определениям их воз¬
раст от 5780 до 8040 лет (Fukuda et al., 1997), т. е. они формиро¬
вались во время голоценового оптимума, причём жильный лед
изотопически не тяжелее современного, следовательно, зимы
времени оптимума были не мягче современных.В более молодых позднеголоценовых жилах в пойменных тол¬
щах Колымы, Омолона и мелких рек на Омолоно-Анюйском
междуречье значения 5|80 изменяются также в близких к совре¬
менным пределах: у пос. Колымское — от —26,2 до ~25.4%о, у
Дуванного переката — от —27,9 до ~2Ь,\%о, в верховьях р. Тим-
кинской — от —25,9 до —24,7%о (Васильчук, 1992).430
Центральная ЯкутияI Разрез голоценовой озерной вкладки Мамонтовой Горы. Одним
mi наиболее любопытных разрезов Центральной Якутии являет¬
ся Мамонтова Гора. Предполагалось, что в верхних частях трех
мысоких уровней (80-, 60- и 50-метровых террас) вскрываются
позднеплейстоиеновые синкриогенные толщи, вложенные в
виде озерно-болотных вкладок в более древние породы. Однако
и ютопные исследования показали, что это не всегда так.Ледяные жилы в верхней части 60-метровой террасы залегают
и озерно-болотных вкладках, венчающих ее разрез. Отложения
мощностью 9—12 м представлены темно-серыми суглинками со
среднешлировой криогенной текстурой. Эту толщу обычно на¬
мывают “серым слоистым лёссом” и часто датируют зырянским
возрастом, т. е. более чем 50—60 тыс. лет назад. Сверху суглинки
перекрыты двухметровым слоем палевой супеси — “бурым не¬
слоистым лёссом”, по мнению ряда авторов сартанского возрас-
га, т. е. около 25—10 тыс. лет. Иногда между ними лежит про¬
слой торфа или сильно гумусированного суглинка с раститель-
ными остатками мощностью до 0,5 м, датируемый каргинским
мременем, т. е. около 40—25 тыс. лет (Кузнецов, 1976). Под тор¬
фом или под палевой супесью (бурым лёссом) залегают головы
ледяных жил, достигающих высоты 5 м, при ширине в верхней
части до 1 м.Минерализация льда жил в этом разрезе лишь в 2—5 раз мень¬
ше, чем во вмещающих породах (как правило, приходится стал¬
киваться с гораздо большими различиями этих характеристик).
Содержание сухого остатка в жилах варьирует от 80 до 476 мг/л
(в среднем 209 мг/л). Он представлен в основном ионами гидро-
карбонага, а также кальция, значения pH колеблются от 4,4 до
7,6. Из-за высокого содержания органики величина сухого ос¬
татка (520 до 1140 мг/кг) нередко в 2—2,5 раза больше концент¬
рации основных химических компонентов, где доминируют
карбонаты. В образцах с наибольшей минерализацией (свыше
300 мг/л) количество органического вещества колеблется от
53 до 102 мг/л, много закисного железа (часто более 40 мг/л).
Как известно, между содержанием органического вещества и
количеством железа в водах деятельного слоя существует прямая
корреляция (Перельман, Касимов, 1999). Содержание фтора до¬
стигает 17,7 мг/л, хотя обычное содержание его в жильных
льдах не более 0,1 мг/л (Васильчук, 1992). Всё это указывает на
заболоченность полигонального массива и на резкоконтиненталь¬
ный климат, способствовавший формированию континентального
типа засоления и вмещающих пород, и жил.Прежние радиоуглеродные определения по древесине из суг¬
линков дали возраст от 40,6 до 46,7 тыс. лет назад. Впоследст-431
го&—оолmКриогенное строение~г5180 в повторно-жильных льдах, %о-30 -29 -28 -27 -26 -25 -244800+4059585756555453/ / /а/ (ГИН-4607)V / /-J I /	и оо1350001400(ГИН-461И1 [±*]2 ZZ2 3 и 4 05 ЕШб □?Рис. 6.36. Строение криолитологического разреза вкладки лессовидных от ложе
ний в верхней части разреза Мамонтова Гора на Алдане и голоценовых повтор
но-жильных льдов в ней и изотопно-кислородная диаграмма по льду жил |ш>
Васильчуку, 1992): 1 — супесь; 2 — торф; 3 — суглинок; 4 — лед голоценовоИ
жилы; 5 — точки отбора образцов органики на радиоуглеродный анализ; 6 -
точки отбора из жил на изотопно-кислородный анализ; 7 — точки отбора и i
вмещающих жилы отложений на изотопно-кислородный анализвии удалось уточнить возраст ледяных жил, залегающих в озер
но-болотных вкладках (Васильчук, 1992). Обломки древесины на
глубине 2,6 м датированы 35000+400 лет (ГИН-4604), а на глу
бине 8,0 м 38400±500 лет (ГИН-4603), а из прослоя автохтонною
торфа, залегающего на глубине 2 м на контакте серого и бурою
суглинков, получена голоценовая дата 4800±40 лет (ГИН-4607).Изотопно-кислородные определения были выполнены как по
ледяным жилам, так и по текстурным льдам из вмещающих их
пород (рис. 6.36). В шлирах сегрегационного льда на глубине
6,0—6,1 м значения 5180 составили —17,7 и — 15,6%о, тогда как в
современных сегрегационных льдах в подошве сезонно-талого
слоя на пойме р. Алдан значение 6180 равно —21,4%о. В хвосто¬
вой части ледяной жилы изотопный состав широко варьирует: в
интервале глубин 6,0—7,6 м, где содержание сухого остатка пре¬
вышает 400 мг/л, значения б180 колеблются от —22,7 до—	16,5%с. Выше распределение 5180 становится более однородным
и варьирует от —29,4 до —25,9%о. В пяти образцах с глубины 5,1 м
значения 5180 варьируют от —28,4 до — 25,9%с, а во льду совре¬
менного жильного ростка на пойме — от —26,3 до —25,1 %о и в
жиле на пойме ниже сезонно-талого слоя — от —25,1 до —24,9%о.432
Приведённые данные позволяют говорить о голоценовом воз¬
расте ледяных жил в озёрных вкладках, считавшихся ранее позд-
пемлейстоценовыми (хотя, несомненно, в верхних разрезах тер¬
рас здесь могут встречаться и плейстоценовые жилы).Значения S180 в современных ростках и в основной массе ле-
Линых жил в серых лёссовидных суглинках весьма близки, а не¬
которые более тяжелые значения 5|80 могут свидетельствовать о
преимущественном питании льда жил, на этапе их зарождения,
болотной водой. Более легкие значения 5180 во льду жил (на 2—
В%о легче современных), по-видимому, объясняются несколько
(юлее суровыми (на 2—4°С) зимами второй половины голоцена.Северное ЗабайкальеДолина р. Чара. Крупные повторно-жильные льды встречены
и толще 8-метровой террасы р. Чары. Мощность жил здесь до¬
стигает 7 м, а вмещающая толща представлена переслаиванием
мелких и средних песков с горизонтами гравия и гальки мощ¬
ностью до 0,5 м. Головы ледяных жил залегают на разных глу-
Ьинах, часто под гравийно-галечниковыми слоями (рис. 6.37).
1ёд жил преимущественно тёмно-серого цвета, вертикально-
сюистый, часто включает песок и мелкий гравий. В отдельных
случаях в поверхностной части разреза встречаются линзы тем¬
но-серой супеси и торфа с крупными обломками древесины,
иозраст которых немногим более 8 тыс. лет. Значения §|80 од¬
ной из наиболее крупных жил изменяются от —24,7 до —20,9%о.
И этом же диапазоне варьирует и лёд других жил. Изотопный
состав льда мелких шлиров из песка с гравием более тяжелый
(6|80 изменяется от —18,5 до — 14,4%с). В текстурных льдах из
перекрывающей супеси значения 5180 составляют —16,1 %о, а
иыше подошвы торфа в крупных шлирах — 14,3%с. В то же вре¬
мя лёд в супеси, подстилающей старичный торфяник, изотопи¬
чески более лёгкий (6180 = —19,5%о).На основании полученных данных можно говорить о голоце¬
новом возрасте ледяных жил в песчано-гравийной толще Чарс-
кой котловины. Они формировались, как правило, за счет талой
снеговой воды, но иногда и речных вод, что приводило к более
тяжёлому изотопному составу. В целом отмечается суровость
зим и резкая континентальность климата Забайкальских котло¬
вин во время голоценового оптимума.ЧукоткаГолоценовые криолитологические разрезы на Чукотке изуча¬
ются уже более 50 лет, но удовлетворительная хронологическая
их привязка появилась сравнительно недавно (Ложкин, Парий,433
GO9 1 ■ ho 1 A |11 I ~ 112 | I ИзРис. 6.37. Строение опорного криолитологического разреза голоценовой 7 -
10-метровой террасы р. Чары, Забайкалье и изотопно-кислородные диаграммы
в жильных льдах, залегающих в песках и в текстурообразующих льдах из вмс
тающих их отложений (по Vasil’chuk, Vasil’chuk, 1995b): 1 — торф; 2 — супссь,3 — песок; 4 — гравий; 5 — древесина; 6 — лёд жил серого цвета в песках; 7 1
лёд жил молочно-белого цвета в старичных отложениях причленяющейся пой
мы; 8—12 — точки отбора на изотопно-кислородный анализ: 8 — из крупной
жилы в песках; 9 — из мелких погребенных жилок в песках, 10 — из жилы и
старичных отложениях поймы, 11 — из текстурообразующих льдов в отложени
ях террасы, 12 — из текстурообразующих льдов в старичных супесях; 13 — |4(.
датировки: I - 7840160 лет (ГИН-5706), II - 75701250 лет (ГИН-5709), III
9150180 лет (ГИН-5707), IV — 9740160 лет (ГИН-5708). V — выполненная по
сборам Г.Ф. Грависа по торфу с остатками древесины 74751235 лет (ИМ-804)В этой же толще В.Н. Зайцев (устное сообщение) получил около 10 датировок
в интервале 7—10 тыс. лет назад1985; Васильчук, 1992). На юге Чукотки изучен торфяник в верх¬
ней части едомной толщи Ледового обрыва. Мощность торфа
здесь невелика — первые десятки сантиметров. На поверхности
позднеплейстоценовой едомы встречаются чаши голоценового
протаивания глубиной до 3 м. Песчано-супесчаные грунты рас¬
секаются несколькими голоценовыми ледяными жилами шири¬
ной до 1 м и мощностью 2,5 м и торфяными жилами — псевдо¬
морфозами, в которых встречаются ветки и целые стволы берез.
Возраст древесины на глубине 3 м 7130± 150 лет (ГИН-5365).
Значения 6|80 в жильном льду составляют — 20,4,... —20,0%с и
указывают на суровость зим во второй половине голоценового
оптимума, близкую к современной (Васильчук, 1992).Полигонально-жильный комплекс у г. Анадырь. Жилы несколько
более древнего голоценового возраста изучены на берегу залива
Онемен близ г. Анадырь (рис. 6.38). Здесь торфяник мощностью
около 2 м залегает в верхней части первой морской террасы, под¬
стилается супесью и песком с гравием мощностью до 2 м. Древе-434
Строение
разреза и
схема отбора
образцов5180 в
повторно¬
жильных
льдах, %о-17-16,5 -16
	i	818 О в текстурных
льдах, %0-16,5 -16 -15,5-15 -14,5-14 -13,5	i	I	i	i	i	i	i—АРис. 6.38. Строение разреза и изотопно-кислородные диаграммы в сингенети¬
ческих повторно-жильных и текстурообразующих льдах в голоценовой толще
лайды залива Онемен, близ г. Анадырь: 1 — супесь; 2 — торф; 3 — песок; 4 —
отбор образцов на изотопно-кислородный анализ: а — из жил, б — из текстуро¬
образующих льдов в мерзлой толще, 5 — радиоуглеродные датировки: а — подревесине, б — по торфу
(по Васильчуку, 1992)сина в основании торфяника датирована 9080±50 лет (ГИН-4974),
а вмещающий её торф 9130±80 лет. В обнажении на глубине 1 м
вскрываются ледяные жилы шириной от 0,5 до 3 м.Значения 6180 в жильных льдах варьируют от —17,3 до —16,4%о,
а в текстурных льдах из песка — от —16,7 до — 14,9%о, из супесей
равны -15,0%о, из торфа -13,5%о. По сравнению с изотопными
данными в современных жильных ростках (б180 = — 15,8%с) голо¬
ценовые жилы на 1 — 1,5%о легче, что говорит о более суровых зи¬
мах первой половины голоцена (9—7 тыс. лет назад).Полигонально-жильный комплекс о. Айон. В высокорасполо¬
женном торфянике мощностью 2 м на о. Айон на глубине 0,5 м
залегают жилы шириной 2,5 м и высотой до 4,5 м, проникая
хвостами в подстилающий торф и озёрные сильно льдистые су¬
песи. Формирование торфяников здесь относится к первой по¬
ловине голоценового оптимума от 8470 до 5680 лет назад (Но¬
вейшие отложения..., 1980; Punning et al., 1978).
Значения 5|80 жильного льда колеблются от —23,0 до -21,0%<>;
они несколько легче по сравнению с 6180 в современном ростке
над этими жилами (5180 = — 19,2%с). В текстурных льдах из торф.1
5180 колеблется от —16,1 до —15,0%о, а в подстилающей супеси
5180 составляет — 19,1 %о (Васильчук, 1992). Эти цифры свиде¬
тельствуют о том, что зимы первой половины голоценового оп¬
тимума на о. Айон не были мягче современных.Более молодые криолитологические объекты изучены на край
нем северо-востоке Чукотки — на п-ове Дауркина. Здесь редки
встречаются полигональные формы, что свидетельствует о сравни
тельно малой активности процессов современного полигонально-
жильного льдообразования. Но голоценовые жилы встречаются
часто. Один из массивов описан в котловине оз. Коолень в 50 км
западнее пос. Уэлен (Васильчук, 1992). Здесь в 1,5-метровом тор¬
фянике залегают сравнительно небольшие ледяные жилы (см
рис. 4.24, а). Высота их немногим более 1 м, ширина до 0,3 м.
Значения 5|80 варьируют от —16,2%о до — 14,7%о (в современ¬
ном ростке над жилой 5180 = —17,9%о) — ещё недавно зимм
здесь были мягче современных, но и в этих условиях в котлови¬
не продолжалось повторно-жильное льдообразование.АляскаНа севере Аляски хорошо изучен голоценовый разрез на
мысе Барроу (Brown, 1965). Содержание дейтерия по нашей
просьбе было проанализировано М. Геем из Ганноверской изо
топной лаборатории (табл. 6.10). Значения 5180 приводятся
Дж.Р. Маккаем — они изменяются от —16,8 до -22,9%о, состав¬
ляя в среднем —18,4%о (Mackay, 1983). Эти данные указывают
на интенсивное формирование ледяных жил на Аляске в голо¬
цене, и, судя по значительной мощности жил, также в течение
голоценового оптимума.Таблица 6.10Содержание дейтерия в снежном покрове и подземных льдах мыса БарроуТип образцаГлубина,м8D, %о1 измерение2 измерениеСнег весенний0-108,8-108,6Талая вода0-129,5-130,0Современный повторно-жильный лед0,32-0,42-145,6-146,1Голоценовый повторно-жильный лед0,48-0,50-146,9-145,5Примечание. Сборы М.О. Лейбман.436
6.3.4. Главные особенности распределения стабильных изотопов
ii голоценовых повторно-жильных льдах и их палеотемпературная
интерпретация. При реконструкции зимних условий оптимума
Голоцена использовалась та же методика, что и для позднеплей-
сгоценовых реконструкций, т. е. выбирались фрагменты голоце-
мовых жил, формировавшихся в первой половине голоцена, и по
формулам (4.19) выполнялись палеотемпературные реконструк¬
ции. Далеко не во всех случаях, приведенных в табл. 6.11, авторы
уверены в точном определении возраста жил, поскольку голоце-
иовые жильные льды залегают близко к поверхности и в них,
иполне вероятно, могло происходить внедрение более молодого
повторно-жильного льда. Более уверенно можно говорить о воз¬
расте 10—5 тыс. лет назад только для нескольких жил. Эти данные
позволяют поставить под сомнение представления о значительно
более мягких зимах в голоценовый оптимум и о прекращении
промерзания толщ на севере.При реконструкции геокриологической ситуации на севере
I вразии в период оптимума голоцена надо учитывать два обсто¬
ятельства. Общая площадь криолитозоны уже в начале оптиму¬
ма заметно сократилась по сравнению с поздним плейстоценом
и на обширных южных пространствах криолитозоны началась
меградация многолетнемёрзлых толщ. На севере криолитозоны
паже в оптимум голоцена процессы синкриолитогенеза не пре¬
кращались, а часто даже шли активнее современных. Так, на
юге Ямала, в Забайкалье и на юге Чукотки, где современное
иовторно-жильное льдообразование протекает вяло, в голоцено-
иый оптимум сформировались мощные повторно-жильные льды,
а в Чарской котловине они образовались даже в толще гравелис-
1ых песков, что в современных условиях встречается крайне
редко. Разумеется, в оптимум голоцена сохранялась геокриоло-
I ическая зональность, т. е. на юге криолитозоны отмечался пояс
прерывистого распространения многолетнемерзлых пород с по-
перхности, а на севере они имели сплошное распространение.
Однако температуры пород по площади распределялись значи-
1ельно более контрастно, чем в позднем плейстоцене, либо в
настоящее время. Во многих районах на севере температуры
грунтов были близки к современным и лишь изредка превыша-
1и их, но не более чем на 1—2°С. А на сравнительно небольшом
расстоянии к югу располагались массивы грунтов с положитель¬
ными среднегодовыми температурами.По данным табл. 6.11 составлена карта-схема (рис. 6.39) рас¬
пределения среднеянварских температур в оптимум голоцена
(карты распределения среднезимней температуры и сумм зим¬
них температур, а также палеотемператур грунта для этого этапа
см. Васильчук, 1992).437
Таблица Л IIПалеотемпературные характеристики Сибири криолитозоны Сибири в голоцене(по Vasil'chuk, VasiTchuk, 1995b с дополнениями)Наименование
опорного разреза8‘*Ож,%0ПалеореконструкцииСовременные значенияИ*,‘о^lUUWO.rp5«Ож,%о*'с*H.ep 1,19—4,5 тыс. лет назадпос. Харасавэй-15,5-3900-16-23-8-16-3987-16-22-6пос. Сеяха-19,5-4900-20-29-10-17-4173-16-23-10р. Щучья-19,6-4600-20-29-7-17-3788-16-24-7 ,пос. Гыда-19,0-4750-19-28-11-18-4779-18-27-10пос.Матюйсале-19,5-4900-20-29-12-19-4714-16-27-IIТаймырское оз.-23,1-5900-23-36-17-20-5747-21-33-15п-ов Быковский-27,5-6900-28-41-16-22-5457-21-33-13о. Мал. Ляховский-21-5250-21-32-13-18-5408-20-31-14Плахинский Яр-27-6750-27-40-16-26-5733-24-35-13Дуванный Яр-26-6500-26-39-15-26-5733-24-35-13пос. Колымское-27-6750-27-40-16-26-5733-24-35-13Алёшкинская терр.-25,5-6400-26-38-14-26-5733-24-35-12о. Айон-22-5400-22-33-12-20-5047-20-29-12р. Майн-20-5000-20-30-9-20-4397-19-27-9г. Анадырь-17-4250-17-26-7-16-3570-15-21-7Мамонтова Гора-28,5-7100-29-43-15-26-5869-27-45-12р. Чара-23,3-5750-23-34-11-21-4387-21-33-8Примечание. St°3 — сумма зимних температур (град.-суток), 5|8Ож в соотве!
ствующем фрагменте ледяных жил, %о, t'CJ — среднезимняя температура, t°M —
среднеянварская температура, tnajKorp — среднегодовая палеотемпература грунт л
tCOop.rp — современная среднегодовая температура грунта (со снятым снежным и
растительным покровом). Для расчета среднегодовых температур грунта испо и,
зованы разработки А.К. Васильчук по реконструкции суммы летних температур
и температур июля по содержанию пыльцы древесных пород в спорово-пы и.
цевых спектрах приведенных опорных разрезов.На севере криолитозоны отрицательный температурный сдвш
по сравнению с современным для средних зимних условий соста¬
вил 1—2°С, а для средних температур января 2—4°С (табл. 6.12)
Но в сравнении с поздним плейстоценом климат в голоцепг
значительно смягчился, среднеянварские температуры по срав-
438
Нению с концом плейстоцена выросли на 5—8°С. В оптимум го¬
лоцена температурное состояние многолетнемерзлых пород на
севере Евразии характеризовалось следующими цифрами: на се-
нере Западной Сибири — от —8 до —12°С, на севере Якутии —
ОТ -14 до —16°С, на Чукотке — от —7 до — 12°С, в Центральной
Якутии — от —10 до — 15°С, в Забайкалье — от —6 до —1 ГС.Таблица 6.12Средние температуры зимы и января в оптимум голоцена
в сравнении с современными значениями, °СРайонЗимаЯнварь10—5 тыс.
лет назаднастоящеевремя10—5 тыс.
лет назаднастоящеевремяЗападная Сибирь
(п-ова Ямал, Гы-
дынский и Тазов-
ский)-16 до -20-15 до -19-23 до -29-23 до -27Средняя Сибирь
(п-ов Таймыр)-22 до -23-20 до -21-34 до -35-31 до -33Северная Якутия-25 до -27-22 до -25-38 до -40-35 до -40Чукотка-17 до-22-14 до -20-26 до -33—21 до —29Забайкалье-23-21-34-33Наиболее важные выводы заключаются в следующем.1.	На севере Евразии синкриогенные толщи в голоцене фор¬
мировались практически непрерывно, включая период голоце¬
нового оптимума, когда на юге современной криолитозоны про¬
исходила активная деградация многолетнемерзлых пород.2.	Голоценовые значения б|80 во льдах отличалась от совре¬
менных в среднем на ±2%о. Это позволяет говорить об отличиях
среднеянварских температур в голоцене от нынешних на ±3—4°С.3.	В оптимум голоцена изотопно-кислородный состав ледя¬
ных жил изменялся с запада на восток на 8— 10%с. Значения
б|Х0 в Западной Сибири варьировали от —15,5 до —19,6%о, в Се¬
верной Якутии — от -21 до —27%о и от -22%о на севере Чукотки
до — 20%с на юге Чукотки. Такой же тренд отмечен в современ¬
ных и позднеплейстоценовых повторно-жильных льдах.4.	Стабильность изотопного тренда на протяжении последних
10 тыс. лет позволяет говорить о сохранявшемся характере зим¬
ней атмосферной циркуляций на фоне довольно радикально ме¬
нявшегося растительного покрова, что было следствием измене¬
ния характера теплообмена в летнее время.439
Рис. 6.39. Характер распределения палеотемператур приземного слоя воздуха
на севере Сибири в течение оптимума голоцена 9—4,5 тыс. лет назад (по Васи н.
чуку, 1992 с дополнениями). Точки соответствуют табл. 6.11, рядом дробь: в чт
лителе — среднеянварская температура, в знаменателе — средние значения 5lsO
для данного временного интервала6.4.	ТЕКСТУРООБРАЗУЮЩИЕ ЛЬДЫХотя текстурообразующие льды в синкриогенных толщах чет
ко стратиграфически привязаны, использовать их как палеотем
пературные индикаторы не просто из-за процесса криогенного
фракционирования, поскольку изотопный состав воды, из кото
рой образуются эти льды, изменяется и до промерзания (в ос¬
новном в результате испарения), и при промерзании, когда изо
топное фракционирование в процессе сегрегационного льдовыде-
ления может нарушить первичный изотопный состав. Последнее,
впрочем, происходит не всегда, и следует тщательно изучать
возможные ограничения применения результатов изотопного
анализа текстурных льдов в палеореконструкциях.Одним из путей создания критериев оценки процессов крио¬
генного фракционирования может стать сопоставление изотопных
данных по текстурообразующим и повторно-жильным льдам в
синкриогенных толщах. Получены материалы по ряду разрезов,
где изотопные характеристики этих двух видов льдов хорошо
коррелируют между собой. В образцах из синкриогенных пой¬
менных толщ р. Колымы выявлен небольшой разброс значений
5|80, характерный для текстурообразуюших льдов. Значения
6|80 изменялись от —23,2 до —19,1%о, т. е. общий диапазон до¬
стигает 4%о (Васильчук, 1992), что характерно и для современных
сингенетических ростков ледяных жил Колымской низменности
(здесь значения 5'80 изменяются от —28 до — 24%с).
Более легкий изотопный состав в ростках жил вполне объяс-
I ним, поскольку в их сложении участвует вода только зимнихI осадков, тогда как в формировании сингенетических текстурных
льдов на пойме кроме талого зимнего снега принимают участие
осенние и весенние (реже летние) атмосферные осадки, скапли-■	кающиеся в сезонно-талом слое, а также воды поверхностных
I иодоемов, интенсивно испаряющихся и, следовательно, обога¬
щающихся тяжелыми изотопами. Значение 8,80 в водах поверх¬
ностных водоемов Колымской низменности колеблется от —22,3
до —14,8%о\ фракционирование при испарении поверхностных|код всегда ведет к утяжелению изотопного состава, и даже в из¬
быточно увлажненных районах криолитозоны он может утяже¬
ляться на несколько промилле.Особенно это заметно в небольших водоемах, например, вГ полигональных ваннах, где значения 5|80 изменяются от —11 до
6%о, тогда как величины 5180 в летних атмосферных осадках
не превышают —18 ... — 15%с, т. е. изотопное фракционирование
[ мри испарении в наиболее теплые сезоны может достигать 3—II()%о. Однако такое увеличение доли тяжелых изотопов возмож¬
но лишь для замкнутых и небольших водоемов непродолжитель¬
ное время, когда нет осадков. В целом же для больших озер и
! рек криолитозоны значение 5|80 в результате испарения изме¬
няется на 1—3%о.Если бы вариации изотопного состава текстурных льдов за-
I кисели только от процессов испарения, то формирующиеся из
поверхностных вод гидросферы подземные льды в мерзлых тол¬
щах никогда не имели бы более легкого изотопного состава, чем
I итмосферные осадки. Между тем неоднократно находили льды с
I более легким изотопным составом, чем вода, из которой они
могли сформироваться.Существует мнение, что криогенное фракционирование изо¬
топов кислорода не может превышать 3%о. Однако в монотон¬
ных разрезах синкриогенных многолетнемерзлых толщ не раз
встречались текстурные льды, в которых значения 5|80 варьиро¬
вали в пределах 15— 18%о. Так, в позднеплейстоценовых отложе¬
ниях вблизи пос. Кулар чаще всего в текстурных льдах значение
о180 составляло от -25,3 до —22,1 %о, и лишь в одном образце
оно экстремально низкое —35,6%о, тогда как в сингенетических
жилах оно изменялось от —32,6 до —30%о, а в одном из образ¬
цов Дуванного Яра отмечено значение 6|80 —36,5%о, остальные
же образцы в этом горизонте характеризовались вариациями
й|80 от —33 до —30%с. Встречается и обратный эффект криоген¬
ного фракционирования — утяжеление изотопного состава тек¬
стурных льдов по сравнению с исходной водой. Дж. Маккай
приводит значение 5180 в синкриогенных текстурных льдах,
формирующихся по периферии озера, дренированного 150 лет441
назад, в пределах от —18 до —23%о, тогда как промерзающие
подмерзлотные воды характеризуются значениями 5lxO от -27,7
до —29,8%о, т. е. лед обогатился тяжелыми изотопами по сран
нению с водой, из которой он образовался (Mackay, Lavkulich,
1974).Существенные отклонения значений 6|80 текстурных льдом
нередко отмечаются вблизи пластовых залежей льда, которые и
таких случаях имеют более положительные значения 5|80 в своих
внешних приконтактовых слоях. Этот признак можно использо*
вать как дополнительный критерий при идентификации природы
пластовых залежей: повышенное фракционирование здесь — ре
зультат некоторой приостановки фронта промерзания.Наряду с этим известны разрезы, где в текстурных льдах зна
чения б180 близки к синхронным горизонтам повторно-жильных
льдов: на о. Айон (по девяти измерениям) значения 5|хО в тек¬
стурообразующих льдах составили от -31,2 до -29,0%о (в жиль
ных льдах этот диапазон немного шире), а вблизи г. Анадырь и
текстурных льдах позднеплейстоценовых толщ они равны — oi
—22,7 до -18,6%о, что также близко к диапазону значений 5|Х(>
в синхронных ледяных жилах (Васильчук, 1992).Исследование текстурообразующих льдов из двух разрезов ле¬
дового комплекса (едом) Дуванного и Чукочьегб Яров было
проведено Д.В. Михалевым (1990). Он выделил толщу эпохи по¬
тепления в позднем плейстоцене, в которой формировались тек
стурные льды с 6|80 в среднем от —25 до — 23%с, толщу эпохи
похолодания, где 5|Х0 изменяется от —33 до —30%о, и голоцено¬
вую толщу с вариациями 6|80 от -20 до — 19%о. Общий диапазон
значений 6|80 в основной (едомной) части ледового комплекса —
Дуванного Яра составил около 10%с: от —36,5 до —27,0%о. По
другим данным (Васильчук, 1992), в этом же горизонте встречена
5-метровая толща с иными значениями 6180: от —28,7 до -22,2%<>
(см. рис. 6.17). Таким образом, общий диапазон изменения б|80
достигает 14,3%о, что не соответствует криолитологическим дан¬
ным — толща в целом монотонна, нет заметных изменений и
облике пронизывающих ее ледяных жил, а изотопно-кислород-
ный состав этих жил почти постоянен и колеблется от —32 до
—30%с. Это заставляет с осторожностью отнестись к стратигра¬
фическим и особенно к палеотемпературным реконструкциям
на основе изотопных данных из текстурных льдов.Изотопный состав текстурных льдов заметно варьирует в тол¬
щах разного литологического состава. Это хорошо видно в раз¬
резе первой морской террасы близ г. Анадырь (см. рис. 6.38).
Здесь торфяник сверху перекрыт слоем супеси и подстилается
песком. Значения 6|80 в супеси составили —15,0%о, в торфе —
от —13,5 до — 13,2%о, а в подстилающем песке — от —16,7 до—	14,0%о. При этом в жильных льдах разреза значения 6|80 бли¬442
же к значениям 5|80 в песке и супеси (от —17,0 до — 15,8%о).
Можно полагать, что жилы росли преимущественно синхронно
накоплению торфа, и, следовательно, текстурообразующие льды
и торфянике “утяжелились”, возможно, в результате активного
испарения из болотных водоемов на торфянике, вода которых
шла на формирование текстурных льдов в торфе. Такая же ситу¬
ация отмечена в разрезе высокой террасы о.Айон (Васильчук,
1992). Здесь голоценовый торфяник, венчающий разрез террасы,
характеризуется значениями 5|80 от —16,1 до —15,1 %о, а подсти¬
лающие его голоценовые озерные супеси изотопически легче.
Чмачение 5|80 равно —18,1 %о и ближе к значениям 5|80 в син-
юнетических голоценовых жильных льдах, залегающих в торфе
(и жилах 6|80 варьирует от —22,3 до —21,0%о).Причинами утяжеления изотопного состава воды в торфе мо¬
гут быть повышенные сорбирующие свойства торфа, способ¬
ствующие концентрации тяжелых изотопов. Вероятно, активнее
сорбируется дейтерий, но при длительном контакте и кислород¬
ный обмен может достигать ощутимых величин. На изотопный
состав текстурных льдов влияет, очевидно, и внутригрунтовое
испарение, приводящее к перераспределению содержания тяже¬
лого кислорода и дейтерия. Большой эффект вызывает и жизне¬
деятельность растений, которые, как известно, аккумулируют
дейтерий и тяжелый кислород. В.М. Кутюрин (1972) объясняет
изотопный сдвиг фракционированием при фотосинтезе под дей¬
ствием света и приводит экспериментальное доказательство су¬
ществования такого сдвига. Измерения концентрации тяжелого
кислорода в растениях торфообразователях в криолитозоне и в
целлюлозе из мерзлого торфа (Chatwin, 1983) продемонстриро¬
вали положительный сдвиг по сравнению с водой криолитозоны
не менее 30%о. Резонно предположить, что при формировании
торфяной залежи вода, длительно контактируя с разлагающими¬
ся растениями, обогащается кислородом-18 и дейтерием. След¬
ствием сделанного вывода может быть возможность индикации
автохтонности торфа.Это предположение было подтверждено исследованиями тек¬
стурных льдов в автохтонных голоценовых сингенетических тор¬
фяниках Сеяхинского и Щучьинского полигонально-жильных
комплексов (Васильчук и др., 1999, 2000в). Здесь средний изо¬
топный состав атмосферных осадков (во время формирования)
был примерно следующим: значения 5180 менялись от —18 до
-16%о, a 5D — от -135 до — 125%о. В то же время состав синге¬
нетических жил, отражающих среднезимние осадки, был изото¬
пически легче: 5|80 от —20 до —19%о и 5D от —150 до —140%о. В
текстурообразующих льдах этих торфяников 5180 изменяется от
-14,5 до —12,5%о, a 5D — от -113 до —98%о (см. табл. 6.8 и 6.9).
Таким образом, текстурный лед “утяжелился” по сравнению с443
метеорными и поверхностными водами по содержанию |80 при
мерно на 4—6%о и на 20—30%о по D. Все это стало результатом
воздействия трех названных выше факторов: испарения с по¬
верхности водоемов на торфяных болотах, сорбции изотопичес¬
ки тяжелых вод торфом и взаимодействия изотопически тяже
лых растений-торфообразователей с болотными водами сезон
но-талого слоя.Многообразие механизмов и условий образования текстур
ных льдов, несомненно, ведет к различию их изотопных харак¬
теристик. Это, в частности, показывают материалы по совре¬
менным пойменным фациям некоторых районов севера Евразии
(Васильчук, 1992; Михалёв, 1996). По-видимому, изотопный со¬
став коррелирует со средней температурой весны и осени. И
пойменных толщах текстурный лед в среднем на 3—4% тяжелее,
чем жильный, что следует учитывать при палеотемпературны\
реконструкциях. Но очень сложно учесть различия фациальныч
условий формирования древних текстурных льдов (вспомним
смену фации высокой лайды, пляжа и супралиторали при на¬
коплении Сеяхинской позднеплейстоценовой толщи). Такая фа
циальная смена может очень сильно сказываться на значениях
5|80 и 5D (например, в текстурных льдах современных склоно
вых отложений 5|80 и 5D заметно отрицательнее, чем в поймен
ных осадках, и тем более в болотных и морских фациях). Необ
ходим поиск взаимосвязи между степенью континентальности
климата и разницей в значениях б180 в жильных льдах и в тек¬
стурных льдах из вмещающих их пород, поскольку первые в ос¬
новном питаются зимними осадками, а вторые, помимо талого
снега, используют также осадки весны, лета и осени.В работах (Mackay, Lavkulich, 1974; Васильчук, 1992 и др.)
продемонстрировано, что эффект криогенного фракционирова¬
ния при формировании льдов не прямого атмосферного пита
ния столь существенен, что их использование для реконструк
ции палеотемператур очень затруднено. Поэтому говорить, что
изотопный состав текстурных льдов — это новый палеотермо¬
метр (Михалёв, Николаев, 1993), пока еще рано. Подобному ут¬
верждению противоречат результаты изучения текстурных льдоп
Куларского и Дуванноярского полигонально-жильного комплек¬
са, показавших аномально низкое содержание тяжелых изото¬
пов, и голоценовых толщ Сеяхинского и Щучьинского комп¬
лексов, где, наоборот, в отдельных образцах значения были ано¬
мально высокие. И в этом аспекте полученные для пойменных
толщ особенности распределения тяжёлых изотопов в текстуро¬
образующих льдах не очень показательны. По-видимому, при
исследовании текстурных льдов на поймах объектами изучения
зачастую становятся точки, располагающиеся в очень близких
фациальных условиях — не очень сухие (так как в них мало444
льда) и не очень влажные (так как в этом случае горные выра¬
ботки заливаются водой). Они дают близкую степень изменения
п ютопного состава подмерзлотных вод до перехода их в мерз-
лую толщу вследствие одинакового влияния докриогенного ис¬
парения и близких значений криогенного фракционирования,
ho обеспечивает неплохую корреляцию 5180 и 8D текстурных
льдов с температурой, но не позволяет вести палеотемператур-
иый анализ, так как дает мало приемлемую точность — от 3 до
IX С. Криогенное фракционирование при образовании текстур¬
ных льдов оценивается разными исследователями в 3%о (Миха¬
нов, 1990), 10—12%о (Mackay, Lavkulich, 1974) и даже 16—18%о
(Масильчук, 1992).Вместе с тем изучение изотопного состава текстурообразую-
|цих льдов способствовало решению ряда геокриологических
проблем, о чем свидетельствуют приводимые ниже примеры.6.4.1.	Север Сибири. На севере Якутии в пределах Нижнеко-
нымского района наиболее детально исследованы текстурообра-
|ующие льды в толще Дуванного Яра и мыса Чукочий (рис. 6.40).
В обоих разрезах отмечен более тяжелый изотопный состав тек¬
стурных льдов по сравнению с синхронными им повторно-жиль¬
ными льдами (разница составляет обычно 3—5%о). Однако в не¬
которых горизонтах наблюдается инверсия. Например, в толщах
на глубинах от 25 до 34 м в разрезе Дуванного Яра и 10—22 м в
разрезе мыса Чукочий значения 6|80 в текстурных льдах варьи¬
руют от —35 до —33%о, тогда как в повторно-жильных льдах они
выше —32%о. Такое распределение, скорее всего, указывает на
меняющийся режим промерзания едомных массивов, что может
быть связано с большей скоростью осадконакопления при фор¬
мировании изотопически легких текстурных льдов, а также
менее активным испарением в весеннее и летнее время на по¬
верхности, и просачиванием изотопически более легких талых
снежные вод в основание сезонно-талого слоя.Но нельзя исключить и отрицательную температурную тен¬
денцию во время формирования, например, текстурного льда на
высоте 28 м в едомной толще Дуванного Яра. На это указывает
минимум 5|80 на изотопной кривой в жильных льдах на высоте
25 м, располагающийся на 2—3 м ниже, поскольку вода прони¬
кает по морозобойным трещинам в жилы на 1—3 м. Смещение
ftl80 в жильных льдах составило здесь около 3%с, тогда как в
текстурных льдах оно превысило 5%о. Причиной такого допол¬
нительного отрицательного изотопного сдвига могло быть актив¬
ное проявление криогенного фракционирования при формиро¬
вании изотопически более легких текстурных льдов, когда при
промерзании сезонно-талого слоя насыщенная более тяжелыми
изотопами вода промерзала раньше, а изотопически более лег¬
кие воды отдавливались и стекали по водоупору.445
Лито¬логияКрио-текс¬тураГори¬зонт446
I'm 6.41. Распределение 5|80 в водах се-
«шно-талого слоя на трех разных склонах
Вокруг оз. Левинсон-Лессинга на Таймыре
(«» Boike, Hubberten, 1998) и темпера-
щи грунтов на этих склонах. Склон а
нно-западной экспозиции, крутой, распо-
ножен в долине, склон 6 тоже юго-запад-
иi.iи. он пологий, покрыт раститель¬
ностью, здесь максимальная глубина се-
joimoro протаивания, поскольку он луч¬
ик- дренирован; склон в северо-восточной
Экспозиции, он имеет наибольшую тол¬
щину дернины и плотный растительный
покров, он слабо дренируется. Измерения
выполнялись в июле—августеИсследования изотопного со¬
става текстурных льдов на склонах
иокруг оз. Левинсон-Лессинга на
Таймыре показали, что значения
о|80 в водах активного слоя в двух
точках изменялись (рис. 6.41) от
-19 до —15%о (5D от —140 до
-110%с), а еще в одной значения
;sl80 изменялись от —21 до — 15%о
(6D от —160 до -120%с). В по¬
следнем случае образцы получены из самой высокорасположен-
ной точки, где источником воды, вероятнее всего, служит в ос¬
новном тающий снег или текстурный лед, располагающийся
близ подошвы сезонно-талого слоя, а в первых двух случаях ис¬
точником влаги, вероятно, были также дождевые воды. Очевид¬
но, здесь изотопный состав воды и льда в сезонно-талом слое
отражает микроклиматические различия между склонами.Зимние и осенние условия незначительно влияют на изотоп¬
ный состав текстурообразующих льдов сезонно-талого слоя (Boike,
Hubberten, 1998). Поэтому по результатам исследования сезонно¬
талого слоя можно выделять наиболее холодный и наиболее
теплый склоны, — им соответствуют самые низкие и самые вы¬
сокие значения содержания стабильных изотопов в текстурном
льду склоновых отложений.Рис. 6.40. Распределение 6|80 в текстурообразующих льдах (залитые треугольни¬
ки) и в повторно-жильных льдах (ПЖЛ — залитые круги) в толще мыса Чуко-
чий Яра (по Михалёву, 1996): 1 — супесь; 2 — корешки растений; 3 — суглинок;4	— песок; 5 — кости. 6 — прослои торфа; 7 — повторно-жильный лёд; крио-
текстуры: 8 — сетчатая; 9 — массивная; 10 — линзовидная; II — линзовидно-
плетенчатая; 12 —слоистая; 13 — радиоуглеродный возраст (тыс. лет); отбор об¬
разцов для изотопных определений: 14 — из ледяных жил, 15 — из текстурных
льдов; 16 — подошва сезонно-талого слоя-15-17-О00to -19
-15ОСО«3о-21.д а Д д
Да0 0-^*§fioo°DI 1	° Ъ <ъ*0 Д д
04• •1 i
б•k iв• 8°- 9 о о° Д-г..Д1 11			1О 4 8 12
Температуры грунтов
сезонно-талого слоя,°С447
Высота.,мРис. 6.42. Распределение кислорода-18 в текстурообразующих льдах на подоите
сезонно-талого слоя вдоль профилей через мыс Малый Чукочий (а) и правобе¬
режье Колымы между пос. Черский и Зеленый Мыс (б) за 1987 год
(по Михалёву, 1996)Попытка связать распределение 5180 в текстурообразующих
льдах со среднегодовыми температурами грунтов на склоне не
дала обнадеживающих результатов. Исследования на склонах в
районе мыса Чукочий и близ пос. Черский (рис. 6.42) показали
формирование изотопически легкого текстурообразующего льда
вблизи вершин склонов, хотя иногда эта закономерность нару¬
шается, что, возможно, связано с появлением изотопно легкой
воды у подножий склонов в результате таяния верхних частей
жильных льдов.Изотопно-кислородный состав грунтовой влаги сезонно-талого
слоя — главного источника для текстурообразующих льдов — пре¬
терпевает значительные изменения в процессе промерзания—
протаивания и влагопереноса как в мерзлом, так и в талом со¬
стоянии. Фракционирование при фазовых переходах в процессе
промерзания вызывается миграцией влаги к фронту промерза¬
ния, интенсивность которой определяется гранулометрическим
и минералогическим составом, влажностью, строением грунтовой
толщи и др. Вариации значений 5180 во льдах сезонно-талого448
ED1 E32S31‘iic. 6.43. Динамика распределения значений Si80 в текстурообразуюших льдах
тонно-талого слоя в различные сезоны 1987 г. на двух площадках Колымской
низменности (по Михалёву, 1996)'. на пойме левого берега протоки Амболиха:
и — в 70 м от берега на поверхности, поросшей ивовым кустарником, злаками,
багульником, ерником, толщина снежного покрова 45—55 см (среднее по двум
I кважинам) при преимущественном промерзании сверху; б — среднее по заме¬
рам в скважине и в шурфе в 90—100 м от берега, на участке, поросшем ивня¬
ком, с толщиной снежного покрова 50—55 см при преимущественном промср-
мнии сверху. Буквенные обозначения: л — лето, з — зима, в — весна. I — су¬
песь; 2 — торф; 3 — дернина; криотекстура: 4 — линзовидно-плетёнчатая, 5 —
массивная; 6 — линзовидно-слоистая; 7 — линзовидная; 8 — подошва сезонно¬
талого слояслоя во время промерзания могут достигать 2,0—2,5%о (Маскау,
1983; Michel, 1983). Содержание тяжелых изотопов кислорода
увеличивается в текстурообразующих льдах от глубоких к при¬
поверхностным частям слоя сезонного протаивания на 2—4%с
(рис. 6.43). Самые значительные изменения изотопного состава
в деятельном слое, до 6—7%о, происходят в конце зимы. Весной
мри таянии снега и протаивании грунтов в результате инфильтра¬
ции талых снеговых вод содержание |80 снижается, что нередко
сопровождается и увеличением льдистости около границы се¬
зонного протаивания. Ниже подошвы сезонно-талого слоя изо¬
топный состав текстурообразующих льдов в кровле многолетне¬
мерзлых пород изменяется незначительно (Михалев, 1996).Надмерзлотные воды в протаивающем активном летнем слое
образуются в результате таяния снега, выпадения атмосферных
осадков, а также вытаивания льда. Поскольку толщина сезонно¬
талого слоя год от года меняется более чем на 20%, летом в ба¬
зальном слое мы можем встретить воду, которая замерзала за
несколько предшествующих зим, когда летнее протаивание
было меньше. Ледяные шлиры в активном слое могут также со¬449
держать некоторое количество влаги, мигрировавшей снизу вверх
от поверхности многолетнемерзлых пород предыдущей зимы.Поскольку основную роль в обводнении грунтов сезонно-и
лого слоя играет атмосферная влага, то, естественно, существуй
зависимость между изотопным составом текстурообразуюшт
льдов и вариациями 6180 и 5D в осадках, хотя дополнительные
усложнения вносит положение сезонно-талого слоя в рельефе
Содержание |80 в текстурообразующих льдах подошвы сезонно
талого слоя на участках водораздельных поверхностей и поверх¬
ностей надпойменных террас меньше, чем на низких поймах и
аласных котловинах. Возможно, это связано со стеканием и
фильтрацией влаги летних атмосферных осадков в понижения,
тогда как на возвышенных элементах рельефа замерзает влага,
выпавшая осенью и не успевшая стечь (Михалёв, 1996).Текстурообразующие льды сезонно-талого слоя из оторфо
ванных пород, торфа или грунтов с растительным детритом, как
правило, обогащены тяжелыми изотопами кислорода на 1—2%о
(Васильчук, 1992). Такое обогащение вызывается поровым испа
рением влаги, возникающим потому, что в органогенных грун¬
тах влагосодержание повышено из-за значительной микро- и
макропористости, а влагоперенос за счет пленочного и капил¬
лярного механизмов затруднен, при этом эти породы хороши
удерживают воду, в том числе и воду летних осадков. Органоген ¬
ные породы ослабляют возможность миграции влаги в мерзлом и
оттаивающем сезонно-талом слое.6.4.2. Север Канады и Аляски. В текстурообразующих сегрега¬
ционных льдах раннеголоценовых ледниково-озерных отложений
в районе г. Майо на севере Канады значения 5|80 с глубиной
становятся легче (рис. 6.44), достигая — 26,5%с на глубине 5 м.
Такой же изотопный состав имеет суглинистый прослой на глу¬
бине около 4 м, что значительно легче изотопного состава осад¬
ков и вод сезонно-талого слоя (от —20 до —22%о). По-видимому,
этот слой сформировался при промерзании отложений прилед-
никового озера (French et. al., 1984). В самом верхнем горизонте
значения 5180 достигают — 21,2%о.Подобные величины 6|80 типичны для вод сезонно-талого
слоя на всем центральном Юконе. Сдвиг к более отрицательным
значениям с глубиной — это результат миграции влаги совре¬
менных осадков вниз по разрезу и смешивания ее с изотопически
более легкой голоценовой водой. Изотопный состав образцов из
основания активного слоя тяжелее (5|80 = —18,8%о) по сравнению
с текстурообразующим льдом верхнего горизонта мерзлых осад¬
ков (5|80 = — 21,2%с). Это связано как с промерзанием снизу,
так и с изотопным составом летних осадков, влага которых при¬
сутствует в активном слое.450
Рис. 6.44. Криолитологическое строение и изотопно-кислородная колонка ранне¬
голоценовых ледниково-озерных (в горах на высотах более 1.5 км) отложений
текстурообразующих сегрегационных льдов и срезанных протаиванием сверху ле¬
дяных жил в них в районе г. Майо (около 5,5 км юго-западнее), западный Юкон,
север Канады (по Bum et al., 1986): 1 — торф и растительный слой; 2 — суглинок;
3 — галечник с песком; 4—6 — криотекстура: 4 — редкошлировая, 5 — наклон-
но-линзовидная, 6 — массивная, 7 — повторно-жильный лед с ростком; 8 —
объемная влажность (льдистость); 9 — значения 5|80. На глубине 3 м получены
2 радиоуглеродные даты по древесине: 8560+130 лет (BGS-741) и 8520± 120 лет(BGS-743)451
Изотопный состав вод сезонно-талого слоя на равнине Игл и
северной части Юкона у гор Огилви (Michel, 1983) варьируем от
—23 до —20%о, а значения 6180 в текстурных льдах из верхнего к»
ризонта многолетнемерзлых пород изменяются от —22 до —19';,
Профиль распределения 5|80 в скважине в долине реки в север
ном Юконе (рис. 6.45, а) демонстрирует существование здесь,
по крайней мере, двух изотопически различающихся массивом
текстурных льдов. Ниже отметки 10 м в супесчаных и суглинис
тых отложениях значения б|80 варьируют от -18,5 до -21 %«,
т. е. они слегка ниже, чем в современных водах активного слои
Вышележащая пачка органических илов содержит текстурообрм
зующий лед со значениями 6180 от —27,5 до —26%о, т. е. при
мерно на 6%о ниже, чем в водах сезонно-талого слоя.В двух других скважинах, пробуренных здесь, отмечено иное
распределение 5|80 по вертикали: существенное снижение oi
—20%о на поверхности до —28 и даже —30%о на глубинах 5—6 м.
а ниже вновь заметное утяжеление изотопного состава текстуро
образующих льдов до —16 и даже до —14%о (см. рис. 6.45, б, в),
Наконец последняя диаграмма (кривая г) показывает довольно
равномерное распределение 5180 по глубине в пределах от -20
до — 22%с.Вероятнее всего, два разреза со значениями ниже — 28%г>
вскрывают позднеплейстоценовые толщи, и столь отрицательные
значения б|80 могут указывать на весьма низкие температуры вре
мени формирования этих текстурообразующих льдов, хотя, по-ви
димому, здесь происходило и дополнительное снижение значении
5|80 в результате криогенного фракционирования. Ф. Майкл
(Michel, 1983) приблизительно оценил сдвиг температуры от
позднего плейстоцена к голоцену в 9°С, но не исключил и дру¬
гой причины: резкая дифференциация 5|80 по глубине может
быть обязана фракционированию в результате промерзания во¬
доносного горизонта в закрытой системе.Детальные исследования текстурообразующих льдов во вновь
сформировавшейся многолетнемерзлой толще, промерзшей
после спуска воды маленького оз. Иллисарвик на о. Ричард в
дельте р. Маккензи (рис. 6.46), выполнили Ф. Майкл и П. Фритц
(Michel, Fritz, 1982). Мерзлые породы здесь сформировались
всего за 1 год (принудительный дренаж озера начат в 1978 г., а
бурение с отбором образцов было выполнено в 1979 г).Озерные отложения, судя по данным радиоуглеродного дати¬
рования, накопились примерно 8,7—6,7 тыс. лет назад. Воды
озер, сформировавшихся в оптимум голоцена, характеризуются
значениями б180 около — 14%о. На возвышенной части рельефа452
-30 -28 -26 -24 -22 -20 -18 -16 -14-24 -23 -22 -21 -20 -19 -18J	I	I	I	I	i iОлд ГроПолярный^РУ-
еверо^
восточные
/ Юкон территории2Е3 7ЦЗ3р:::8Г^~=14Е59ЕЗ518О,%08180,%028 -26 -24 -22 -20 -18 -16 -14 -28 -26 -24 -22 -20 -18 -16	I	I	I	I	I	I	1		1	1	1	I	I	I	I	Рис. 6.45. Изотопно-кислородные диаграммы текстурообразуюших льдов из
инследникового района северного Юкона (по Michel, 1983): положение скважин
а—г показано на схеме д: 1 — лед; 2 — органический ил; 3 — ил; 4 — торф;5	— ил с глиной; 6 — ил с обломками пород; 7 — торф и органический ил;
8 — органический ил с глиной; 9 — песок; 10 — глина сланцеватая453
S18O,%0-35 -30 -25 -20-15S180,%„-24 -22 -20 -18 -16S180,%o-20 -18 -16 -1412Puc. 6.46. Изотопно-кислородные диаграммы текстурообразующих льдов в скип
жинах, заложенных на дне спущенного озера (аласа) и вокруг озера в Иллисар
вике на о. Ричард, в дельте р.Маккензи, на северо-востоке Канады (по Michel,
Fritz, 1982): а — скважина на гребне в 200 м к северо-востоку от озера (в интер¬
вале 0,45—5,5 м скважина пробурена в ледяной жиле); б — скважина в дрен и
руемом понижении, по которому идет сток из озера; в — скважина в 100 м вое
точнее озера, в 400 м южнее предыдущей скважины на склоне гребня; г
скважина в северо-восточной части озерной котловины, ниже 2,5 м незамёрч
шие осадки, слева приведены полученные здесь радиоуглеродные даты; д —
скважина на берегу озера на полигональной пойме; е — скважина в 10—15 м oi
предыдущей скважины в пределах озерной котловинысохранились доголоценовые многолетнемерзлые породы, в тек¬
стурообразующих льдах которых значения б|80 составляют око¬
ло —31 %о. Они вскрыты в нижней части скважины, заложенной
на гребне (см. рис. 6.46, а). Изотопные профили показывают,
что промерзание спущенного озера происходило и сверху и сни¬
зу. Во вновь сформировавшихся в озерной толще текстурных
льдах значения 5|80 варьируют в диапазоне от —16 до —14%<>
(см. рис. 6.46, г, е), а самые низкие значения отмечены в тол¬
щах, существовавших до спуска озера (см. рис. 6.46, а, в).Эти результаты в известной мере корреспондируют с данны
ми, полученными при исследовании многолетнемерзлых порол
в дельте р. Маккензи, в районе Норман Уэлс (рис. 6.47), где н
верховодке значения б|80 от -20 до -24%о. Здесь изотопно-кис¬
лородный состав текстурообразуюших льдов был изучен в сква¬
жинах вдоль трассы газопровода (Michel, Fritz, 1978). Значения
5|80 этих льдов ниже — 31,5%с, и, скорее всего, они относятся к
позднему плейстоцену. Сходство характера верхних 7—8 м изо¬
топных диаграмм на рис. 6.47 объясняется близким голоценовым454
Рис. 6.47. Изотопно-кислородные
диаграммы по текстурообразую-
шим льдам в скважинах, в долине
р. Маккензи, в районе Норман
Уэлс {по Michel, Fritz, 1978) а, б. в,
д — скважины, расположенные
вблизи реки, г — выше по склону
на месте лесного пожара, е — на
пологом склоне с ненарушенными
зарослями ольхи: а — до глубины
1,7 м песок с гравием, ниже пе¬
сок; б — пылеватая глина, в ин¬
тервале 1,8—3,7 м гравий с песком
и глиной; в — до 4,9 м ил и песок,
ниже ил и суглинок; г — до глуби¬
ны 0,9 м торф, ниже пылеватый
суглинок; д — до глубины 1.8 м
торф, до 2,7 м — песок, ниже пылеватый суглинок; с — до 0,1 м мох, до 1,2 м
пылеватый песок, ниже суглиноквозрастом льдои и однообразным составом пород (глины, иногда
иловатые). В одной из скважин встречен текстурообразующий
лед с равномерно распределенными по глубине значениями 6lsO
около —22%с, — это многолетнемерзлая толща с температурами
около 0°С, где промерзание шло очень медленно, а подток вод к
фронту промерзания обеспечил равномерное распределение
изотопного состава.Детальный отбор керна (2—3 образца на каждые 10 см) в по¬
следней скважине (см. рис. 6.47, <?) продемонстрировал диффе¬
ренциацию значений 5|80, что, вероятно, связано с фракциони¬
рованием при промерзании, превышавшем 3%о.455
Рассматривая совокупность данных по распределению стабиль¬
ных изотопов в текстурообразующих льдах, выделим следующие
особенности:1)	диапазон вариаций 5|80 в текстурообразующих льдах в
пределах отдельного геокриологически однородного района, как
правило, составляет 14—16%о, a 5D — более 80%о\2)	изотопные характеристики позднеплейстоценовых и голо¬
ценовых текстурных льдов в общем различаются, но диапазон
их значений перекрывается, так что часто в разновременных
толщах можно встретить близкие значения б|80 и 5D;3)	в толщах морского генезиса текстурные льды существенно
обогащены тяжелыми изотопами кислорода (8|80 достигает зна¬
чений —5%о и выше) и водорода (5D выше —50%с);4)	в минеральных грунтах значения 5|80 и 5D в текстурных
льдах ниже, чем в органогенных прослоях тех же толщ;5)	в текстурных льдах автохтонных торфяников изотопные
характеристики имеют, как правило, более положительные зна¬
чения, чем в аллохтонных;6)	криогенное фракционирование при промерзании водонос¬
ных горизонтов без подтока влаги извне может приводить к зна¬
чительной дифференциации изотопных характеристик (Д6|80
может превышать 15%о, a A6D — 100%с).6.5.	ПЛАСТОВЫЕ ЛЬДЫМощные, часто слоистые и иногда деформированные пласто¬
вые ледяные залежи встречаются в высокольдистых отложениях
ряда районов Сибири, северной Аляски и Канадской Арктики.
Существуют два взгляда на их происхождение. Большая часть
исследователей считает, что это внутригрунтовый сегрегацион¬
ный лед, возникший при промерзании водонасыщенных гори¬
зонтов, который при усилении инъекции воды превращается в
инъекционно-сегрегационный или инъекционный лед. Часть ис¬
следователей относит эти залежи к захороненным: погребенному
ледниковому льду (или погребенным снежникам), либо погре¬
бенным озерным, морским, речным льдам. Действительно, внут-
ригрунтовые пластовые и погребенные ледниковые льды часто
морфологически очень похожи. Например, внутригрунтовый
пластовый лед нередко пронизан слоями минеральных осадков,
а базальный — содержит значительное количество минеральных
примесей. Более того, базальный ледниковый лед, подвергший¬
ся режеляции, по сути, превращается в сегрегационный лед, —
ведь после таяния на подошве ледника он промерзает как внут¬
ригрунтовый лед. Трудно найти различие между двумя основными
типами льдов, если рассматривать только их морфологические
характеристики, тем более когда лед был погребен и сохранялся
под давлением в многолетнемерзлых толщах в течение нескольких
тысяч лет. Реальную помощь здесь оказывают изотопные методы.456
Обнажения пластовых льдов известны в центральной части
п-ова Ямал, на севере Гыданского п-ова, в долине Енисея, на
востоке Чукотки, вдоль побережья Канадской Арктики, особен¬
но в долине р.Маккензи в окрестностях пос.Тактояктак. Дан¬
ные, полученные при бурении скважин, указывают на две ха¬
рактерные особенности пластовых льдов: во-первых, в большин¬
стве случаев пластовый лед перекрывается глинами и подстила¬
ется песками; и, во-вторых, значительное количество пластовых
ледяных залежей находят в интервале глубин от 30 до 200 м. В
некоторых случаях было вскрыто несколько пластов льда, разде¬
ленных песчаными слоями. Как правило, скважины вскрывают
залежи сегрегационного или сегрегационно-инъекционного про¬
исхождения. Это соответствует модели формирования льда
имеете с промерзанием хорошо сортированных осадков, подсти¬
лаемых грубообломочными отложениями, которые создают во¬
допроницаемый слой и объем для внедрения поровой и свобод¬
ной воды. Однако в большинстве случаев трудно исключить воз¬
можность погребения ледникового или айсбергового льда.6.5.1.	Западная Сибирь. Наиболее крупные пластовые залежи
встречены на центральном и северо-западном Ямале, на севере
Гыданского полуострова и в долине Енисея, в устье р. Курейка.Полуостров ЯмалВ центральной части Ямала пластовые льды широко распрос¬
транены на территории Бованенковского месторождения, где их
площадь достигает 10 км2, а максимальная мощность — 45 м.
Они здесь подстилаются супесчано-песчаными дельтовыми осад¬
ками и перекрываются суглинисто-глинистыми отложениями
морского генезиса (рис. 6.48). Значения б180 варьируют от —10
до —24%о, при этом 65% всех данных попадают в узкий диапа¬
зон значений от -16 до -20%с. Значения 5D варьируют от
134,4 до —152,0%с при среднем значении —142,5%с (Солома¬
тин и др., 1993). Эти данные показывают, что изотопный состав
пластовых льдов близок к составу атмосферных осадков и воз¬
можно они имеют атмосферное происхождение.По мнению JI.H. Крицук и В.А. Полякова (1989), однород¬
ность изотопного состава пластовых льдов (рис. 6.49) в долине
р. Сеяхи (Мутной) свидетельствуют о больших объемах промер¬
ившей воды. Сходство химического и изотопного состава этих
шежей, а также залежей пластового льда, расположенных в не¬
скольких десятках километров западнее в долине р. Харасавая,
указывают на широкое распространение подземных вод, кото¬
рые подвергались многолетнему промерзанию.О	том же говорит и соотношение 5I80/6D в пластовых под¬
земных льдах этого района (рис. 6.50). Здесь сотрудники
ВСЕГИНГЕО детально исследовали пластовые залежи на р. Нгу-
рияха, представляющие собой ледяные пласты мощностью более457
Рис. 6.49. Содержание химических компонентов и кислорода-18 в разрезах
пластовых льдов в долине р. Сеяха (Мутная) на Западном Ямале (по Крииук,
Полякову, 1989), вскрытых тремя скважинами (а, б, в): 1 — песок, 2 — сугли¬
нок, 3 — лед чистый, 4 — лед с ксенолитами глин, 5 — лед с песчаной мутью.6	— граница сезонно-талого слоя, 7 — НС1-, 8 — (Na+KTРис. 6.48. Геологический профиль через долину р. Сеяха (Мутная) на Западном
Ямале (по Соломатину и др., 1993)'. I — глина; 2 — суглинок; 3 — песок; 4 -■
пластовый лед; 5 — буровые скважины; 6 — термолюминесцентные датировки,тыс. лет15 м и протяженностью в несколько десятков метров. Значения
6|80 в пластах увеличиваются от —18%о в верхней и средней
частях залежи до — 12%о близ ее подошвы (Тарасов, 1990). Это,
скорее всего, свидетельствует о внутри грунтовом формировании
ледяных пластов и атмосферной природе воды, поступавшей и
течение всего года (позднеплейстоценовый снег здесь был на
4—6%о легче, а морская вода на 8—10%о тяжелее). Утяжеление
изотопного состава сверху вниз — это, вероятнее всего, следствие
фракционирования, происходившего при промерзании замкну¬
того водоносного горизонта.Детальное изотопное исследование 2,5-метровой пластовой
залежи в низовьях р. Сеяха (Мутная), выполненное Ф. Майклом
(Michel, 1997) продемонстрировало однородное распределение
значений б|80, которые близки к средним изотопным значени¬
ям осадков, выпадающих в этом регионе. По мнению автора,
это свидетельствует о сегрегационной природе ледяной залежиHi ^2 [ИЗ з7 км4 ПП 5 И 6458
Глубина, м Глубина, м ГпублиаСодержаниеионов, мгэкв Минерализация, мг/л
, 0 0,4 0,8 20 40 60 80 100Содержаниеионов, мг экв Минерализация, мг/л
Разпез 0 0,4 0,8 0 20 40 60 80 100^	I I I ■ I I I I I I I I I I I IСодержание ионов,мгэкв	Минерализация, мг/л 6180, %о459
Рис. 6.50. Соотношение 8||!0 и 6D и
пластовых подземных льдах в долине
р. Сеяха (Мутная) на Западном Яма и
(по Крицук, Полякову, 1989): 1 —линии
метеорных вод, II — линия замерw
ния по Ф. Майклу (Michel, 1982)Ф. Майкл обобщил данные рос
сийских публикаций (рис. 6.51)
по пластовым залежам в других
районах Ямала, показав, что
колебания 5|80 в них заключе¬
ны в основном в пределах от
-15 до —24%с.5180,%о-26 -24 -22 -20 -18 -16 -14 -12! I ! I I I I IМ	От -8,1 до -26,3%», средние -20%о	»•Атмосф. осадкиПоверхностные водыЛедяные жилы(возрастом<10 тыс. лет)Ледяные жилы(возрастом>10 тыс. лет)Ледяные шлиры (тонкие)Ледяные шлиры (мощные)	Пластовые ледяные залежиРис 6.51. Обобщение данных по распределению 5|80 в рахтачных типах подзем¬
ных льдов в центральных районах Ямала. Тонкие ледяные шлиры — те, кото¬
рые меньше 2,5 см толщиной, мощные ледяные шлиры толщиной от 2,5 до50 см (по Michel, 1997)Убедительные изотопные данные, позволяющие судить о ге¬
незисе пластовых залежей, получены И.Д. Даниловым (Данилов
и др., 1992) в разрезе третьей террасы в бассейне р. Надуйяха уоз.	Тюрин-То. Видимая мощность толщи 20 м, нижняя часть
представлена опресненными морскими темно-серыми глинами с
фауной тонкостенных фораминифер и арктических морских мол¬
люсков. В глинах датирован фрагмент кустарника: 34030±400 лет
(МГУ-1011). Вверх по разрезу глины переходят в мелкозернистыеS О, %о-25 -20 -15 -10 -6 0460
|и:ски с прослоями растительного детрита и аллохтонного торфа,
Постными останками мамонтов и разнообразной слоистостью. Ра-
I диоуглеродный возраст прослоев торфа в песках 29180±2380 лет
I (МГУ-1118). В глинах с морской фауной встречены залежи льда
I 20—25-метровой мощности (их кровля залегает значительно
I ниже современного уреза), содержащие линзы плотного стекло-
I мидного льда толщиной 3—4 м с комочками литифицированной■	тины. В самих глинах прослеживается сеть субвертикальных и
I субгоризонтальных шлиров такого же чистого прозрачного льда.
И верхней песчаной толще встречены залежи белого сахаровид-
мого льда с большим количеством пузырьков воздуха. Как про-
I фачные, так и сахаровидные льды ультрапресные, их общая ми-
I иерализация в среднем 30 мг/л. В тонких прослоях-шлирах из
I морских глин минерализация достигает 149 мг/л, здесь присут-
I ствуют хлориды.Изотопный состав льдов пластовых залежей в глинах и пес¬
ках оказался стабильным, все значения 5|80 укладываются в ин-
к-рвал от -19,5 до -18,2%о. В засоленных прослоях-шлирах из
I морских глин значение 5180 = —4,7%о. Данные по химическому
и изотопному составу позволяют говорить о различных источни¬
ках влаги при образовании пластовых залежей и шлиров льда. В
первом случае это воды атмосферного происхождения, а во вто-
| ром — иловые воды морских осадков. В итоге И.Д. Данилов
приходит к выводу о внутригрунтовой природе льда этих ледя¬
ных залежей, возникших при промерзании бассейновых осадков
и их криогенном преобразовании.Гыданский полуостровУстье р. Гыда. При описании повторно-жильных льдов уже
упоминался разрез у пос. Гыда, где эти льды встречены в пара¬
генезе с пластовыми линзообразными залежами (см. рис. 6.10).
Пласты льда высотой до 0,4 м, шириной до 8 м залегают здесь в
оторфованных прослоях песка, слагающих террасу. Значения
6|80 резко дифференцированы даже в пределах одного пласта
(табл. 6.13), еще более существенны различия в соседних лин¬
зах. Общий диапазон значений 5|80 в пластовых ледяных зале¬
жах превышает 18%о (от —34,3 до — 16,2%о), тогда как в син¬
хронных им жильных льдах они варьируют от —22,5 до — 19,9%о
(и отражает среднее значение содержания тяжелого изотопа
кислорода в зимних осадках).Можно предположить, что в формировании поверхностных и
подземных вод здесь участвовали и летние осадки. Значит, ис¬
ходный водоносный горизонт, который послужил источником
воды для образования ледяных линз, вероятнее всего, характе¬
ризовался значениями б180 от —20 до — 18%о. Его промерзание461
происходило в закрытых условиях, в результате интенсивное
криогенное фракционирование привело к ярко выраженной
дифференциации значений б|80 в разных залежах и даже в р<п*
ных частях одной и той же ледяной линзы. Доказательством
служат необычно низкие значения 5180 (ниже —30%о) в самом
нижнем из пластов; таких низких отрицательных изотопных ха
рактеристик воды в этом районе нет среди современных поверх
ностных вод, не было этого и в позднем плейстоцене (Vasil’chiik,
Trofimov, 1988); значит, это следствие фракционирования при
промерзании. Подобное активное фракционирование однознач
но указывает на внутригрунтовую природу ледяных пластои
линз в мерзлой толще.Таблица 6.11Распределение 6,80 в линзовидных ледяных пластах,
залегающих в толще первой террасы близ пос. Гыда1-я ледяная линза2-я ледяная линза3-я ледяная линза4-я ледяная линза121212124,6-30,14,15-17,73,7-22,93,1-20,14,5-34,34,05-19,83,5-24,22,9-23,34,4-30,72,8-16,2Примечание. 1 — глубина, м; 2 — б|80, %с.6.5.2.	Долина р. ЕнисейЛедяная гора. В долине Енисея, в устье р. Курейки (в 100 км
южнее г. Игарки) 20-метровая пластовая залежь (Ледяная гора)
сложного строения расположена на широте полярного круга
(Кузнецова, Карпов, 1989) Она имеет неровную поверхность и
залегает на глубине до 15 м (рис. 6.52). Изотопный состав залежи
был тщательно проанализирован (на рис. 6.53 показана только
малая часть полученных изотопных данных), но интерпретация
полученных результатов даже одними и теми же авторами (на¬
пример, Е.Г. Карповым) в разные годы трактовалась по-разно¬
му: одни и те же признаки приводились в доказательство и ее
внутри грунтового характера и ледникового происхождения. Это
нашло отражение в публикации Б.И. Втюрина и А.Ф. Глазовско-
го (1986), которые на базе одних и тех же данных (включая изо¬
топные) пришли к противоположным выводам.Всего из пластового льда Ледяной горы для изотопно-кисло-
родного анализа отобрано более 90 образцов; исследовались так¬
же образцы из текстурных льдов, атмосферные осадки и подзем
ные льды из других окрестных разрезов.462
максим.уровень\1 р.Енисей^ миним.
уровень1Ш11 02 (тт]з Е=34 ES35 [ZD6 Ш?РП8 ШП9 ГУПю ГзТзШ Е312 СТ131‘ис. 6.52. Строение обнажения Ледяная Гора (по Кузнецовой, Карпову, 1989).
I — пластовая ледяная залежь с грунтовыми прослоями; 2 — граница многолет¬
немерзлых пород близ русла Енисея; 3 — смешанный лес; 4 — мохово-расти¬
тельный покров; 5 — покровный суглинок; 6 — склоновые отложения; 7 —
глина с малым количеством валунов; 8 — валунный суглинок; 9 — песок; 10 —
галечник; 11 — температура пород по скважинам, °С; 12 — дно термокара;13 — местоположение буровых скважин и их номераГлавная особенность пластовой залежи Ледяная гора заключа¬
ется в однородности ее изотопно-кислородного профиля — боль¬
шая часть значений находится в пределах от —20 до —21,5%о. Её
изотопный состав заметно отличается от других типов льдов этого
региона: инъекционной пластовой залежи у пос. Таб-Саля (в сред¬
нем 5|80 = — 13,5%о), льда грунтовых прослоев в ледяной залежи
Ледяная гора (6180 изменяется от — 18,4 до — 17,6%с), ледогрунта
из обнажения Мамонтове (5180 = — 13,5%о) и на р. Большая Хета
(б|80 = — 15,8%о), а также от сегрегационных шлиров льда из
Игаркинского подземелья (6180 = — 14,1%с). Отдельные “выбро¬
сы” значений 5|80 в толще Ледяной горы в положительную сто¬
рону (до — 17,2%о) указывают на криогенное фракционирование,
что в сочетании с существенным изменением минерализации
льда от 10—80 мг/л в верхней части залежи до 200—340 мг/л
в средней и нижней ее частях свидетельствует о внутри грунто-463
Рис. 6.53. Распределение 6180 в 1|н'ц
скважинах в толще пластовой леям
ной залежи Ледяная Гора (по данным
Кузнецовой, Карпова, I9S9)вой природе этой уникальном
пластовой ледяной залежи.Приведенные изотопные дан
ные по пластовым льдам Яма
ла, Гыданского п-ва и долины
Енисея указывают на их про
имущественно внутригрун н>
вую природу, хотя среди них
не исключены и погребенные
ледяные залежи.6.5.3.	ЧукоткаИзотопная характеристика пластового льда на Чукотке иссле
дована в залежах долины р. Амгуэмы, на р. Танюрер, близ г.Апа
дырь и на побережье залива Онемен.Долина р. Амгуэмы. В среднем течении р. Амгуэмы (130 км се
вернее полярного круга), перед выходом ее на Ванкаремскую
низменность (рис. 6.54, а), изучена четко выраженная в рельефе
конечно-моренная гряда, перекрывающая древнее днище долины
Поверхность ее полого-холмистая, с отдельными глубоко вре
занными озерами. Абсолютные высоты в пределах гряды состав
ляют 100—189 м, а превышение над урезом реки достигает 120 м
Криогенное строение отложений изучено в шурфах глубиной до
20 м и по керну буровых скважин, а также в естественных обна
жениях. Состав ледниковых отложений неоднороден (рис. 6.54, б):
это преимущественно гравийно-галечниковые образования с ва
лунами с песчаным и супесчаным заполнителем, но встреча¬
ются и прослои песка и супеси без гравийного материала, на от¬
дельных интервалах разреза содержание валунного материала
достигало 25% и более.Криогенное строение ледникового комплекса весьма разно¬
образно. В супесях и песках прослеживается массивная криоген
ная текстура, местами переходящая в слоистую тонкошлировую:
шлиры толщиной до 1—2 мм расположены через 10—15 см. В
гравийно-галечниковых отложениях встречаются криогенные кор¬
ки толщиной до 3 мм. В некоторых частях разреза, приуроченных
обычно к залежам подземного льда, корковая криотекстура пере¬
ходит в базальную с льдистостью до 70—98%. Объемная льдис-
тость колеблется от 15 до 98%, как правило, она более 50%. За¬
лежеобразующие включения льда достигают 10 м и более, не-Абс. высота, м464
Рис. 6.54. Местонахождение многолетнемёрзлых толщ с погребенными ледни¬
ковыми льдами на Чукотке в низовьях р. Амгуэмы (а) и строение разреза (б —
по Королёву, 1993): 1 — валуны; 2 — галька; 3 — гравий; 4 — песок; 5 — супесь;
6 — щебень, дресва; 7 — коренные породы; 8 — мореносодержащий лед; 9 —
повторно-жильные льды; 10 — стратиграфический индекс; II — скважина и ее
номер; 12 — местоположение разрезаредко они выдержаны по простиранию на сотни метров и рас¬
положены на разных абсолютных высотах. Если в отношении
пластовых залежей между скв. 5 и скв. 10 на рис. 6.54, б, имею¬
щих резкие боковые контакты, ледниковую природу, можно
предполагать с большой определенностью, то перьеобразные
контакты залежей между скв. 2 и скв. 7 скорее указывают на
внутригрунтовую сегрегационную природу пласта.Часть этой ледяной залежи мощностью 11,5 м была детально
изучена в шурфе (рис. 6.55). Здесь лед залегает непосредственно
на элювии коренных пород, представленном глыбами, щебнем и
дресвой.Криогенная текстура подстилающих пород на контакте с за¬
лежью — базальная с объемной льдистостью 40—50%, ниже —
корковая с толщиной корок льда до 1,5 мм. Ледяная залежь пе¬
рекрывается гравийно-галечниковыми отложениями с суглинис¬
тым заполнителем серого цвета. В интервале 6,4—8,4 м во льду
наблюдается прослой гравийно-галечниковых отложений с сугли¬
нистым заполнителем. Лед залежи обладает характерной слоис¬
тостью со следами течения, обусловленной сложным сочетанием465
о24s? 6
s
VD
>>£ 8101214Рис. 6.55. Строение одного из фрагментов ледяной залежи, вскрытой шурфом и
долине р.Амгуэма и изотопно-кислородная диаграмма по пластовому льду (/;»
Китову, 1997): I — валуны; 2 — галька; 3 — супесчаный заполнитель; 4 — пе¬
сок; коренные породы; 5 — щебень, дресва; криогенная текстура: 6 — корко
вая, 7 — базальная; 8 — мореносодержаший лед; 9 — точки отбора образномдля изотопного анализапрозрачного и мутного льда. Присутствуют включения дресвы и
гальки диаметром до 4,5 см; округлые пузырьки газа диаметром
до 3 мм неравномерно распределены по разрезу в виде отдель¬
ных гнезд и невыдержанных прослоев, на глубине 10,5 м во льд\
встречены стебли травы.По данным изучения семи образцов в интервале глубин 4—12 м
(см. рис. 6.55), значения 5|Х0 варьируют от -26,6 до —25,1%оМ
целом изотопно-кислородный состав толщи однороден. Изотоп¬
ный состав современного снега в этом районе гораздо тяжелее,
-21%с, значения 6|80 в голоценовых и современных повторно -
жильных льдах изменяются от -20 до -18%с. Следовательно,
изученное ледяное тело не могло образоваться из современных
или голоценовых вод.Еще 30 образцов проанализировано из трех ледяных масси¬
вов, залегающих в песчано-гравийно-галечниковой толще (Ко¬
ролев, 1993). Диапазон изменений 5|Х0 оказался незначитель466
иым: на многие метры по вертикали и горизонтали сохраняются
значения от —29 до — 25%с (среднее —26,1 %о). В бортах долины
(к шурфах глубиной до 20 м) флювиогляциальные отложения
фациально замешаются склоновыми образованиями с сингене¬
тическими повторно-жильными льдами. Изотопный состав жиль¬
ных льдов оказался легче пластовых. Значения 5lsO в жилах ко¬
леблются от —29,2 до —27,3%о, а в текстурных льдах, вмещаю¬
щих жилы, составляет —26,7%о. По-видимому, подземные льды
и ледниковых и склоновых отложениях одновозрастны.Из слоя торфа в склоновых отложениях с глубины 12 м от
поверхности была получена радиоуглеродная дата 20600±600 лет
(МАГ-1309). Значит, склоновый комплекс пород и конечно-мо-
ренная гряда сформировались в позднем плейстоцене (Котов,
1997). Используя уравнения (4.19), можно заключить, что сред¬
неянварские температуры воздуха в период формирования скло¬
нового и ледникового комплексов отложений составляли от —40
до —45°С, а среднезимние — от —27 до —29°С, соответствующие
значения современных температур —24,6 и — 17,2°С.Данные по 24 ледяным залежам свидетельствуют о разнообраз¬
ном и нетипичном их залегании в разрезе конечно-моренной гря¬
ды в среднем течении р. Амгуэмы. В других районах пластовые
льды в большинстве приурочены к контактам валунных суглинков
и глин с иными породами. Об этом говорят данные Дж. Маккая
по 176 скважинам в районе Тактаяктак в Канаде, а также иссле¬
дования пластовых льдов на п-ове Ямал (Ермаковская залежь и
др.) и на Чукотке (залив Креста, Анадырский залив).Наиболее вероятной представляется погребенная (леднико¬
вая) природа ледяных пластов (Королев, 1993; Котов, 1997). Вы¬
сокая и неравномерная льдистость по разрезу конечно-морен¬
ной гряды, расположение её по внешней периферии существо¬
вавшего ранее ледника и преимущественно флювиогляциальное
происхождение слагающих осадков указывают на сингенетичес¬
кий характер их промерзания. Большинство из встреченных ле¬
дяных залежей либо погребены при осадконакоплении, либо
сформировались в процессе одновременного накопления и про¬
мерзания отложений. Часть льдов, по-видимому, имеет инъек¬
ционную и сегрегационную (в результате эпигенетического про¬
мерзания) природу.Долина р. Танюрер. В бассейне среднего и нижнего течения
р. Танюрер прослежена серия протяженных и достаточно высо¬
ких конечно-моренных гряд дугообразной формы. Морфоскульп¬
турные элементы этих гряд на низких высотах имеют очень
свежий облик, а выше по долине они выглядят гораздо более
древними. Наиболее полно представлены образования леднико¬
вого комплекса на восточном склоне хр. Пекульней в долине467
р. Куйвивеем — правом притоке р. Танюрер. В среднем течении
выделяются пять конечно-моренных гряд, из них три нижние
по течению перегораживают долину в 20 км от истоков реки
Высота гряд относительно уреза реки изменяется от 15—20 м и
береговых обрывах до 130 м у подножия коренных склонов.Возраст внешней конечно-моренной гряды получен на осно
ве |4С -анализов органики из флювиогляциальной толщи. Высо
та обнажения 18 м над урезом реки; за пределами внешней ко
нечно-моренной гряды в 1 км ниже по долине р. Куйвивеем
простирается пологонаклонная флювиогляциальная равнина. 11«>
растительным остаткам из слоя песка с включениями слабора i
ложившегося торфа в 6 м над урезом воды получены (Котом,
1998а) три радиоуглеродные даты: 16860±260 (GX-21531-AMS) и
21500±2750 (GX-21525) и 170001360 (МАГ-1502).Второй ледниковый комплекс в пределах Танюрерской рам
нины изучен по серии термоцирков от оз. Птичье на западе до
озер Мысовое и Затон на востоке (рис. 6.56). Крупный термо
цирк шириной более 100 м вскрывает гряду с крупными пласта
ми льда по правому берегу р. Танюрер, высота фронтальной
стенки достигает 14 м. Ледниковый комплекс пород перекрьи
отложениями ледового комплекса с мощными повторно-жиль
ными льдами, прослеживающимися до высоты 20 м над урезом
реки (см. рис. 6.56, б). Они представлены сильно льдистыми су¬
песями и пылеватыми песками с многочисленными включения
ми корешков травы. Породы ледового комплекса перекрыты
слоем супесей мощностью 1 — 1,5 м с пятнами ожелезнения, лин
зами и невыдержанными прослоями торфа толщиной до 5—10 см.
Из такой линзы торфа с глубины 1,5 м от поверхности (20,5 м
от уреза реки) получена радиоуглеродная дата 6880± 130 лет на
зад (МАГ-1505).Вся толща ледового комплекса пронизана мощными повторно
жильными льдами. Головы жил залегают на глубине 1,5—2,5 м
от поверхности, их вертикальная протяженность достигает 15 м,
ширина по верху 2—3 м, а нижние концы на 5—6 м внедрены в
подстилающие валунные суглинки. Пластовая ледяная залежь
видимой мощности до 3 м вскрывается в 300 м выше по тече¬
нию на правом берегу реки (см. рис. 6.56, в). Пластовый лед
залегает на глубине 2—3 м от поверхности, а над ним встрече¬
ны два обособленных блока льда неправильной формы шириной
1,5 и 3 м, высотой соответственно 0,5 и до 1 м. Строение льда в
этих блоках такое же, как и у основного пласта.В повторно-жильных льдах значения б|80 изменяются от -24,9
до — 21,3%о, 5D в этих же образцах варьирует от —191,5 до
—165,9%с. В пластовых залежах льда значения 5|80 колеблются
от —23,6 до — 21,7%о, 8D — от —181,3 до —165,2%о (рис. 6.57).468
Рис. 6.56. Породы криолитогенной гряды с пластовыми ледяными залежами по
правому берегу р. Танюрер (по Котову, 1998а): 1 — слоистая супесь; 2 — тонкое
переслаивание супеси и разнозернистого песка; 3 — толша гравийно-галечни-
ков отложений с редкими включениями валунов; 4 — торф; 5 — дернина; 6 —
повторно-жильный лёд; 7 — суглинок; 8 — галька; 9 — пластовый лед с приме¬
сями; 10 — чистый пластовый лед; 11 — граница мерзлых пород; 12 — осыпь;
13 — растительность; 14 — отбор образцов льда на изотопно-кислородныйи дейтериевый анапизыI	110 EZ311 ПТП12
ПГП13 ГЛ14469
20-sas8 15
j>CD10-5-IКриолитологическоестроение§180,%о-24 -22Шзко=:иш |р""о|L-O	ШТГq| a \ХШ |1I—— —/о о\ V*J IT! : : i ■1 Е^12^зГШ4
Щ6 1^17 ^18 cРис. 6.51. Строение более высокою
фрагмента криолитогенной гряды ни
р. Танюрер и вариации 5,кО в повтор
но-жильном и в пластовом льду этот
фрагмента (по Котову, !998и). Инг ]
топные определения выполнены и
Университете штата Колорадо: I ■
супесь, 2 — валунно-галечниковыг
отложения, 3 — молочно-белый му
зырчатый лёд, 4 — повторно-жи п.
ный лёд, 5 — мутный лёд с включс
ниями грунта, 6 — голубоватый нм7	— супесь и пылеватый песок леди
вого комплекса, 8 — сезонно-талый
слой, 9 — точки отбора пробЗначительно более легкий изотопно-кислородный и дейтерие*
вый состав позднеплейстоценовых подземных льдов по сравне
нию с современными свидетельствует о более суровом климак'
времени их формирования и вместе с криофациальным анализом
пород позволяет отнести пластовые ледяные залежи к погребен
ным остаткам плейстоценового ледника. На основе серии ра
диоуглеродных датировок из различных генетических типов отло¬
жений А.Н. Котов предположил, что в долине среднего и нижнего
течения р. Танюрер ледник существовал до 40 тыс. лет назад, а и
период от 40 до 20 тыс. лет назад формировался перекрываю
щий ледовый комплекс пород с сингенетическими повторно
жильными льдами холодного и сухого времени.Побережье залива Онемен. На северном побережье залива
Онемен (64°47' с.ш. и 176°58' в.д.) в 25 км от г. Анадыря пласто
вые залежи льда изучались в двух термоцирках, вскрытых к вос¬
току от мыса Рогожного по направлению к мысу Нерпичьему. И
обнажении, расположенном в 2 км севернее мыса Рогожною
(мыс Глубокий), выделено три разновозрастных криогенных го¬
ризонта с системами полигонально-жильных структур. По ре¬
зультатам более десяти радиоуглеродных датировок два нижних
криогенных горизонта формировались в последнюю стадию
позднего плейстоцена (т. е. они моложе 40 тыс. лет), а верхний —
в голоцене. В аналогичных и, видимо, одновозрастных толщах
на северном побережье залива Онемен в 4 км на юго-восток от
обнажения мыса Рогожного содержание 5|80 в повторно-жильных
льдах, по данным А.Н. Котова, колеблется от -27,3 до —23,8%»
Значения 5180 в пластовых льдах этого разреза варьируют также
в относительно широком и заметно более положительном диа
пазоне — от —16,7 до —20,7%о.470
В одном из обнажений вскрывается крупная пластовая за-
межь льда мощностью более 7 м, начинающаяся на высоте 2 м
над урезом воды. Лед залежи слоистый с субгоризонтальными
прослоями, обогащенными минеральными включениями. Плас-
ювый лед перекрывается ленточными глинами темно-серого
цвета без видимых включений обломочного материала. Крио-
юнная текстура снизу вверх изменяется от атакситовой до не¬
правильной крупносетчатой, постепенно ячейки сетки уменьша¬
ются, и шлиры льда утоньшаются до 1—2 мм в верхней части
слоя. В различных типах подземных льдов этого разреза М. Геем
По нашей просьбе выполнены анализы содержания дейтерия
(габл. 6.14), 5D в пластовых льдах заметно положительнее, чем
даже в голоценовых жилах этого разреза (от —123 до —150%с и
около — 170%с соответственно). В текстурных льдах из толщи,
имещающей пласт, значение 5D ещё выше до —90%с, что указы¬
вает на криогенное фракционирование, происходившее при
формировании ледяных залежей.Таблица 6.14Вариации дейтерия в пластовых и повторно-жильных льдах мыса РогожныйГлубина отбора образцов, тип льдаoD, %о1 измерение2 измерение1.85—2,05 м — ледово-песчаная жила-162,1-161,92,3—2,5 м — ледово-песчаная жила-172,2-171,42.8—2,3 м — ледово-песчаная жила-168,4-168,70,8—1.0 м — голоценовый повторно-жильный лед-166,3-165,70.8— 1.0 м — голоценовый повторно-жильный лед-171,1-170.42,5 м — лёд пластовый пузырчатый с красными
вкраплениями ржавчины размером до 5 мм-143.5-138.77,5 м — лёд пластовый прозрачный чистый, прак¬
тически без газовых включений-149,0-148,09,0 м — лёд пластовый с кровли пласта — прозрач¬
ный чистый, практически без газовых включений.
По кровле пласта прослеживается корка ржавчины
красно-коричневого цвета толщиной до 2 мм-123,49,0—9.5 м — текстурный лёд. практически из од¬
ного шлира толщиной до 2 см-90,212,2 м — лёд пластовый пузырчатый молочно-бс-
лого цвета-138,311,5 м — лёд пластовый пузырчатый чистый-150,3Примечание. Сборы А Н. Котова.471
Изотопный состав этих ледяных залежей указывает на boi
можную примесь морской воды в том водоносном горизонте, и i
которого они сформировались, — позднеплейстоценовый плас
товый лед по содержанию дейтерия оказывается тяжелее гол out*
нового на 20—30%о. Эта пластовая ледяная залежь сформирова
лась скорее всего сегрегационным путем, сопровождавшимся
интенсивным фракционированием, приведшим к отмеченным
различиям 5D в пласте почти в 30%о.Пластовая ледяная залежь на абсолютной высоте более 30 м
на склоне вблизи г. Анадырь мощностью около 2 м рассечена
сингенетическими ледяными жилами высотой более 5 м. Варна
ции 6180 в жилах составляют около 5%о (от —23,4 до — 18,6%о).
значения 6180 в пластовой залежи от —19,6 до — 19,7%о, а в тек
стурных льдах из песков от -22,7 до — 18,6%с. Голоценовые эпи
генетические повторно-жильные льды, вскрытые здесь в верх
ней части разреза склоновых отложений характеризуются значс
ниями 5180 от —17,3 до —16,4%о (Васильчук, 1992). Судя по
сравнительно однородному изотопному составу льда в разных
частях пластовой залежи и ее позднеплейстоценовому возрасту,
вероятен сегрегационный генезис в условиях открытой системы
с подтоком влаги извне. Таким образом, на Чукотке широко
распространены пластовые ледяные залежи разных типов — oi
ледниковых до сегрегационных и инъекционных.Такое разнообразие отразилось и в изотопных характеристи
ках пластовых залежей: наряду со сравнительно однородным со
держанием изотопов, присущих погребенным ледниковым льдам
и льдам, сформировавшимся в условиях открытой системы с
подтоком влаги к фронту промерзания, встречаются пластовыс
залежи с большими различиями в содержании стабильных изо¬
топов кислорода и водорода в разных частях залежи, обуслов
ленным интенсивным криогенным фракционированием при
синкриогенном льдовыделении в условиях закрытой системы
без подтока влаги извне.6.5.4.	Север КанадыВ западной части Канадской Арктики подземный пластовый
лед обычно встречается в районах, прежде испытавших оледене¬
ние, однако отмечены пластовые льды и во внеледниковых рай¬
онах, например, на прибрежной равнине Юкона.Дельта р. Маккензи. В дельте р. Маккензи на севере Канады
ряд встреченных залежей отнесен к внутригрунтовым, автохтон¬
ным, другие — к погребенным, аллохтонным, хотя окончатель
ная идентификация залежей еще не сделана. К таким сложно
интерпретируемым объектам относится 14-метровая пластовая
ледяная залежь на п-ове Пойнт в 4,5 км от пос. Тактояктак472
I'uc. 6.58. Изотопно-кислородная
/шаграмма многолетнемерзлых пород
п 4,5 км юго-западнее г. Тактояктак
н дельте Маккензи (по Fujino el al.,
I')83) по скважине, вскрывшей плас¬
товую залежь с песчано-глинистыми
нключениями мощностью до 10 см.
Измерения 5IS0 выполнялись в ин-
митуте водных ресурсов г. Нагоя в
образцах, отобранных с интервалом
через 2,5 смО/6 О, /оо
-32соXSю>.си дельте Маккензи. Ее изо¬
топный состав (рис. 6.58) дал
основание заключить, что за-
пежь образовалась как на¬
ложенный лед, сформиро¬
вавшийся путем конжеляции
поды, который впоследствии
был засыпан (Fujino et al.,1983). Значения 5180 колеб¬
лются по вертикали от —33,0
до —30,0%о, при этом локаль¬
ным минимумам значений
соответствуют стратиграфи¬
ческие изменения. Так, отри¬
цательная аномалия на глуби¬
не 13 м соответствует про¬
слою с включениями грунта.( читая лед погребенным, ав¬
торы ссылаются на однород¬
ность изотопных профилей
педников умеренных широт,
где интенсивная инфильтра¬
ция талой воды выравнивает
изотопный профиль в фирне,
а почвенно-грунтовые вклю¬
чения на глубине 13 м напо¬
минают донные осадки, осаж¬
давшиеся в озерном промер¬
зающем водоеме. Видимо,
здесь произошла метаморфи-
зация мощного погребенногоснежника (пакового льда) или промерзание донного льда на дне
озера, причем многократно повторялся процесс накопления зна¬
чительной массы снега и льда и протаивания (с последующим за¬
мерзанием) верхней части этого массива.473
По мнению X. Френча, пластовый внутри грунтовый и погре¬
бенный ледниковый лед сосуществуют на западе Канадской Арк
тики. Как показали его исследования, в теле внутригрунтовою
пластового льда контакт между льдом и вышележащими/подсти
лающими отложениями обычно постепенный и согласованный
Во многих местах фрагменты вмещающего грунта, замерзшего
одновременно со льдом, могут оказаться как бы “затекшими” и
чистый лед на глубину 10—20 см. В противоположность этому
погребенный лед должен быть старше вышележащих осадков, и,
следовательно, верхний контакт лед—грунт в таком ледяном
теле представляет эрозионную поверхность — результат древне
го протаивания (French, 1996).Согласно исследованиям X.М. Френча и Д.Г. Харри (French,
Harry, 1990), крупные включения пластового льда, обнаженною
вдоль южного берега Эскимосских озер (плейстоценовая дельт,i
р. Маккензи), имеют ледниковое происхождение (рис. 6.59, и).
Стратиграфически лед здесь находится под ледниковыми отло
жениями и характеризуется несогласиями, минеральными вклю¬
чениями, слоистостью, присутствием наклонных участков сдви¬
гов слоев льда, т. е. всеми характеристиками, которые Moryi
быть присущи ледниковому льду.Общая мощность пластового льда, обнаженного около Эски¬
мосских озер, составляла примерно 6 м. Лед был несогласно и
неравномерно перекрыт 10-метровой толщей косослоистых мел¬
ких, средних и грубых песков, содержащих расколотые обломки
у основания, с возрастающей вверх по разрезу рябью и редкими
слоями гравия по всему разрезу. Пески залегают местами непо¬
средственно над пластовым льдом, но в большинстве обнажений
он перекрыт полуметровым слоем льдонасыщенных серо-голу¬
бых глин, содержащих мелкую гальку, шарики грязи и редкие
крупные валуны. Маленькие пузырьки воздуха во льду срезаны
на контакте с вышележащим грунтом — очевидно, здесь имело
место протаивание.Графики распределения 6|80 и 5D (см. рис. 6.59, а) в общем
подобны, но нет возможности точно продемонстрировать, соот¬
ветствует ли их характер той зависимости, которая присуща ли¬
нии атмосферной воды (т. е. таким образом, определить, что лед
произошел из снега и он ледникового происхождения) или су¬
щественно отклоняется от этой линии (т. е. указывает на то, что
произошло неравновесное фракционирование в процессе замер¬
зания и сегрегационного происхождения залежи). Гипотеза сег
регационного происхождения не отрицает и очень медленного
промерзания хорошо перемешанного объёма воды, а при такич
условиях фракционирование водорода и кислорода идет, вероят¬474
EE3i \~}2 ШЯлРис. 6.59. Изотопно-кислородные диаграммы и диаграмма по дейтерию тексту¬
рообразующего и пластового льда: а — в районе оз. Эскимо, южнее пос. Такта-
яктак (по French. Harry. 1990) и б — в скважине, пробуренной геологической
службой Канады (в районе Инволютед Хилл) в 15 км к северо-востоку от горо¬
да Тактояктак (по Маскау, 1983): 1 — супесчано-суглинистая порода; 2 — песок;
3 — пластовый (сегрегационный) лед; 4 — ледогрунт (лед с песком)но, при более или менее равных скоростях и приводит к распре¬
делению изотопов, близкому к “атмосферному” льду. Наоборот,
при высокой скорости промерзания должно иметь место нерав¬
новесное изотопное фракционирование водорода и кислорода.
Стратиграфические наблюдения скорее поддерживают ледниковое
происхождение этого пластового льда, чем его сегрегационно¬475
инъекционный генезис, но изотопные данные не позволяют одно
ш^чно подтвердить это предположение (French, Harry, 1990).Пластовый лед в районе Инволютед Хилл, исследованнмн
Дж. Маккаем, также отличается легким изотопным составом
значения 6|80 колеблются между —31 и —35%о (рис. 6.59, (Л,
тогда как текстурообразующие льды в подстилающих песка\
имеют более тяжелый изотопный состав от —27 до —31%с. По
скольку не отмечено резкого перепада в значениях 6|80 при пе¬
реходе от массивного льда к подстилающим породам, можно
предположить, что они сформировались из одного и того же ис
точника воды (Маскау, 1983), и, следовательно, пластовая за
лежь является внутри грунтовой.Ледяные залежи, приуроченные к своеобразно ориентирован
ным грядовым формам рельефа высотой до 45 м, были изучены
в южной части о. Ричардса в дельте р. Маккензи (рис. 6.60)
Здесь значения 5|80 в позднеплейстоценовых пластовых и тек
стурных льдах были низкими (ниже —34%о) в толще этих гряд и
заметно более высокими (до —23%о) в перекрывающих отложе¬
ниях. Исследованные гряды связали с позднеплейстоценовым
оледенением, а пластовые залежи интерпретированы как захоро¬
ненные остатки ледников (Dallimore, Wolfe, 1988). Есть и другое-
мнение: И.Д. Данилов, исследовавший пластовые залежи и по
добные формы рельефа на Ямале, пришел к выводу о том, что
ориентированность гряд обусловлена тектоникой, а высокая
льдистость отложений — процессами сегрегационного льдовы-
деления при промерзании. Подобный же генезис он предполага¬
ет и для залежи льда на о. Ричардса (Данилов, Ружанский, 1998).К залежам погребенного типа отнесен мощный пласт льда и
4 км юго-западнее г. Тактояктак. Возраст этой ледяной залежи
от 17 до 10 тыс. лет, а подстилающие пески, согласно радиоуг¬
леродным датировкам, образовались 53—55 тыс. лет назад. На
рис. 6.61, а заметен тренд сверху вниз от более отрицательных
к более положительным значениям §180, не соответствующий
сегрегационной гипотезе формирования залежи (в условиях от¬
крытой системы) в равновесных условиях. К тому же и структу¬
ра ледяных кристаллов отличается от той, какая возникает при
сегрегационном процессе: практически в каждом слое льда она
отличается своими особенностями. Все это заставляет исклю¬
чить сегрегационное происхождение залежи. Данные изотопно¬
го анализа, химического состава льда, анализа кристаллов льда и
распределения пузырьков говорят о том, что в формировании
залежи участвовало несколько рахтичных процессов, но в целом
она представляет собой метаморфизированный погребенный
фрагмент покровного оледенения (Fujino et al., 1988). Время476
Влажн.,5180, %о % Глубина, м
-34 -26 100 0о-21,6 .
о-20,8 \У7-2101151901^ЧЛед15Скв. 219SO<1 EZ3 2 j 13 Г°~°145	6 Ё=^7 ПдзП8Rnaww5180, %о	% Глубина, м-32 -28 -22 100 О
-23•30Рис. 6.60. Изотопно-кислородные диаграммы по позднеплейстоиеновым пласто¬
вым и текстурным льдам в скважинах, пробуренных на о.Ричардса, в дельте
р. Маккензи (по Dallimore, Wolfe, 1988): а — скважина 2I9S04, пробуренная в
толще водно-ледниковой террасы, близ оз. Яя (южная часть острова), б — сква¬
жина 216S05 в водно-ледниковых вторично перемытых отложениях в точке
Луизе-Пойнт (7 км восточнее оз. Яя): 1 — пластовый лед; 2 — супесь; 3 — пе¬
сок, переслаивающийся с супесью; 4 — песок с редкими прослоями гравия;5	— озерная супесчано-суглинистая пачка; 6 — суглинок с горизонтальными
шлирами льда; 7 — супесь с редкими прослоями песка и многочисленными
прослоями льда; 8 — прослои грунта в пластовых льдахформирования пласта, как уже было отмечено, от 17 до 10 тыс.
лет назад, и это впоследствии было подтверждено датированием
пузырьков углекислого газа во льду методом AMS (Moorman et.
al., 1996).И все же погребенную природу залежи нельзя считать уста¬
новленной, поскольку разброс значений 5|80 превысил 5%о, а
отчетливо выраженный тренд значений 5|80 от отрицательных
вверху разреза к более положительным значениям вниз по раз¬
резу скорее указывает на внутригрунтовое образование пласта в
результате промерзания водоносного горизонта в песке, привед¬
шее к столь заметному криогенному фракционированию.477
аб8180, %о	S042' (х103цг/л)СГ (Мг/Л)Рис. 6.61. Изотопно-кислородная (а) и гидрохимические (б) диаграммы по сква¬
жине, вскрывшей мощную пластовую залежь в 4 км юго-западнее г. Тактояктак
в дельте р. Маккензи (по Fujino et а!., 1988)Полуостров Фошеим на севере о. Элсмир. На п-ове Фошеим
(о. Элсмир) в Канадском Арктическом архипелаге (80° с.ш.,
86° з.д.) крупные ледяные тела встречаются на низменностях,
окружающих фьорд Эурека Саунд. Для полуострова характерен
климат холодной полярной пустыни: среднегодовая температура
воздуха — 19,7°С, а ее среднегодовая амплитуда 43°С, осадков вы¬
падает всего 64 мм/год, в том числе 60% в виде снега. Этот рай¬
он находится на оси гипотетического позднеплейстоценового
Иннуитского ледникового щита. В самом конце позднего плей¬
стоцена здесь существовали небольшие ледниковые шапки, ка¬
ровые ледники были более обширными и море занимало широ¬
кие прибрежные и внутренние низменности. Дегляциация полу¬
острова, возможно, произошла около 9,5 тыс. лет назад (Pollard,
Bell, 1998).Скважинами, пробуренными в центре полуострова, было об¬
наружено свыше 500 м мерзлых толщ. Все обнажения пластового
льда располагаются здесь ниже границы высокой голоценовой
морской трансгрессии, когда уровень моря был на 142—149 м
выше современного, и почти всегда обнаруживается верхний478
контакт ледяной залежи с тонкозернистыми морскими осадка¬
ми. Обычно эти осадки состоят из ила с редкими тонкими пес¬
чаными слоями. Они накопились в результате осаждения сус¬
пензии из мутьевых потоков в морских бассейнах при поступле¬
нии значительных масс талых вод. Морские осадки достигают
максимальной мощности около 36 м, они откладывались от 5,9
до 9,6 тыс. лет назад.Исследованная пластовая залежь достигает толщины 8—9 м.I	ё контакт с морскими осадками постепенный — на протяже¬
нии десятков сантиметров толща изменяется от слоистого ила к
льдистому илу и далее к иловатому льду и, наконец, к чистому
пьду, либо от массивной глины к глинистым отложениям с сет¬
чатой криотекстурой и далее к белому льду, содержащему слойки
глины, и к чистому льду.Значения 5180 изменяются от —28,9 до — 34,8%с в сетчатом
льду, от -33,0 до —36,8%о — в пластовом льду (рис. 6.62) и со¬
ставляют —36,0%о ледяном вертикальном шлире из близлежаще¬
го обнажения третичного песчаника. Значения 5180 вмещающих
отложений сходны со значениями для пластового льда; более
положительные значения выше по разрезу, очевидно, отражают
поступление поверхностных вод. Сходство значений 5180 и их
изотопные характеристики предполагают общий источник воды
в виде осадков при очень холодных условиях.Пластовый лед на п-ове Фошеим считается (Pollard, Bell, 1998)
внутригрунтовым по следующим
признакам: 1) лед согласно пере¬
крывается вышележащими мор¬
скими осадками и имеет внутрен¬
нюю слоистость, параллельную
верхнему контакту льда с вмещаю¬
щими отложениями. Лед не содер¬
жит признаков первичного таяния
или эрозионных контактов, кото-Рис. 6.62. Стратиграфическая колонка и
профиль SlsO пластовой ледяной залежи
и вмещающих ее мерзлых пород для точки
у р. Слайдр на побережье Фьорд Эурека
Саунд. Канадская Арктика. Выделены че¬
тыре стратиграфические единицы: а и б —
морские фации, в — пластовый лед иг —
выветрелый третичный песчаник. Данные
но распределению SlsO показывают не¬
прерывный профиль как в пластовой за¬
лежи, так и в перекрывающих и в под¬
стилающих осадках (по Pollard, Bell, 1998)
рые говорили бы о его формировании до погребения; 2) kohtiiki
льда с вышележащими морскими отложениями постепенен, чт
говорит о более молодом возрасте льда по сравнению с морски
ми осадками; 3) кристаллографические характеристики льда и
вид газовых включений в нем типичны для сегрегационно! о
льда; 4) включения осадков в пластовом льду сходны с вышеле
жащими морскими осадками; 5) хийжческий состав текстурного
льда в морских отложениях и пластового льда неодинаков. По
скольку в большинстве случаев погребенный лед формируется
не из локальных подземных вод, а из другого источника, то, как
правило, возникает несоответствие химических и физических
характеристик между пластовым льдом и вмещающими отложен
ниями. Здесь, правда, надо заметить, что сегрегационный лел,
образовавшийся из талой ледниковой воды, может иметь те же
химические характеристики, что и ледниковый лед, хотя изо¬
топные характеристики, особенно соотношение 5D и 5lsO, будут
иными.Рассматриваемый пластовый лед вряд ли является погребен
ным ледниковым еще и потому, что он находится ниже голоце
новой морской границы, а маловероятно, что остатки леднико¬
вого льда выдержали бы продолжительное морское затопление,
кроме того, не удалось найти ледниковых форм рельефа, при
уроченных к этим пластовым телам.Авторы (Pollard, Bell, 1998) говорят о двух стадиях в истории
развития мерзлых толщ региона: в первую стадию до 8—9 тыс. лет
назад локальные условия не способствовали широкомасштабной
сегрегации льда, а во вторую стадию в результате гляциоизоста
тического воздымания сложились подходящие ландшафтные усло¬
вия (т. е. вмещающие отложения) и условия окружающей среды
(т. е. температура грунта, источник воды) для формирования
подземного льда.Радиоуглеродные датировки раковин из морских отложений
долины р. Слайдр, где выполнялись описываемые исследования,
дают возможность предположить, что самый высокий уровень
моря, вероятно, был около 10,6 тыс. лет назад и дальше он оста¬
вался высоким до 8,7 тыс. лет назад или даже несколько позже.
Существовавшие до морской трансгрессии плейстоценовые мерз¬
лые породы, вероятно, подверглись деградации в результате рез¬
кого повышения температуры от — 19°С до нуля и продолжи¬
тельного затопления и были разрушены. В результате сильного
потепления, произошедшего 8—9 тыс. лет назад, и соответствую¬
щего увеличения стока с ледников возрастали скорости накоп¬
ления морских слоистых осадков в первоначально затопленном
бассейне р. Слайдр (6 мм/год между 9,1 и 7,9 тыс. лет назад).480
Далее, между 8,5 и 7 тыс. лет назад, относительный уровень
моря упал до 70 м, обнажив тонкозернистые морские осадки.
Именно в это время началось формирование многолетнемерз-
1ых толщ и подземных льдов, захватывавшее все новые террито¬
рии по мере отступления береговой линии.По мере того как многолетнее промерзание достигало осно-
иания слоя морских отложений, в нижележащих выветрелых по¬
родах формировался мощный однородный слой подземного
иьда. Источником формирования льда служили талая ледниковая
Или снеговая вода, либо морская вода. Соотношение содержания
основных ионов и изотопов кислорода в подземных льдах дают
основание предположить, что основой была талая вода, смешан¬
ная с небольшим количеством засоленной поровой воды и с во¬
дой атмосферных осадков.Таким образом, подземный лед на п-ове Фошеим широко
распространен ниже границы голоценовой морской трансгрес¬
сии и имеет внутри грунтовое происхождение; динамика много-
петнемерзлых толщ тесно связана с оледенением и колебаниями
уровня моря в раннем голоцене: отложения пластового льда
формировались сингенетически, по мере того как морские осад¬
ки осушались и промерзали.Приведенные данные указывают, что в позднеплейстоцено-
ных многолетнемерзлых толщах севера Канады встречаются
пластовые льды разного происхождения и, по-видимому, разно¬
го возраста. Некоторые льды неледникового происхождения
были впоследствии сильно деформированы либо под давлением
ледника, либо в результате процессов крипа. Эти льды вероятно
сегрегационного происхождения, — они образовались в резуль¬
тате замерзания водонасыщенных песков или выделения поро-
ной влаги. Но здесь присутствуют и пластовые льды ледниково¬
го происхождения, которые подвергались частичному таянию и
последующей режеляции перед окончательным захоронением.
Будучи погребены слоем абляционной морены, они имели до¬
полнительную “броню” для захоронения.При промерзании и формировании пластовых льдов в закры¬
той системе должно происходить изотопное фракционирование,
отражающееся на соотношении значений 5D и 8180. Прямая ли¬
нейная зависимость между этими двумя изотопными характе¬
ристиками с углом наклона линии регрессии около 6, что заметно
ниже угла наклона линии атмосферной воды (около 8), который
можно ожидать для погребенного ледникового льда. Существу¬
ющие морфологические критерии для диагностики погребенных
ледниковых и пластовых льдов часто менее эффективны. Из¬
вестно, что лед в основании ледника, как правило, содержит481
значительные прослои обломков и подвергается неоднократном\
таянию и замерзанию, в результате он оказывается похожим in
пластовый внутригрунтовый лед.Другие ледяные тела в прибрежных низменностях дельты
р. Маккензи сегрегационно-инъекционного происхождения.
Они встречаются как в пределах распространения позднеплей
стоценового оледенения, так и вне их. Именно такое ледяное
тело обнаружено на п-ове Пойнт около пос. Тактояктак. Крио¬
генные структуры ледяных даек аналогичны структурам перифе¬
рийных даек в лакколитах и других интрузивных телах. Соглас¬
но выводам Дж. Росс Маккая, ледяные дайки должны находить¬
ся рядом с пластовым сегрегационным и сегрегационно-инъекци
онным льдом, так как для их роста требуется вода под давлени¬
ем. В этих местах X. Френч наблюдал сильно деформированное
ледяное тело мощностью 6—8 м, залегавшее согласно под и нал
илистыми песчаными отложениями неледникового происхожде¬
ния. Такое стратиграфическое положение, по его мнению, сви
детельствует о сегрегационном происхождении льда с последую¬
щей деформацией в результате ледниковых или тектонических
процессов (French, 1996).Большинство пластовых льдов в Канадской Арктике находит
ся в пределах границ плейстоценового оледенения. Это застав¬
ляет искать взаимосвязь между динамикой покровного оледене¬
ния, эволюцией мерзлых толщ и формированием подземных
льдов. Интересна гипотеза, предложенная В. Рэмптоном, кото¬
рый рассматривает рост мерзлых толщ и формирование пласто¬
вого льда межледниковой эпохи позднего плейстоцена. Талая
вода в основании ледника может перемещаться к языку ледник;!
и промерзать на его периферии с образованием пластовых льдов
сегрегационного типа. В результате локальных повторных насту-
паний ледника промерзшие подстилающие отложения, включая
сегрегационные пластовые льды, могут деформироваться. Эта
гипотеза объясняет источник воды, формирующий крупные
пластовые льды, и механизм ее движения к фронту промерза¬
ния, а также низкие значения 5180 в подземных пластовых
льдах. Однако есть и ограничения, в первую очередь геотерми¬
ческие, а также связанные с соотношением времени подвижек
ледника и времени формирования мощных ледяных пластов,
которые не позволяют применять эту гипотезу в таком виде.Исходя из динамики толщ мерзлых пород в районе п-ова Так¬
тояктак и среднегодовых температур поверхности (—8...—9°С),
требуется около 1000 лет для формирования мерзлых толщ мощ¬
ностью в несколько метров. При этом нет гарантии, что мерз¬
лые породы под массивом покровного льда полностью дегради¬
руют за сравнительно короткую эпоху оледенения. Поэтому сце¬
нарий деградации мерзлых пород вслед за формированием круп-482
пых подземных льдов в позднем плейстоцене, предложенныйB.	Рэмптоном, вряд ли правдоподобен. Другое ограничение ги¬
потезы относится к соотношению механизма проникновения
воды к нарастающим многолетнемерзлым породам и скорости
отступания ледника. Ведь за 1000 лет, необходимые для форми¬
рования мощного пласта чистого льда, фронт ледника может от¬
ступить на несколько десятков и даже сотен километров. Для
формирования 30—50-метрового пластового льда надо, чтобы
иода не только прошла все это расстояние под давлением, но и
преодолела барьер из мерзлых пород на своем пути. А может ли
пластовый лед толщиной в несколько десятков метров форми¬
роваться по модели В. Рэмптона на некотором расстоянии от
границы льда, если фронт льда фактически неподвижен? Если
это так, то возможно стабильное сосуществование ледникового
покрова с мерзлыми породами, в которых формируются пласто¬
вые льды в перигляциальных отложениях, как предположилиC.	Дэллимор и С. Вольф (Dallimore, Wolfe, 1988) для о. Ричард.
Эта упрощенная модель парагенеза более правдоподобна. Она
может включать наступание ледника, сопровождаемое таянием
только верхних слоев мощных мёрзлых толщ, которые насыща¬
ются водой под давлением, создаваемым ледником. В такой си¬
туации при отступании ледника или уменьшении мощности
льда у краев ледника в перигляциальной области могут форми¬
роваться многолетнемерзлые породы с мощными пластовыми
ледяными залежами.В результате отмеченного механизма, по мере того как вода
двигалась бы к фронту промерзания под действием гидравличес¬
кого градиента (а при малой мощности льда и без гидравличес¬
кого градиента), при выделении поровой влаги формируется
подземный лед с высокими отрицательными значениями 5|80. В
последнем случае выделение только поровой влаги из замерзаю¬
щих водонасыщенных песков может оказаться достаточным для
формирования необходимых объемов льда. Например, при по¬
ристости 35% участок 50-метровой толщи водонасыщенных пес¬
ков размером 400x200 м даст ледяной пласт площадью 500 м2 и
мощностью 25 м. Именно такие размеры имеет крупный ледя¬
ной пласт на п-ове Пойнт (French, Harry, 1990).Как видно из изложенного, изотопные данные не всегда со¬
гласуются с криостратиграфическими выводами, но помогают
генетической идентификации ледяных залежей. Один из путей
развития изотопных методов в этом направлении — изучение
эталонных разрезов пластовых залежей, генезис которых не вы¬
зывает сомнений, например в голоценовых торфяниках или в
ядрах бугров пучения.Юкон. На р. Юкон исследована сегрегационно-инъекционная
пластовая залежь в голоценовых отложениях. Сезонные инъек¬483
ционные бугры пучения — кратковременные криогенные явле¬
ния; они формируются каждую зиму в районах распространения
многолетней мерзлоты, когда подземные воды разгружаются и i
замерзающих замкнутых объемов по мере про!иерзания и усиле¬
ния гидростатического давления. Процесс формирования инъек¬
ционного бугра часто бывает двухступенчатым. На первой ста¬
дии поверхность активно выпучивается по мере того, как гидро¬
статическое давление подземных вод в активном слое превыша¬
ет допустимое; отмечались скорости роста до 0,55 м в день. Во
вторую стадию рост происходит гораздо медленнее, так как
вода, содержащаяся в ядре бугра, замерзает постепенно.В районе Норз Форк Пасс были отобраны образцы льда из буг¬
ра пучения и в них определено содержание l80, D и 3Н (рис. 6.63).
Ставились три задачи: 1) определить, действительно ли это лед
инъекционного бугра пучения, который сформировался в усло¬
виях закрытой системы; 2) установить источник воды, из которой
сформировался бугор; 3) рассмотреть роль тритиевого анализа
при изучении подземных льдов.Территория Норз Форк Пасс расположена в южной части гор
Огилви в удаленном от моря районе Юкона. В равнинной части
вечная мерзлота здесь прерывиста, но начиная с отметок 1200 м
и выше, она становится сплошной. Несколько групп источни¬
ков разгружаются в р. Ист Блакстоун непосредственно к северу
от Норз Форк Пасс. Одна из таких групп расположена в трещи¬
не на западном склоне долины; она питает маленькое озеро и
поддерживает условия высокой влажности в плохо дренируемой
альпийской тундре. Зимой здесь образуются обширные наледи и
инъекционные бугры пучения. В этом районе было исследовано
более 65 таких бугров (Michel, 1986).Относительная насыщенность осадков стабильными изотопа¬
ми кислорода и водорода изменяется по временам года. Летние
осадки обычно обогащены тяжелыми изотопами (180 и D). В
подземных же водных системах изотопные различия сглажены —
их изотопный состав близко отражает среднее годовое поступле¬
ние осадков. Чаще всего лед обогащается тяжелыми изотопами
180 и D в процессе замерзания, а оставшаяся жидкая фаза обед¬
няется ими. Значения б180 и 6D льда в изотопном равновесии с
водой оказывается на 2,8 и 20,6%о более положительными, чем
вода.Рис. 6.63. А. Изотопно-геохимические: кислородная (а), дейтериевая (6) и три-
тиевая (в) диаграммы сегрегационно-инъекционной пластовой залежи в голо-
ценовых отложениях района Норз-Форк Пасс, Юкон, север Канады, в 300 км
юго-западнее г.Инувик. Б. Регрессионные прямые соотношения изотопного ат¬
мосферного стандарта Крейга и местных вод из источников и снежного покро¬
ва (по Michel, 1986): 1 — торф; 2 — лед; 3 — торф с грунтом; 4 — подошвасезонно-талого слоя484
-120 —-140 —од?Q-160 —«3-180 —-200 —-220 —-30 -28 -26 -24 -22 -20 -18 -165180,%оr^'inij 1 ПзИ2 В4485
При формировании инъекционного бугра пучения в открм
той системе с непрерывной подпиткой из нижних горизонти
водой с постоянным изотопным составом значения б|80 и 611
вероятно, будут относительно постоянными по всей мощности
ледяного тела. Аналогичная картина должна наблюдаться и при
очень быстром замерзании с незначительным фракциониронм
нием в закрытой системе.Во льду инъекционного бугра, формирующегося в равновес¬
ных условиях закрытой системы, идет длительный процесс мел
ленного промерзания с постоянно сокращающимся объемом не»
замерзшей воды или суспензии. При этом вначале формирую ген
более изотопически тяжелые льды, а на конечной стадии про
мерзания — самые легкие льды (существенно более легкие, чем
исходная вода). Процесс замерзания в закрытой системе можа
быть описан уравнением дистилляции Релея. Изотопный состав
большей части льда, образовавшегося в закрытой системе, отр;|
жает изотопный состав воды источника.В рассматриваемом исследовании значения 5|80 и 5D в воле
из источников и снежного покрова хорошо согласуются с ли
нией глобальной метеорной воды, описанной X. Крейгом (см
рис. 6.63, Б). Концентрации трития в водах (110—161 ТЕ) зна
чительно выше соответствующих значений в образцах местных
осадков (не более 50 ТЕ), что указывает на то, что вода из ис¬
точников представляет собой осадки, выпавшие здесь 10—15 го¬
дами ранее.Осредненные значения б180, 5D и 3Н для образцов льда и i
инъекционных бугров пучения равны соответственно —22,5%о,
— 171%о и 149 ТЕ и близки к значениям, полученным для вол
местных подземных источников, т. е. состав подземных вод схо¬
ден с составом вод, изливающихся из источников, формирую
щих лед инъекционных бугров пучения.Вода, присутствующая в перекрывающем лед торфяном слое
имеет немного более отрицательные значения б|80 и 5D, чем в са¬
мом верхнем массивном льду, а последние менее отрицательны,
чем значения воды источника. Все это — результат неравновесных
изотопных эффектов при промерзании. В целом профили б180 и
5D указывают на продолжительное замерзание постепенно умень
шающегося объёма воды, который активно обеднялся тяжелыми
изотопами, что свидетельствует о непрекращающемся фракциони
ровании в процессе замерзания без каких-либо потерь воды. Та
ким образом, лёд исследованного инъекционного бугра представ¬
ляет один цикл промерзания в почти идеальных условиях закры
той системы.Под массивным льдом в этом обнажении находится слой льдо¬
насыщенного торфа мощностью 26 см, где значения 5180 и 5D
близки к значениям и для воды источников и для пластового486
I льда. Очевидно, здесь замерзали последние порции воды. Весь на-
I холящийся сверху пластовый лед содержит крупные, вертикаль¬
ные столбообразные кристаллы льда, указывающие на горизон-
I тльное положение фронта промерзания. Очевидно, ледяное ядро
формировалось путем промерзания сверху вниз, в результате од-
I кого единственного периода длительного промерзания без потери
поды. В то же время льдонасыщенный торф с промежуточным
I изотопным составом, очевидно, промерзал в результате восходя¬
щего продвижения фронта от поверхности многолетнемёрзлых
I пород.Изотопное фракционирование в процессе формирования
массивного ледяного ядра может быть рассмотрено в понятиях
I модели дистилляции Релея. Путем изменения фактора фракцио¬
нирования (а) можно получить семейство кривых для 5|80 и 6D.
На рис. 6.63 данные 5|80 приближаются к кривой равновесия
(а= 1,0028). Это свидетельствует о том, что фракционирование
изотопов кислорода в закрытой системе происходило в условиях
равновесия или близких к ним. Вместе с тем данные 5D на
рис. 6.63 соответствуют типу кривой со значением а (1,0130),
г. е. значительно меньшим, чем константа равновесного фрак¬
ционирования 2Н при этих температурных условиях (1,0206).
Очевидно, что условий равновесия при фракционировании изо¬
топов водорода в процессе замерзания не было, а изгиб кривой
SD указывает на замерзание в условиях закрытой системы. По¬
скольку водородные данные указывают на существование нерав¬
новесных условий, маловероятно, что изотопы кислорода нахо¬
дятся в равновесии. Причина возникновения состояния равно¬
весия, продемонстрированная кислородными данными, неиз¬
вестна, но может быть связана с эффектами, зависящими от
типа изотопов, либо с повторным замерзанием оттаявшего льда.График на рис. 6.63, Б, построенный по значениям б|80 и 6D
для инъекционного бугра, сформировавшегося из локальных
подземных вод, пересекает глобальную линию метеорных вод.
Верхние слои льда располагаются на графике справа, нижние —
слева, причём расстояние между точками постепенно увеличи¬
вается, особенно в нижней половине графика. Это, вероятно,
указывает на существование одного цикла промерзания в закры¬
той системе без утечки воды.Результаты анализов |80, D и 3Н в водах источников и во льду
инъекционных бугров пучения указывают на формирование ледя¬
ных ядер из местных подземных вод, разгружавшихся в виде по¬
верхностей фильтрации и нескольких источников. Системы пото¬
ков подземных льдов пополняются местными атмосферными
осадками, при этом необходимо 10—15 лет, чтобы они достигли
области разгрузки. Прогрессивное уменьшение содержания тяже¬
лых изотопов с глубиной указывает на сокращение объема остав¬487
шейся незамерзшей воды в процессе ее промерзания в почти иде¬
альных условиях закрытой системы. Лед формировался длитель¬
ное время, в течение которого горизонтальный фронт промерза
ния смещался вниз. Угол наклона линии регрессии для данных
5180 и 5D льда инъекционных бугров пучения равен 5,1, что зна
чительно меньше угла наклона 8,0, характерного для линии гло¬
бальных метеорных вод. Это говорит о том, что изотопное фрак¬
ционирование в процессе промерзания и образования ледяного
ядра происходило в неравновесных условиях. Постоянное, без за¬
метных скачков, уменьшение содержания тяжелых изотопов при
промерзании свидетельствует о том, что процесс фракционирова¬
ния не прерывался в течение всего процесса промерзания (Michel,
1986). Источником льда служили местные подземные воды, а про¬
мерзание происходило постепенно, в основном сверху вниз, при
некотором участии промерзания снизу.Суммируя результаты изучения стабильных изотопов в плас¬
товых льдах, можно сделать следующие выводы.1.	Пластовые залежи внутри грунтового, автохтонного типа
резко отличаются по изотопному составу слагающего их льда от
пластовых залежей погребенного типа. Диапазон вариаций 5|80 н
пластовых льдах разного генезиса, даже в одном и том же районе,
может превышать 20%о, а диапазон 5D — 150%с.2.	Одним из главных признаков внутригрунтовых сегрегаци¬
онных и инъекционно-сегрегационных льдов, формировавшихся
в условиях закрытой системы, служит резкий контраст изотоп¬
ных характеристик по вертикали, и при сравнении соседних за¬
лежей Д5180 может превышать 18%о, а Д5Е) — 120%с).3.	Изотопный состав аллохтонных погребённых ледяных зале¬
жей, как правило, однороден по вертикали, когда захоранивались
покровные льды местных водоемов или наледи, но может быть и
резко негативным, если лед принесен из более холодных районов.4.	Погребенные ледниковые и припайные ультрапресные ле¬
дяные залежи с резко отрицательными значениями 6|80 и 5D
могут встречаться и в заиленных толщах морского генезиса. При
этом текстурные льды оказываются изотопически более тяжелыми
(Д5|80 между льдом пласта и текстурным льдом может превы¬
шать 15%с, a A6D — 100%о). Негативные изотопные характерис¬
тики имеют и пластовые залежи, формировавшиеся из водонос¬
ных горизонтов непосредственно под морскими отложениями.5.	Для получения более точных результатов при интерпретации
генезиса пластовых залежей, помимо изотопных характеристик,
следует привлекать данные сопряженных видов анализов: гидро- и
геохимического, палеонтологического, палинологического, анали¬
за ферментной активности, микробиологического и др.
Часть 3ИЗОТОПНЫЙПАЛЕО¬ХРОНОМЕТРПомимо стабильных изотопов в
природных льдах распространены ра¬
диоактивные изотопы. Они входят в
состав молекул воды, газовых включе¬
ний, частиц и растворимых примесей.
Одной из важнейших характеристик,
использующейся для исследования
возраста льда, является период полу¬
распада радиоактивных изотопов, т. е.
время, по прошествии которого от
первичного равновесного количества
радиоактивного изотопа, выведенного
из активной атмосферно-криосферно-
гидросферной системы и захоронен¬
ного во льду, остается половина.Чтобы определить период полурас¬
пада, надо знать глобальное содержа¬
ние изотопов и скорость их воспроиз¬
водства. Обычно в качестве исходно¬
го постулата принимается равенство
глобальной концентрации изотопов в
прошлом и в настоящее время. Пе¬
риоды полураспада некоторых ра¬
диоактивных изотопов приведены в
табл. 1.4. Радиоактивные изотопы ис¬
пользуются как для определения воз¬
раста льдов, так и для изучения их
генезиса, метаморфизма, условий на¬
копления и консервации.Существует два основных источ¬
ника изотопов во льду: 1) аэрозоли и
газы, образованные на суше или в
океане и уже существующие в атмо¬
сфере с момента ядерного синтеза
вместе с дочерними продуктами рас¬
пада; 2) внеземное вещество или
результат взаимодействия земной ат¬
мосферы с космической радиацией.
Время пребывания радиоактивных
изотопов в атмосфере, как правило,
ограничивается несколькими годами.
Изотопы урана и тория попадают в
снежный покров вместе с осадками
из нижних слоев атмосферы, где их
нахождение обусловлено радиоактив¬
ной пылью с поверхности земли и489
испарением морских аэрозолей. Поэтому концентрация этих изо¬
топов связана с соотношением площадей суши и моря и степс
ни их покрытия льдом. Средняя концентрация урана и тория и
ледниковом покрове Антарктиды составляет 0,5 распДмин • ki ),
а концентрация радия здесь значительно ниже — менее
3- !0“3 распДмин • кг), чем в атмосферных осадках других ком
тинентов.В зависимости от длительности периода полураспада и кониен
трации того или иного радиоактивного изотопа они могут исполь¬
зоваться для датирования льдов разного возраста. Возраст льдоц,
формировавшихся за последние 50—100 лет, можно определять по
свинцу-210 — продукту распада радона, так как каждый слой и
толще представляет собой замкнутую систему со времени отложе
ния изотопа 210РЬ вместе со снегом. Но нельзя не помнить, что и
Южном полушарии, особенно в Антарктиде, концентрация 2|0Р1>
значительно ниже, чем в Северном из-за недостатка континен¬
тальных воздушных масс — источников радона (Котляков, Горди
енко, 1982). Так, в северной части Гренландии содержание 2|0РЬ
в снегу 2,8, а в Антарктиде 1,5 распДмин • кг).Среди радиоизотопов космогенного происхождения для ис¬
следования возраста льдов используют нестабильный изотоп во¬
дорода — тритий 3Н. Он постоянно содержится в атмосферном
водяном паре, будучи образованным на высоте 10—20 км при
ядерных реакциях, вызванных космическими лучами солнечною
и галактического происхождения. На весну и раннее'лето при
ходится максимальный перенос трития в атмосферу, откуда он
попадает на поверхность снега, ледников, в толщу сезонно-тало¬
го слоя и в морозобойные трещины. Концентрацию 3Н обычно
выражают в тритиевых единицах (ТЕ), которые составляют при
близительно 7,2 расп/мин на 1 л воды. Концентрация естествен
ного трития в Антарктиде существенно больше, чем в умерен
ных широтах Южного полушария, что связано с его поступле¬
нием в воздушные массы из окружающего океана (Фор, 1989).
Период полураспада трития 12,3 года, а его концентрация очет.
мала, что не позволяет использовать тритий для датирования
льдов, старше 30—50 лет.Под действием космических лучей в результате распада арго
на в атмосфере образуется 32Si, который затем окисляется в SiO,
и поступает в тропосферу в виде кремниевой кислоты, откуд.1
выпадает вместе с дождем и снегом на земную поверхность.
Средняя удельная активность 32Si в снежном покрове в Гренлан
дии в районе ст. Кемп-Сенчури равна 23±2 распДч-т), в районе
ст. Дай-3 — 16± 1,5 распДч-т), а в Антарктиде на ст. Бэрд ак¬
тивность 32Si составляет 25±3 расп/(ч • т). Долю искусственною
32Si, образующегося в результате ядерных взрывов, установим,
не удалось из-за его значительных сезонных вариаций.490
Период полураспада 32Si около 140 лет. Точного его значения
пока нет, прямые измерения его методом AMS расходятся от
100 до 172 лет, а расчеты по концентрации в ледниках даже до
330 лет. Вследствие небольшого периода полураспада изотоп 32Si
можно с успехом использовать для датирования льда возрастом
до 1000 лет и изучения криосферных процессов продолжитель¬
ностью от 50 до 1000 лет, когда другие методы абсолютного да¬
тирования менее применимы. Преимуществами этого изотопа
служит не газообразное состояние и постоянная скорость обра¬
зования.Однако измерения периода полураспада 32Si пока недостаточ¬
но точны, измерения его концентрации в разных средах, дати¬
рованных независимыми методами, дали заметно различающие¬
ся результаты. Так, в ледяном керне Гренландии (Clausen, 1973)
получено значение периода полураспада около 330 лет, а в керне
осадочных отложений Калифорнийского залива — около 276 лет.
Причины такой неоднозначности заключаются в ограниченности
наших знаний о глобальном воспроизводстве 32Si и интенсив¬
ности его выпадения из атмосферы. Поэтому сейчас можно го¬
ворить лишь об установлении нижнего предела периода полу¬
распада 32Si.Четыре прямых лабораторных AMS-измерения, соотношения
32Si/Si не вполне согласуются друг с другом и с расчетами во
льду и в осадочных породах (Kutschera et al., 1992). Главная
трудность в этих измерениях — сравнительно короткий период
полураспада изотопа кремния 3lSi (2,6 ч), который оказывает
влияние на лабораторный эксперимент. Результаты, однако, мо¬
гут быть проверены прямыми лабораторными измерениями в
реальном времени, как это сделал Д. Альбургер, наблюдая в те¬
чение четырех лет за активностью образца 32Si. Правда за это
время радиоактивность 32Si уменьшилась только на 1,6%, что,
учитывая его малую концентрацию, требует соблюдения особой
точности измерений.В составе воздушных включений присутствуют инертные газы
37Аг, 39Аг, 8|Кг, 85Кг, созданные космической радиацией различ¬
ными реакциями на атмосферных ядрах. Они могут быть исполь¬
зованы для определения возраста льда (37Аг и 39Аг до 1000 лет. а
81 Кг и 85Кг до 1 млн лет), однако требуются очень большие пробы
из-за низкой концентрации этих изотопов даже в недавно образо¬
ванном льду — не превышающей, например, 0,1 расп/(мин-т)
для 34Аг (Котляков, Гордиенко, 1982).Для идентификации внеземной пыли используются изотопы
39Ni и 53Мп, образующиеся из межпланетной пыли и материала,
испарившегося с метеоритов при прохождении их через земную
атмосферу (Хёфс, 1983). Концентрация этих изотопов в снеж¬491
ном покрове очень мала — 0,82±0,17 распДмин- 1000 т) дли
5ЧМп в Центральной Антарктиде.Период полураспада 4|Са составляет около 100 лет. Его со
держание (1,237%) было измерено с помощью низко энергети
ческого масс-спектрометра; период его полураспада оказался
равным (1,01 ±0,10) - 105 лет (Kutschera et al., 1992). Полученная
цифра хорошо согласуется с геологическим периодом полурас¬
пада, полученным по AMS-измерениям содержания 41Са и 36С1 и
антарктических метеоритах разного возраста.Для 79Se известен только верхний предел значения периода по
лураспада 6,5- 104 лет, полученный из оценок его радиоактивное
ти при распаде. Это близко к периоду полураспада 14С (5730 лет),
что делает возможным измерения радиоактивности 79Se с при
менением техники подсчета бета-частиц для |4С. Продолжитель
ный период полураспада 79Se может оказаться полезным и для
изучения подземных льдов.Период полураспада изотопа l26Sn близок к 100 тыс. лет. Ол
нако надежные результаты по этому изотопу олова пока полу¬
чить не удается из-за систематических неопределенностей при
измерениях абсолютного соотношения 126Sn/Sn. Измерения
l2f,Sn в морской среде и в осадочных отложениях с помощью
бета-радиоактивности были осложнены присутствием радиоак
тивного l2lSn, у которых период полураспада всего 55 лет. Одна¬
ко с помощью AMS эти два изотопа разделить легко, так что со
отношение 126Sn/Sn может быть измерено с высокой чувстви
тельностью (Kutschera, 1998). Хотя в целом перспективы измере
ний образцов с низким соотношением l26Sn/Sn (< 10-7), к како¬
вым относятся и льды, еще не ясны.Итак, в случае относительно продолжительных периодов по¬
лураспада пока для определения возраста наземных и подзем¬
ных льдов перспективен лишь изотоп 4|Са; другие радиоизото
пы дают либо плохо согласующиеся результаты (32Si), либо пе¬
риод их полураспада известен слишком приблизительно (79Se,
126Sn).Для датирования льда возрастом от 1000 лет до 50 тыс. ле1
наиболее эффективен радиоактивный изотоп углерода 14С. Это!
изотоп содержится в подземных льдах и ледниках в виде вклю¬
чений С02, микроорганических соединений, растворимых со¬
единений угольной кислоты. Он уже давно используется для аб¬
солютного датирования льда, но его низкая концентрация во
льду 0,2—0,02 распДмин -т) создает определенные трудности.Двуокись углерода присутствует в прослоях фирна, пузырьках
воздуха, трещинах, в виде твердого раствора в ледяных кристал¬
лах, в межкристаллических жилках и пленках жидкого рассола,
в карбонатах. Углекислый газ в толще льда медленно перерас¬
пределяется под воздействием физико-химических процессов.492
ири растворении в газовой, жидкой, твердой фазах, in situ, а так¬
же, например, при бурении и хранении ледяных кернов. Это ве¬
дет к изменениям в изотопном и молекулярном составе анали-
шруемого воздуха. Наличие жидкой воды во льду при низкой
температуре, возможно, наиболее важный фактор при физико¬
химических изменениях. Мощный трещиноватый ледниковый
шит может действовать как гигантское сито, в котором постоян¬
но перераспределяются газы, химические элементы, изотопы и
микрочастицы.Существуют определенные трудности при исследованиях ра¬
диоуглерода из газовых пузырьков во льду. Это прежде всего оп¬
ределяется сложностями отбора проб. Концентрация С02 в воз¬
духе, реконструируемая по её содержанию в пузырьках газа в
современном льду, обычно выше, чем в современном атмосфер¬
ном воздухе. Это происходит из-за высокой растворимости это¬
го газа в холодной воде, которая в 73,5 раз выше растворимости
азота и в 35 раз выше растворимости кислорода. Состав других
атмосферных газов (N2, 02, Аг) также отличается от атмосфер¬
ного. Данные по содержанию аргона-39 показывают, что значи¬
тельная часть воздуха из глубоких антарктических кернов за¬
грязнена современным воздухом во время отбора керна и в ла¬
боратории. Некоторые авторы предполагают (Jaworowski et al.,
1992), что данные по концентрации С02, получаемые из леднико¬
вых кернов, не отражают реального содержания его в прошлой
атмосфере.Для определения возраста льда перспективен изотоп берил¬
лия-10 с периодом полураспада 1,5 • 106 лет, постоянно воспроиз¬
водится в атмосфере при взаимодействии частиц космических лу¬
чей с азотом и кислородом. Скорость его образования зависит от
поступления космических лучей в атмосферу, которое определяет¬
ся солнечным ветром и магнитным полем Земли. В течение ко¬
роткого времени 10Ве включается в состав аэрозолей и 1—2 года
он выпадает из атмосферы преимущественно с осадками. Пере¬
нос и выпадение бериллия зависит от атмосферной циркуляции,
процессов перемешивания воздуха, от распределения и скорости
выпадения осадков. Летопись концентрации |0Ве во льдах, сле¬
довательно, не только позволяет выполнить датирование льда,
но и потенциально содержит информацию по истории климата.Для определений возраста льда все чаще используется изотоп
хлора 36С1. Его период полураспада составляет около 301 тыс. лет,
поэтому его часто используют в качестве независимого контроль¬
ного элемента для калибровки приборов и подсчета концентра¬
ции и потока (3-частиц, т. е. потока электронов и позитронов.
36С1 образуется в результате захвата нейтрона молекулой 35С1, а
также 36Аг (в результате потери протона) под воздействием кос¬
мических лучей. Космогенный изотоп 36С1 продуцируется в ос¬493
новном в стратосфере и затем переходит в тропосферу и вып.1
дает на земную поверхность вместе с атмосферными осадками
Максимальная концентрация 36С1 отмечается в средних широ
тах. Подобно бериллию, радиоактивный изотоп хлора также об¬
разуется в снегу, во льду и на поверхности пород, обнаживших
ся из-подо льда. Концентрация 36С1 во льду зависит от посту и
ления морских хлоридов в виде аэрозолей и его формировании
под воздействием космических лучей.Подобно бериллию, концентрация 26А1 (длительность перио
да полураспада 7,16- I05 лет) определяется при помощи ускори
тельной масс-спектрометрии.Можно констатировать, что для датирования наземных и
подземных льдов криосферы и для палеоклиматических рекон
струкций наиболее перспективными изотопами являются l0Bi\
|4С, 26А1, 32Si, 36С1, 39Аг и 8|Кг, а для изучения вариаций интен
сивности космического излучения — 10Ве и 36С1.Изотопное датирование — сравнительно молодая отрасль гля
циологических и геокриологических исследований. Многие физи
ческие проблемы здесь еще не окончательно решены, и среди них
такие важные, как длительность периода полураспада ряда изото
пов, применяемых в геохронологических исследованиях. Однако
метод этот перспективен. Он позволяет получать все более уве
ренные данные о возрасте наземных и подземных льдов.Глава седьмаяРАДИОАКТИВНЫЕ ИЗОТОПЫ И ИССЛЕДОВАНИЕ
ВОЗРАСТА НАЗЕМНЫХ ЛЬДОВДатирование наземных льдов может выполняться двумя пути
ми: традиционными методами с применением сцинтилляцион
ного и пропорционального счетчиков, для чего требуется срам
нительно большое количество счетного материала, и с исполыо
ванием ускорительной масс-спектрометрии (AMS), для которой
достаточно нескольких граммов вещества.7.1.	ДАТИРОВАНИЕ ПО РАДИОУГЛЕРОДУ С ИСПОЛЬЗОВАНИЕМСЦИНТИЛЛЯЦИОННОЙ ТЕХНИКИВерхние части мощных ледников и небольшие ледники мож¬
но датировать прямым подсчётом годовых слоев (зимой — более
светлых, летом — более темных). Однако на больших глубинах
эта слоистость под действием высокого давления и вызванного
им метаморфизма льда исчезает.494
Для определения возраста более древнего льда используется ра¬
диоуглеродное датирование. Впервые оно было предпринято
В. Дансгором в Гренландии в середине 50-х годов, но первые
удачные результаты были получены здесь X. Эшгером с коллегами
(Oeschger et al., 1967). При этом прямо в скважине пришлось пе¬
реработать несколько тонн льда в условиях глубокого вакуума.Установка для отбора газа изо льда, созданная сотрудниками
CRREL и Бернского университета, была опробована на ст. Туто
к Гренландии в скважине (рис. 7.1), пробуренной в 400-метро-
вом туннеле на глубину 4 м. Углекислый газ экстрагировался
изо льда непосредственно в скважине: с помощью нагреватель¬
ного устройства растапливали большое количество льда, а выде¬
лявшийся воздух, содержащий углекислый газ, собирали в гер¬
метичную ловушку. Последующее датирование выполняли в ра¬
диоуглеродной лаборатории Бернского университета (табл. 7.1).Таблица 7. /Определения возраста гренландского
льда путем анализа углекислого газа
в пузырьках воздуха по |4С(из Oeschger et al., 1967)НомерРадиоуглероднаяобразцадатировкаОбразцы 1964 г.L3*5040140003603017000454101400Образцы 1966 г.LI15380130001152501450DHI51601400DH24490130Среднее5120* Для получения счетного мате¬
риала для образца L3 использовалась
щелочь NaOH, для остальных образ¬
цов — молекулярное сито.Рис. 7.1. Система отбора углекислого
газа из льда в глубоких скважинах:I — силовая установка; 2 — трубка
для откачивания атмосферного возду¬
ха; 3 — трубка для закачки инертного
газа (N2) с резиновым уплотнителем для создания давления; 4 — ствол скважи¬
ны; 5 — герметичный изолированный корпус-ловушка; 6 — подача газа; 7 —
нагревательное устройство; 8 — каверна оттаивания во льду в нижней части
скважины (из Oeschger et аI., 1967)495
Рис. 7.2. Радиоуглеродное и радии
кремниевое датирование ледяном!
керна на ледниковом куполе о. Дбинц
в Канадском Арктическом архипсш
ге (из Paterson et al., 1977). Каждым
радиоуглеродный образец (1) вьики
нен по керну длиной 1,5 м (горизон
тальная линия показывает величии*
ошибки измерения). Вертикальны!'
линии в квадратах для образцов, да
тированных по ,2Si (2), показывакм
интервал отбора каждой пробыЭто были самые древние радиоуглеродные датировки льда,
полученные на тот момент времени. Они продемонстрировани
принципиальную возможность отбора достаточно древнего льли
в скважинах. Однако эта техника была очень трудной для ис
пользования и впоследствии применялась не часто. Из более
поздних результатов отметим датирование льда из скважины, про
буренной в 1977 г. на ледниковом куполе о. Девон в Канадском
Арктическом архипелаге. Здесь на основе радиоуглеродного
и радиокремниевого датирования определён возраст СО, н
пузырьках воздуха (рис. 7.2), в частности, изо льда с глубин
от 125 до 300 м получены четыре радиоуглеродные датировки
(от 2,2 до 6 тыс. лет).На глубинах от 25 до 150 м в четырех образцах льда для опре¬
деления возраста был использован 32Si и получены четыре даты
от 100 до 1000 лет. Эти результаты достаточно близко совпали с
прямыми расчетами по количеству годовых слоев. Радиоугле¬
родные датировки оказались более точными, но часть образцом
могла быть загрязнена более древней углекислотой. С учетом
стандартной ошибки измерений возраста, равной 6% для первых
1,5 тыс. лет и 20% для льда возрастом около 5 тыс. лет, полу¬
ченный результат можно считать удовлетворительным. Датиро
вание по кремнию было гораздо менее надежным, особенно
старше 2—3 тыс. лет.7.2.	ДАТИРОВАНИЕ ПО РАДИОУГЛЕРОДУ С ИСПОЛЬЗОВАНИЕМТЕХНИКИ УСКОРИТЕЛЬНОЙ МАСС-СПЕКТРОМЕТРИИНовые возможности датирования льда открылись с развитием
техники ускорительной масс-спектрометрии (см. рис. 1.14)
Первые успешные измерения в образцах льда весом 20 кг были
проведены группой ученых из Швейцарии (Andree et al., 1986).Чтобы отобрать весь углекислый газ изо льда и измерить ко¬
личество содержащегося в нем 14С и соотношение стабильныхГлубина, Возраст, тыс. лет496
изотопов, необходимо решить две проблемы. Во-первых, полу¬
чить достаточное количество радиоуглерода, в то время как во
льду высокоширотных ледников содержится очень мало угле¬
кислого газа — всего около 12 мг углерода в виде двуокиси угле¬
рода на 1 кг льда. Поскольку диаметр ледяного керна 10 см, для
получения 1 кг льда требуется колонка длиной около 15 см.
Даже для датирования с помощью ускорительной масс-спектро-
метрии требует приблизительно 1000 мг углерода, т. е. нужен
керн длиной более 12 м. Во-вторых, следует предотвратить за-
! грязнение счетного газа посторонними примесями. Это тоже не
просто, поскольку лед полярных ледников нередко содержит
значительное количество углерода в виде твердых карбонатных
I частиц, перенесенных ветром.До 90-х годов для экстрагирования углекислого газа изо льда
использовались в основном две методики. При реализации пер¬
вой из них лед при таянии подвергался воздействию потока ге¬
лия (Fireman, Norris, 1982), а затем углекислый газ изолировали
криогенным путем. В процессе таяния значения pH раствора
подбирались так, чтобы минимизировать высвобождение угле¬
рода карбонатов. Другая методика (Andree et al., 1986) позволяет
освободить воздух из пузырьков путем разрушения льда без тая¬
ния. Она менее эффективна для высвобождения газов, проник¬
ших непосредственно в лед. При этом выход углекислого газа
; составляет 75%; в общем, этого достаточно для анализа, хотя из-
за возможных химических разновидностей и изотопного разде¬
ления между газом и твердой фазой во льду из-за неполного вы¬
хода углекислого газа могут возникать проблемы.А. Вильсон разработал сублимационную методику, позволяю¬
щую датировать углерод атмосферных газов из пузырьков возду¬
ха, извлеченных из образцов льда весом до 3 кг (Wilson, 1992,1998). Испарение и реконденсация льда в закрытой системе вы¬
свобождают все газы и твердые компоненты в полярном льду и
позволяют произвести точные манометрические измерения га¬
зов. Предложенная им стеклянная система (рис. 7.3) улавливает
углекислый газ, а также азот и кислород из водяного пара. Про¬
зрачное стекло позволяет наблюдать весь процесс сублимации и
адсорбирует газы меньше, чем стальные системы. Температура и
скорость сублимации регулируются при облучении и обогреве
образца льда инфракрасным излучением.При сублимации водяные пары, углекислый газ и другие вы¬
свобождающиеся газы собираются в соответствующие холодные
ловушки. Пока давление водяных паров находится в равновесии
со льдом, т. е. в тройной точке, никакой жидкой воды не обра¬
зуется. Отбор газов обычно производится при давлении около497
498Рис. 7.3. Прибор для сублимации льда в кернах с целью измерения |4С/"С, а также 5180, уловлен¬
ного C02(uj Wilson, 1998)\ I — этанол при —8()°С: 2 — намерзший лед; 3 — исходный образен льда;
4 — жидкий азот; 5 — вакуумная система и линия трансформации полученного углекислого газа в
графит; а. б. в, г. д. с — холодные ловушки; 6 — масс-спектрометр
I 267 Па, что соответствует температуре — 10°С; сублимация 3 кг
льда требует 18 часов. При таких условиях, например, инфра¬
красная энергия может быть использована без опасения таяния
льда.Высвобожденные изо льда газы проходят серию ловушек, как
показано на рис. 7.3, а сама процедура отбора газов заключается
м следующем.1.	Образцы льда массой 0,5—3 кг загружаются в аппарат и
систему выделения газа.2.	Поверхность керна очищается ночью путем сублимации,
но с поверхности теряется до 10% керна. При этом удаляютсяI загрязняющие газы и реактивы, используемые при бурении, что
! важно для измерений малых количеств углекислого газа с по¬
мощью ускорительной масс-спектрометрии. Подчеркнем, что у
некоторых составляющих органического вещества одинаковый с
13С02 молекулярный вес (45), что может привести к ошибочным
результатам при измерениях. Поэтому очень важно, чтобы лёд
был очищен от любого органического вещества.3.	Сублимированные газы затем проходят от ловушки а к ло¬
вушке е. Для ускорения сублимации на этой стадии включаются
инфракрасные лампы. Ловушки а и 6 собирают 99% водяных па¬
ров, ловушка в собирает оставшийся пар. Все виды пара охлаж¬
дены до —80°С.4.	Атмосферные газы (за исключением воды) улавливаются
при переходе через холодные ловушки б и в. С02 и N,0 собира¬
ются в ловушках г и д, содержащихся при температуре жидкого
азота. Оставшиеся атмосферные газы, за небольшим исключени¬
ем (например Н2 и Не), собираются в ловушке е, где установле¬
ны молекулярные сита при температуре жидкого азота. Исполь¬
зуя эту ловушку, можно работать без внешней вакуумной систе¬
мы, что уменьшает возможность потери образца при сбое на¬
пряжения. Параллельные ловушки г и д позволяют спектромет¬
рически измерять образцы один за другим. В конце пути С02
концентрируется в объемном манометре и его масса измеряется.
Затем он трансформируется в графит, который служит мишенью
для масс-спектрометрической процедуры, по которому, соб¬
ственно, и выполняются AMS-измерения.Сублимационные приборы должны фиксировать фон, т. е. те
количества СО, и уровень 14С, которые поступают из любого
другого источника помимо образца льда. Воздух и углекислый
газ фона определяются сублимацией льда на конденсоре (ло¬
вушка а), куда он попадает, пройдя через сосуд конденсора б.
Количество С02 и воздуха, получаемое таким путем, называется
аппаратным фоном; подобный фон снижают регулярными очист¬
ками.499
Если ресублимация проводится после обработки образца, со
держащего большое количество карбонатного лёсса, когда твер
дый остаток располагается на дне сублимационной камеры,
нужно рассчитать максимальный объем С02, который можно
получить из этого лёсса.Очень сложно удалять загрязнение внешних частей керна
Его можно учесть, отбирая образцы из внешних слоев керна и
измерений в них газов отдельно. В этом случае полученный и i
образца газ собирается в двух порциях, представляющих внеш
нюю и внутреннюю части керна. Если состав обеих порций ока
зывается одинаковым, т. е. с одним и тем же соотношением СО,
и воздуха, можно считать доказанным, что методика надежна и
образцы керна не загрязнены.Включение С02 из карбонатных лёссов в керне — серьезная
проблема, рассмотренная А. Вильсоном на примере гренланд
ского льда. После сублимации ледникового льда на дне колбы
оставался образец кальциево-карбонатной пыли весом до 5 mi
При ресублимации чистый освобожденный от газов лед продвига
ется из одного конденсора к другому под постоянным давлением
133 Па, при этом не более 0,02 микромоля С02 может проник
нуть из карбонатного лёсса со дна сублимационной камеры. Это
добавляет не более 10_6 части от измеренного объема СО, и
практически не воздействует на измеряемое количество 'С.
Разработки А. Вильсона позволили достаточно полно экстраги
ровать СО и С02 из пузырьков воздуха во льду и измерять в них
содержание 14С с помощью ускорительной масс-спектрометри
ческой техники. Но для получения возраста льда по этим дан¬
ным необходимо учесть, по крайней мере, три важных фактора:
I) между газом и твердым телом (например, биогенным углеро¬
дом или карбонатной пылью), уловленным в фирне или во льду,
может происходить обмен радиоактивным углеродом; 2) при
преобразовании фирна в лед под действием космической радиа¬
ции |4С будет накапливаться в фирне in situ; 3) соотношения
|4СО к 14С02 различны, для |4С, накапливающегося в фирне in
situ, и для атмосферного |4С, трансформирующегося в лед.Важная проблема — установление зависимости возраста льда
от глубины. Здесь используется послойное определение концен¬
трации радионуклидов методом AMS, но предваряющим шагом
служит определение эффекта иррадиации космических лучей и
оценка продуктивности их воздействия на поверхностный снег
и лед, до того как он погрузится на такую глубину, где их влия¬
ние становится незначительным. При этом главная цель заклю¬
чается в измерении ряда параметров, с тем чтобы дать реальную
картину интенсивности космических лучей, формирования льда,
его течения и поглощения льдом воздуха.500
Применение ускорительной масс-спектрометрической техни¬
ки AMS произвело революцию в датировании льда, позволив
легко измерять изотопы 14С, 10Ве и 36С1, экстрагированные из
ледяного керна. В табл. 7.2 приведены результаты датирования
ледяного керна из покровных ледников Гренландии и Антарк¬
тиды на глубину до 2—3 км с использованием радиоактивных
изотопов бериллия, хлора и углерода на основе ускорительной
масс-спектрометрии.Таблица 7.2Результаты датирования льда ледниковых покровов Гренландии и Антарктиды(по данным из Tuniz et al., 1998, с дополнением)СтанцияКоорди¬натыДлинакернаИзмеренныйвременнойинтервалИзо¬топыИсточникГренландияДай-365° с.ш.,
43° з.д.300 М1423-1985 гг.>°ВеBeer et al.. 1990,
1992, 19947,7—10,5 тыс.
лет назад|4СAndree et al.,
19861560-1920 гг.36С1Synal et al., 1990КемиСенчури77° с.ш.,
82° з.д.1370 м2500 г. до н.э. —
1000 г.,0ВеBeer et al., 1988,
1991Милсент70° с.ш.,
44” з.д.1200-1800 гг.
1180-1820 гг.|0Ве36С1Beer et al.. 1991
Synal et al., 1994Саммит79" с.ш.,
37° з.д.>2800 м120 тыс. лет
назад — 1650 г.|0Ве иSynal et al., 1994АнтарктидаБэрд80° ю.ш.,
120° з.д.2164 м8000 г. до н.э. —
1500 г. н.э.|0ВеBeer et al., 1987Купол С74° ю.ш.,
124° в.д.900 м4 тыс. лет
назад — 010ВеRaisbeck et al.,
1980, 1987Восток78° ю.ш.,
124° в.д.2100 м150 тыс. лет
назад — 0|0ВеRaisbeck et al..
1987Южныйполюс90° ю.ш.127 м1200-1800 гг.10ВеBeer, 1991;
Raisbeck et al..
1990Для экстрагирования атмосферных газов изо льда использо¬
вались следующие методы: 1) вакуумное выделение газа при бу¬
рении in situ', 2) таяние и дифференцированное замораживание
газовых фракций (С02, СО и др.); 3) вакуумное выделение газов
в лабораторных условиях при механическом разрушении льда;501
4) сублимация льда с использованием инфракрасной радиации
при температуре — 20°С и ниже.При использовании сублимационной техники для экстра! и
рования СО и С02 из ледяных кернов соотношение количеств
собранного углекислого газа к количеству воздуха определяет!
содержанием С02 в атмосфере, а соотношение воздуха с субли
мированной водой — глубиной перехода фирна в лед (Wilson,
Donahue, 1992). При экстрагировании 10Ве и |4С и других ра
дионуклидов важна минимизация воздействия загрязнения, во'И
никающего при подъеме керна на поверхность (табл. 7.3). По
этому точность измерений и тщательность отбора и очистки
должны быть на уровне самых высоких технологий.Таблица 7 IКонцентрация |0Ве, |4С и 36С1 (103 атомов в 1 грамме)
в ледяном керне вблизи поверхности(по данным из Tuniz el al., 1998)Ледниковый районСтанция|0ВеМС,6С1Дай-30,5-1-1,4ГренландияКемп Сенчури0,5-1-- 'Милсент0,5-1,22,0Саммит——2,7Бэрд2,5-- ,АнтарктидаКупол С5-- jНьювол—1,5-7— -Шарфенберг-<3т*/“)о-Ошибки при определении соотношения С02 и воздуха в прош
лой атмосфере из ледяного керна бывают двух видов. Ошибки
собственно аналитической процедуры возникают на каждом
шаге процедуры и достигают ±1,5%. Другая группа ошибок свя¬
зана с образованием газов в толще льда, которые не встречались
в атмосфере прошлого. Р. Дельма (Delmas, 1993) предположил,
что аномалии высоких значений С02 в гренландском керне воз¬
никли в результате реакции льда с содержащимся во льду карбо¬
натным лёссом.Судя по измерениям в гренландском керне, количество кар¬
бонатов изменяется при последовательном переходе от образна
к образцу, тогда как соотношение С02 к воздуху снижается по
сглаженной кривой. При этом разброс данных близок к расчет¬
ному в пределах точности лабораторного метода, и это позволяет
считать, что остальные ошибки ничтожно малы или постоянныСовременные приборы позволяют извлекать и улавливать на
молекулярных ситах воду, углекислый газ вместе с закисью азо-502
та и атмосферные газы. Эту систему не трудно модифицировать
I для определения других газов, например метана или окиси угле-
I рода. Измерения с точностью ±1,5% дают удовлетворительные
I данные о концентрации углекислого газа в прошлой атмосфере.Попытки использовать радиоуглеродный анализ для датиро-
I иания кернов, отобранных в Гренландии и Антарктике, подтвер-
I дмли трудность решения этой задачи. В 1982 г. Э. Файерман и
Г. Норрис (Fireman, Norris, 1982) предположили, что ощутимое
количество |4С может быть продуцировано in situ, до превраще¬
ния снега в лед. В 1985 г. Б. Штауффер с соавторами (Stauffer et
al., 1985) предложили модель перехода фирна в лед с закрытием
I пор при достижении плотности 0,82 г/см3. Д. Лал и др. (Lai et
I al., 1987) рассчитали количество радиоизотопов, производимых
I in situ при аккумуляции, в основном в пределах верхних 3 м. |4С
I превращается в |4СО и затем в 14СО последний составляет 60%
I от общей активности. В 1990 г. А. Вильсон и Д. Донахью (Wilson,
Donahue, 1992) измерили содержание |4С в образцах льда весом
! 1—3 кг, который сублимировался с исключением процессов об¬
мена при подготовке образца. М. Андре с соавторами (Andree et
al., 1986) наблюдали эксцесс 14С во льду керна со ст. Дай-3 из
Гренландии и датировали лед возрастом до 10 тыс. лет по угле¬
кислому газу, содержащемуся в пузырьках методом AMS. При
I этом воздух был извлечен сухой экстракцией. Главная трудность
[ связана с исключением загрязнения современным воздухом при
отборе и подготовке образцов. Для этого провели дополнитель¬
ную очистку в процессе экстрагирования, был установлен фик¬
сированный фон, тщательно подобраны стандарты и введены
поправки на размеры образцов. Все это позволило произвести
точное датирование.В полученные датировки вначале были внесены поправки в
соответствии с калибровочной кривой, составленной по измере¬
ниям колебаний |4С в древесных кольцах. Эта коррекция увели¬
чила возраст примерно на 900—1000 лет (табл. 7.4). Вместе с тем
вплоть до замыкания пор во льду происходит активный газовый
обмен и фиктивное омолаживание воздуха в пузырьках. Поэто¬
му лед всегда несколько старше воздуха, заключенного в пу¬
зырьках. В керне скважины Дай-3 эта разница составляет при¬
мерно 90 лет (сравнить две последние колонки табл. 7.4). Веро¬
ятно, что в конце позднего плейстоцена скорость накопления
льда была значительно ниже, чем в голоцене, и поэтому разли¬
чие в возрасте воздуха и вмещающего его льда может ещё боль¬
ше. Это потребует ещё одной поправки (табл. 7.5). Откорректи¬
рованные результаты получились очень близкими, хотя и отли¬
чающиеся на 200—300 лет.503
Таблица / УВозраст ио |4С из углекислого газа в пузырьках воздуха в керне Дай-3
(Гренландия) и поправки, позволившие получить абсолютный возраст(из Andree et al., 1986)Средняяглубина,мВозраст пузырьков
СО, изо льда
по '4С, годыОткорректированный
возраст С02 пузырьков
воздуха изо льда, годыАбсолютный
возраст льда,
годы1665,46586012506700 +310/-3306790 +310/—3301709,126640±2207520 +170/-1907670 +170/-1901753,428380+5109460 +540/—850’9550 +540/—8501777,83859014209590 +420/—580'9670 +420/—580" Ошибка получена по подсчету слоев льда.Таблица 7 SСопоставление радиоуглеродных датировок углекислого газа в пузырьках
воздуха по керну Дай-3 в Гренландии, полученных методом AMS,
и необходимые поправки с учетом модели течения и вариаций б180(из Andree et al., 1986; Hammer et al., 1986)Средняя
глубина, мАбсолютный возраст
льда, годыАбсолютный возраст
льда с учетом модели
растекания, годыАбсолютный возраст
льда с учетом вариаций
5|80, годы1665,466790 +310/-33079717670+501697,857660 +500/—690862483501501709,127610 +170/-190888386101501732,259190 + 800/-790947992201501753,429550 +540/—85010118984011001777,839670 +420/—58010997105001150Возраст льда, полученный при датировании углекислого газа
из пузырьков, всегда меньше. Можно полагать, что датирование
газов в пузырьках льда методом AMS дает минимальный возраст
керна. Разницу между возрастом льда по пузырькам и на осно
вании модельных построений объяснить более сложно.Экспериментально установлено (Lai, Jull, 1994), что лёд в Ан¬
тарктике содержит количество космогенного |4С, сопоставимое
с расчетным (Lai, 1987). А. Вильсон и Д. Донахью (Wilson, Dona
hue, 1992) измерили уровень 14С до испытаний атомной бомбы и
датированном слое льда из керна GISP-2 (Гренландия) и сдела¬
ли вывод о том, что 97% 14С образовалось in situ при преобразо
вании фирна в лед.В 1994 г. были продемонстрированы результаты (Jull et al.,
1994) по двум антарктическим кернам, для которых приблизи
тельный возраст был получен на основании модели растекания504
льда. Все измеренные концентрации |4С имели значительный
возрастной сдвиг по сравнению с предполагаемыми величинами
для воздуха из пузырьков, что указывало на следующее: 1) |4С
продуцируется in situ во льду ледника до тех пор, пока фирн не
уйдет на глубину более 5 м от поверхности; 2) в этот же период
|4СО преобразуется в 14С02; 3) коррекция возрастных определе¬
ний с учетом накопления i4C in situ требует информации о вре¬
мени первоначального пребывания в приповерхностном слое
для фирна (зависит от скорости аккумуляции) и о возможных
изменениях в потере |4С на диффузию. Впоследствии из четырёх
отрезков кернов голубого льда в Восточной Антарктиде были
измерены ,4С в С02 и СО, и эти данные использованы для рас¬
чета уравнений, описывающих формирование 14С in situ во льду
(van Roijen et al., 1995).В 1995 г. А. Вильсон выполнил измерения в антарктическом
(ст. Ньюуол) и гренландском (ст. G1SP-2) ледяных кернах и об¬
наружил хорошее совпадение с прямыми расчетами по годичным
слоям (табл. 7.6). Исследования с использованием AMS-техники
привели к улучшению понимания процессов, при которых воз¬
дух и содержащиеся в нем радионуклиды улавливаются во льду,
где они удерживаются наряду с радионуклидами, продуцируе¬
мыми in situ на протяжении сотен, а местами и тысяч лет.Таблица 7.6Соотношение радиоуглеродных измерений в пузырьках углекислого газа,
полученных методом AMS, и датирования по годовым слоям в ледяных кернах(мз Wilson, 1995)Глубина,мКонцентрация
С02 во льду (мкг/кг)МС датировка
С02, летКалендарная
дата, до н.э.Дата, определенная
по слоям, до н.э.Станция Ньюуол, Антарктида60281730+8580302400± 16012726273011201652033001125Станция GISP-2, Гренландия7271732621791904-1563135089419358911052370-1846238011091847821783945-35403868Долговременные вариации концентрации 14С в атмосфере и ка¬
либровка радиоуглеродных данных. Широкие возможности метода
AMS заметно расширили многообразие объектов датирования,
среди них появились, ранее казавшиеся недоступными для воз¬505
растных привязок, например, такие как пузырьки углекислою
газа и метана во льду, микровключения органики в кернах при
ледниковых озёр и т. п. Это повысило важность калибровки дан
ных радиоуглеродного датирования. Калибровка — это процелу
ра приведения радиоуглеродных данных, полученных в лабора
тории к истинному к календарному возрасту с учётом вариации
содержания |4С в то или иное время и с поправкой на фракцио
нирование изотопов углерода в том или ином измеряемом объ¬
екте. Калибровка проведена X. де Фризом по годичным древес¬
ным кольцам, который, изучая кольца европейских и американ
ских деревьев (остистой сосны, дуба, секвойи), заметил, что н
концентрации |4С в прошлом отмечались колебания (de Vries,
1958а). В дальнейшем были выполнены межлабораторные ра
диоуглеродные измерения в кольцах деревьев, рост которых
продолжался более 4 тыс. лет. Работами X. Зюсса, П. Деймона.
О. Лонга, М. Стайвера и др. показано, что калибровочные по¬
правки к радиоуглеродным датам могут достигать сотен лет. В
последнее время появилась возможность выполнения калибров¬
ки и по ледниковым толщам, когда данные, полученные при из¬
мерениях возраста керна по радиоуглероду пузырьков воздуха во
льду, сравниваются с прямым подсчётом годичных ледяных про
слоев и на этом основании вводятся поправки в радиоуглерод¬
ные данные, как уже показано на примере работ М. Андре и его
коллег (см. табл. 7.4). Также было выполнено сопоставление се¬
зонных колебаний значений 5|80 в скважине GISP2 и двух дон¬
ных океанических скважин, по которым получен ряд из более
200 |4С датировок планктонных фораминифер и были откатиб-
рованы данные по датированию фораминифер. Поправка соста¬
вила 150—7620 лет в интервале от 5 до 47 тыс. лет в одной сква¬
жине (однако не наблюдается выраженной закономерности в
изменении величины поправки с глубиной) и 1150—2500 лет в
другой в интервале 43—53 тыс. лет — здесь поправка увеличива¬
ется с глубиной (Voelker et al., 1998). Одна из самых протяжен¬
ных калибровочных кривых получена по данным датирования
керна озёрных отложений оз. Суиджетсу в Японии (Kitagawa,
van der Plicht, 1998). Определен |4С возраст 250 образцов илов и
сапропелей в 35-метровой толще озёрных ленточных глин с ис¬
пользованием AMS-техники и построена калибровочная кривая
до 4Q тыс. лет, превосходящая самые длинные калибровочные
кривые по древесным кольцам в 4 раза. Выполнение калибровок
с использованием данных по морским фораминиферам, древес¬
ным кольцам, озёрным ленточным глинам и слоистости ледни¬
ковых кернов позволило вплотную подойти к возможности пе¬
рехода от радиоуглеродного к календарному возрасту.Одним из важнейших результатов изучения ледниковых кер¬
нов было исследование вариаций содержания |4С. Это важно и506
для палеоклиматических построений и особенно для калибров¬
ки данных радиоуглеродного датирования. Долговременные
тренды концентрации |4С могли быть обусловлены постепен¬
ным увеличением скорости океанической циркуляции и, следо¬
вательно, возрастанием выброса углерода в атмосферу. Одновре¬
менные измерения |4С в поверхностных и придонных видах фо¬
раминифер в глубоководных морских осадках не подтверждают
версию о серьёзном изменении циркуляции океана на тех или
иных этапах позднего плейстоцена и голоцена. Однако досто¬
верно установлено, что скорость формирования глубоководных
отложений в течение ледникового времени в Северной Атланти¬
ки уменьшалась, что могло быть причиной повышения концен¬
трации |4С в океанических толщах на 50—100%. Возможно, что
из-за изменений океанической циркуляции 13 тыс. лет назад
концентрация |4С в атмосфере изменилась на протяжении всего
1000 лет. Это заставляет вносить поправки к радиоуглеродным
датам, получаемым для этого временного интервала. Дополни¬
тельные данные об изменении концентрации 14С в прошлом
были получены при совместном исследовании радиоактивных
изотопов углерода, бериллия и хлора в ледниковых кернах.7.3.	ИЗМЕРЕНИЯ КОНЦЕНТРАЦИЙ РАДИОАКТИВНОГО БЕРИЛЛИЯ,ХЛОРА И АЛЮМИНИЯ С ИСПОЛЬЗОВАНИЕМ ТЕХНИКИУСКОРИТЕЛЬНОЙ МАСС-СПЕКТРОМЕТРИИС началом применения AMS-техники предполагали, что со¬
отношение двух изотопов, например |0Ве и 36С1, менее подвер¬
жено изменениям природной среды и, следовательно, больше
подходит для датирования льда. Эти предположения частично
оправдались. По исследованиям в Гренландии выяснилось, что
в толще льда существуют определенные флуктуации этих изото¬
пов и их можно использовать для оценки возраста толщи.Типичные значения концентраций радиоизотопов, измеренные
с использованием AMS-тех¬
ники в образцах приповерх¬
ностного льда, представлены в
табл. 7.3. Значительные коле- _
бания концентрации |0Ве по 3
глубине обнаружены в ледяном о
керне скважины на ст. Восток о
(рис. 7.4). Измерения |0Ве в 2
ледяном керне со ст. Кемп °XШ 1Рис. 7.4. Концентрация |0Ве в ледя-
ном керне на ст. Восток в Антаркти¬
де (по Raisbeck et al., 1987)Возраст льда, тыс. лет20 60 100 140507
Сенчури (Гренландия) показали 5—6-кратное раз увеличение кон
центрации этого радионуклида на глубинах, соответствующих
концу позднего плейстоцена (приблизительно 11 тыс. лет назад) и
совпадение с изменениями 6IS0 в той же колонке (Beer et al .
1988). Подобное совпадение, очевидно, свидетельствует об общих
причинах, воздействующих как на колебания 5l!iO и 5D, гак и на
изменение содержания 10Ве, что позволяет использовать осцилля¬
ции |0Ве для палеоклиматических реконструкций.Геохимические особенности |0Ве отличаются от |4С, хотя оба
этих изотопа продуцируются космическими лучами в атмосфере
В частности, изменения концентрации |0Ве лучше отражают ва¬
риации в скорости образования льда, чем |4С. Вместе с тем изо
топ |0Ве сильнее подвержен влиянию локальных атмосферных
процессов, тогда как |4С02 более равномерно распределен в ат
мосфере. Резкие колебания в содержании |0Ве в толще льда на
границе плейстоцена и голоцена и в последнюю ледниковую
эпоху, по мнению Ю. Бейра (Beer et al., 1988), в основном вызы
вались изменением скорости выпадения атмосферных осадков.На ст. Кемп Сенчури был изучен 1370-метровый ледяной
керн, охвативший период более 100 тыс. лет. На протяжении
всей колонки исследовались образцы длиной 6 м и массой 2 кг
Каждый образец был измерен дважды на ускорительном масс-
спектрометре в Цюрихе, с возможной ошибкой более 4—10%.
Эти же образцы использовались для изотопно-кислородного
анализа (рис. 7.5).Значения б|80 в верхних 900 м в общем соответствуют опуб¬
ликованным ранее по ст. Кемп Сенчури (Dansgaard et al., 1969).
Обе кривые |0Ве и 5|Х0 показывают резкие изменения на грани¬
це плейстоцена и голоцена. На протяжении позднего плейсто¬
цена концентрация |0Ве была значительно выше, чем в голоце¬
не, ход ее параллелен колебаниям 5|80 (на голоценовом участке
кривых такого параллелизма не наблюдается).Для определения возраста льда использована модель течения
льда с двумя основными параметрами: толщиной годовых слоев и
изменением скорости вертикального напряжения. В качестве двух
опорных точек были выбраны “минимум Маундер” (минимум
солнечных пятен в 1645—1715 гг.) и конец Дриаса (11000±300 лет
назад); для них были точно рассчитаны оба параметра. Кривая
|0Ве в голоцене показывает значительные вариации 6000—4000 гг.
до н.э. и после 1000 года н.э.Для ответа на вопрос, обусловлены ли изменения шВе в толще
льда климатическими изменениями или скоростью формирова¬
ния радиоизотопов, полученные результаты сравнивали с вели¬
чинами вариациями концентрации радиоуглерода (Д14С), изме¬
ренными по древесным кольцам (Beer et al., 1988). Установлено,
что около 1800 г. атмосферное содержание Д|4С было около508
1700 г.
н.э.9000 г.
до н.э.,0Ве (х 10 5 атомов / г)	81вО,%о6 5 4 3 2 1 -42 -38 -34 -30 -261	1	1	1	1	1—П—I—I—I—I—I—I—I— 15001000Рис. 7.5. Концентрация |0Ве и 6|80 в керне ст. Кемп Сенчури (Гренландия).
Резкие колебания обеих кривых представляют переход от позднего плейстоцена
к голоцену (по Beer el al., 1988)О%с. Как известно, формирование 10Ве и |4С космическими лу¬
чами в атмосфере определяется энергетическим спектром пер¬
вичных частиц. Даже небольшое снижение солнечной активно¬
сти ведет к увеличению поступления космических лучей, что в
свою очередь ведет к увеличению скорости образования 10Ве и
|4С в стратосфере. Следовательно, изменение космических лу¬
чей из-за солнечной и геомагнитной составляющих служит при¬
чиной колебаний скорости формирования радиоактивных изо¬
топов в верхних слоях атмосферы. Если наблюдаемые измене¬
ния концентрации 10Ве происходят из-за изменений скорости
продуцирования изотопов, то сходные вариации можно обнару¬
жить и в распределении Д14С. Если же изменения концентрации
10Ве обусловлены климатическими изменениями, то обе кривые
не будут параллельны. |0Ве выпадает из атмосферы в течение1—2 лет после своего формирования и таким образом скорость
формирования изотопа сразу же отражается в ледяной толще.
Напротив, |4С, содержавшийся в молекулах СО-, сначала раство¬
ряется в атмосферном углекислом газе и лишь со временем по¬
ступает в океан и атмосферу. Атмосферная концентрация |4С,509
следовательно, в существенной мере отражает высокочастотны г
колебания скорости формирования космогенных изотопов.Высокоточные измерения содержания |4С по древесным коль
цам подтвердили существование флуктуаций длительности
около 200 лет с амплитудой 20%. Амплитуда флуктуаций 10Иг
достигает 40%. Эти вариации, скорее всего, обусловлены измс
нениями скорости формирования |0Ве (Beer et. al., 1988). Выскл
занное предположение подтверждают данные по колебаниям 1 'С
в древесных кольцах за период от 3000 лет до н.э. до 1800 г. н.»,
На протяжении всего этого интервала времени колебания содер
жания |4С и 10Ве были подобны, что доказывает общую причину
изотопных вариаций и скорости формирования изотопов берил¬
лия и углерода.Изменения скорости выпадения снега могли быть причинон
колебаний концентрации 10Ве в полярных льдах. Судя по дан
ным о годовой аккумуляции на ст. Милисент в Гренландии w
1180—1800 гг., полученным В.Данегором по изотопно-кисло
родному профилю, она варьировала в пределах 10%. Так же и t
менялись значения 10Ве в ледниковой толще. Содержание 10Ве и
толще и скорость аккумуляции снега имеют обратно пропор
циональную связь, причем изменения в 1%о значений б180 со¬
ответствуют изменениям концентрации 10Ве на 20% (Beer et al.,
1988).Сравнение 10Ве и |4С подтверждает, что скорость формироил
ния этих радиоактивных изотопов за последние 10—15 тыс. леч
позднего плейстоцена была на 20% выше, чем в голоцене, и это
вело к повышению концентрации 14С во всех углеродных резер¬
вуарах (Д|4С в атмосфере достигала 140%с). Максимумы концент
рации |4С между 6 и 4 тыс. лет до н.э. и на рубеже новой эры
могли быть обусловлены изменением геомагнитного дипольною
момента.Позднеплейстоценовые данные очень существенны для ип
терпретации долговременных трендов концентрации |4С. К со¬
жалению, 10Ве сигнал в это время был полностью замаскирован
климатическими эффектами. Однако имеются данные по лен
точным глинам, указывающие на повышенную концентрацию
|4С в атмосфере в конце позднего плейстоцена. Хорошая корре
ляция между содержанием |0Ве в полярном льду и |4С в древес¬
ных кольцах за последние 5 тыс. лет подтверждает предположе¬
ние, что их кратковременные флуктуации обусловлены измене¬
нием активности галактических космических лучей. Менее ясна
ситуация по долговременным колебаниям. Сравнение колебаний
концентрации 10Ве с изменениями |4С позволяет утверждать,
что за последние 10—15 тыс. лет скорость формирования этих
изотопов возросла на 20%. Вместе с тем сходство кривых изме¬
нения концентрации |0Ве и 6|80 во льду (см. рис. 7.5) говорит о510
I Рис. 7.6. Колебания концентрации
I |0Ве и -,6С1 (атом/г) и соотношенияI	"'Ве/36С1 для керна со станции Кемп
( снчури за 1500—1750 гг. (по Suter et
а!., 1987)преобладающем влиянии кли¬
мата на концентрацию этих
осадков. Об этом же свиде¬
тельствуют и данные глубокой
скважины на ст. Восток (см.
рис. 7.4). Можно предполо-
I жить, что исследование долго-
I периодных палеоклиматичес-
I ких изменений по концентра-
I ции |0Ве имеет большую пер-I	спективу.Колебания концентрации |()Ве и 36С! (атом/г) и соотношения
|0Ве/36С1 для керна со ст. Кемп Сенчури за 1500—1750 лет
(рис. 7.6) также продемонстрировали повышение концентрации
около 1700 г. (“минимум Маундер”).Было сделано несколько попыток датирования льдов с ис-
| пользованием соотношения |0Ве/36С1 (Beer et al., 1999). Однако
первичное соотношение этих двух изотопов во льду имеет силь¬
ный разброс, снижающий надежность датирования. Но некото¬
рые процессы, обусловливающие этот разброс, уже выявлены,
что дает возможность использовать соотношение 10Ве/36С1 для
! датирования льда старше 200 тыс. лет.Для отбора образца на анализ 10Ве изо льда керн обрабатыва¬
ют теплой деионизированной дистиллированной водой и остав¬
ляют таять при комнатной температуре или подогревают в мик¬
роволновой печи. Для исключения адсорбции ионов на стенках
контейнера значение pH должно быть ниже 5. Можно предва¬
рительно профильтровать исследуемый материал на полимерных
фильтрах с маленьким размером пор. Затем в образец добавляют
носитель чВе из расчета 0,5 мг на 1 кг воды и выпаривают, пока
не останется 10 мл. Бериллий для AMS-определений использу¬
ется в виде оксида.Моренные толши, почвы и другие осадки аккумулируют
большое количество атмосферного 10Ве. Чтобы его извлечь, ис¬
пользуется метод кислотного выщелачивания. При этом неболь¬
шие образцы исходного моренного материала обрабатывают со¬
ляной и плавиковой кислотами.Космические лучи продуцируют 10Ве в поверхностных сили¬
катах. По его концентрации можно определить возраст экспози¬
ции поверхности. Правда, структура трещин и пор большинстваГоды, нашей эры511
силикатов позволяет дождевой воде (с иным содержанием |0Вс)
проникать в породу. Однако оливин и кварц отличаются малым
количеством пор и большой механической устойчивостью. При
значительном содержании кварца его можно пропустить чере i
сито для получения зерен желательного размера. Дальнейшее
отделение зерен кварца производится сепарированием в тяже¬
лой жидкости. Далее следует длительный подогрев (12—24 часа)
с 0,03% Н202, отмывание деионизированной дистиллированной
водой, обработка в смеси 1%-ной плавиковой и 1%-ной азотном
кислотах (примерно 7,5 г образца на 1 л кислотного раствора),
далее 10-часовая обработка в подогретом до 95°С ультразвуко
вом контейнере и, наконец, отмывание, выщелачивание и высу¬
шивание. Для надежности обработку повторяют 2—4 раза с посте¬
пенным уменьшением концентрации кислоты.При AMS датировании выполняются измерения 3(,С1 в осаж
денном хлориде серебра. Лед подвергается таянию, затем опре¬
деляется концентрация ионов хлора, далее добавляется 3 мг но
сителя (свободного от 36С1) на 1,5 кг льда. Для изучения 36С1 и
породах, образцы размельчаются до 300 мкм или меньше и про
сеиваются. Выщелачивание водой выносит метеорный 36С1 и
большую часть хлоридов из флюидов. Кварцевые зерна раство¬
ряются смесью плавиковой и азотной кислот. Вначале снимает¬
ся поверхностный слой, а затем высвобождается 36С1, образован
шийся in situ в гранулах, которые отбираются вместе с носите¬
лем, свободным от 36С1.Совместный анализ продуцированных in situ 10Ве и 26А1 обес¬
печил прямые возрастные реконструкции возраста ледниковых
отложений в районе фьорда Пангниртунг на севере п-ова Кум
берленд, Баффиновой Земли (рис. 7.7). Здесь ледниковая хроно¬
логия основывается на 37 датировках гнейсовых валунов и 6 дати¬
ровках ложа скальных пород висконсинского ледника (Marsella
et al., 1998). Одна из морен, ранее датировавшаяся в 100—60 тыс.
лет, оказалась возрастом от 25 до 10 тыс. лет, что отражает на-
ступание ледника в самом конце позднего плейстоцена.Судя по результатам измерений |0Ве и 26А1 на юго-востоке
о. Баффинова Земля, обширный ледник около 25 тыс. лет назад
заполнял фьорд Пангниртунг и формировал морену на протяже¬
нии 15 тыс. лет. Последующее освобождение фьорда было очень
быстрым. Ледник, оканчивавшийся во фьорде Пангниртунг,
представлял собой часть ледниковой шапки Пенни и мог соеди¬
няться с Лаврентийским ледниковым щитом. Хронология лед¬
ника, полученная на базе изучения временного и простран¬
ственного распределения космогенных изотопов на юго-востоке
о. Баффинова Земля, продемонстрировала большую протяжен¬
ность Лаврентийского позднеплейстоценового ледникового
щита на северо-восток, чем предполагалось ранее, и дала повод512
Возраст по10 Be, тыс. летРис. 7.7. Возраст ледникового ложа фьорда Пангниртунг на севере п-ова Кум-
берленд, Баффинова Земля, реконструированного по активности шВе и 2<>А1 в
гнейсовых валунах и скальных породах (по Marsella et at., 1998)предполагать, что в то время ледники с теплым основанием эро¬
дировали долины фьорды, а ледники с холодным основанием
могли сохраняться лишь на высоте 700 м над ур. моря.В канадской провинции Альберта выполнены измерения вре¬
мени переноса эрратических валунов близ предполагаемой гра¬
ницы Лаврентийского позднеплейстоценового ледника (около
49° с.ш.) по 36С1. Полученные по кварцитам датировки от 11,9 до
19,2 тыс. лет показали, что дегляциация этой территории началась
задолго до голоцена — около 20 тыс. лет назад (Jackson et al.,1999).Начаты работы по применению 26А1 в криосферных исследо¬
ваниях. Природный фон 26А1 в континентальных материалах
редко превышает 107 атомов в 1 г. По сравнению с 10Ве скорость
формирования 26А1 в атмосфере в 300 раз ниже, но зато она в
6 раз выше в породах, обнажающихся из-подо льда или при от¬
ступлении моря. При работе с этим изотопом надо выбрать ма¬
териал с низкой концентрацией алюминия, чтобы можно было
выделить сигнал изотопа 26А1. Образец, содержащий 10% алю¬
миния и 107 атомов 26А1 в 1 г, дает соотношение 26А1/27А1 только
5- 10~15, что служит хорошим фоном для корректных измере¬
ний. Такие минералы, как кварц или оливин, имеют низкое со¬
держание алюминия («1%), что с успехом может быть ис¬
пользовано для измерения 26А1. При весе образца от 5 до 10 г
масса алюминия может достигать 1 г. Кварц очищают ортофос-
форной кислотой, затем обрабатывют плавиковой кислотой для513
получения фторида алюминия, который растворяется в азотнон
кислоте, далее подогревается при температуре 700—900°С в те¬
чение 4-х часов для получения окиси алюминия. Оксид смеши¬
вают с металлической пудрой и помещают в анализатор.Использование изотопов 10Ве, 26А1 и 36С1 для датирования на
земных ледников и мореных отложений пока находится на на¬
чальном этапе, но бурно развивается в последнее десятилетие.7.4.	ДАТИРОВАНИЕ МОРЕННЫХ ОТЛОЖЕНИЙОсновными изотопами, используемыми для датирования мо
рен, служат |4С, |0Ве и 36С1. С помощью радиоуглеродного метода
определяется возраст органического материала, включенного и
морены, а с помощью бериллиевого и хлор-радиоактивного ме¬
тодов — время, прошедшее с момента образования морены, по
активности, накопленной в кварцевых песках “in situ”, т. е. в ре
зультате бомбардировки космическими лучами обнаженных из
подо льда пород при взаимодействии нейтронов космического
излучения со стабильными изотопами соответствующего эле¬
мента. Таким образом, активность 36С1 и 10Ве зависит от време¬
ни обнажения пород.Трудности радиоуглеродного датирования связаны с частым
отсутствием подходящего для датирования органического мате¬
риала, а также неуверенностью в том, что захваченные ледни
ком древесные остатки, торф или озерные илы синхронны ста
дии активизации оледенения (Grove, 1979; Соломина, 1999). Де¬
тальные радиометрические исследования выполнены в горных
ледниковых районах Северной Америки, Альп, Новой Зелан¬
дии, а также в свободных ото льда районах Антарктиды и Грен¬
ландии.Альпы — родина гляциальной четвертичной геологии. Иссле¬
дования древних морен в Баварских и Австрийских Альпах и
конце XVIII — начале XIX вв. привели к первым ледниковым
гипотезам Дж. Геттона, И. Венеца-Зиттена, Ж. де Шарпантье,
J1. Агассиса. Здесь же А. Пенк и Е. Брюкнер выделили четыре
стадии оледенения: гюнц, миндель, рисс, вюрм. Отсюда пришли
и первые радиоуглеродные определения морен вюрмского оле¬
денения.7.4.1.	Горное оледенение. В конце 50-х годов в II-метровой га-
лечниковой толще южнее Мюнхена определен возраст двух ста¬
дий оледенения: 46000±1200 лет (GrN-2593) и более 51000 лез
(GrN-2595). Тогда же в Нижней Австрии и Чехии был опреде¬
лен возраст межледниковых торфяников (Klima, Kukla, 1961),
отнесенных к теплому межстадиалу (штильфриду или паудорфу).
Позднее радиоуглеродным методом были датированы многие
моренные образования в Альпах, что позволило получить пол¬
ную картину развития ледниковых событий в вюрме примерно
от 80 до 10 тыс. лет назад.514
Рис. 7.8. Радиоуглеродный возраст донных	t tjj
отложений оз. Лобзиген в западной части	“ а>
Швейцарского плато (Oeshger et.al., 1987):	Со
AMS-датирование: 1 — макроостатки по	ю-
двум скважинам (скв. 170 и скв. 160), 2 —	,s
гиттии, 3 — карбонаты. Горизонтальные	§ я
штрихи показывают величину ошибки из-	^ о.
мерений, вертикальные штрихи — интервал	° ^
отбора образца. По расчётам X. Эшгера по
слоям озёрных слоистых глин нижняя гра¬
ница Бёллинга датирована 12,5 тыс. лет,	q
тёплый период Аллерёд завершился 11 тыс.	о_
лет назад, холодный поздний Дриас завер-шился около 10 тыс. лет назад	3Помимо прямого измерения воз- с х
раста органического материала, за- lo с
хороненного в моренах, хорошим
индикатором колебаний горных
ледников служат донные керны
приледниковых озер. X. Эшгер с коллегами (Oeschger et al., 1987)
датировали осадки из небольшого озера Лобзиген (рис. 7.8) на
западе Швейцарского плато по макроостаткам растений и тонким
органогенным илам. Они получили десятки радиоуглеродных
датировок для заключительного периода позднего плейстоцена.
Интересно, что отмечен сравнительно постоянный возраст рас¬
тительных макрочастиц в течение раннего Пребореала и Бёл¬
линга. Эти постоянные значения датировок возможно связаны
с изменением в радиоуглеродном резервуаре Земли, когда
уменьшалось относительное содержание 14С из-за поступления
старого углерода из океана в период усиления океанической
циркуляции.По растительным остаткам в донных отложениях оз. Ротзее
были получены, более 50 радиоуглеродных AMS-датировок в ин¬
тервале от 14,7 до 9,3 тыс. лет назад (рис. 7.9). Эти данные уда¬
лось сопоставить с результатами изучения неледниковых лен¬
точных отложений озера Зоппензее (рис. 7.10), относящихся к
промежутку времени от Бёллинга до Пребореала. Озёрные осад¬
ки представляют собой весенние слои с диатомовыми водоро¬
слями (в основном Cyclotella), тонкие и хорошо сортированные
летние карбонатные отложения и осенне-зимние слои с тонким
органическим детритом. Доголоценовые ленточные глины отли¬
чаются от голоценовых, сложенных карбонатом кальция. В кер¬
нах (на глубине около 7 м) отмечен прослой вулканического
пепла, отложенный около 11 тыс. лет назад, который использо¬
ван в качестве реперной отметки. Серия AMS-датировок близко
совпала с хронологией ленточных глин, и таким образом удалосьгг-* \Ч \ *
* Ч \V *-'а\ 'i	i	I	10 11 12 13 14
Возраст, тыс. лет5I5
Рис. 7.9. Изотопно-кислородный со¬
став и радиоуглеродный возраст дон¬
ных отложений оз. Ротзее (абс. высо¬
та 419 м), в центральной Швейцарии
(по Loiter, 1991). Ленточные глины:
1 — с обилием пыльцы берёз, 2 —
голоценовые с преобладанием пыль¬
цы сосны, 3 — доголоценовые с пре¬
обладанием пыльцы злаков и полы¬
ни; датировки по скважинам: 4 —
RL-300, 5 — RL-305 (по этим образ¬
цам выполнены изотопно-кислород-
ные определения)Рис. 7.10. Хронологические кривые,
построенные на основании подсчета
годичных слоев в осадочной толще
оз. Зоппензее (абс. высота 596 м) и
датированных по радиоуглероду ме¬
тодом AMS донных отложений
оз. Ротзее на высоте 419 м (по Loiter,
1991)516
Глубина,
м14 с -датировкиU/Th -
датировки28460 ±22510,9533400 ±470
40920±1120gggjgj.» 46840 ±95034700 ±400037600 ±2300
47800 ±6000
49100 ±3700э о; •*ь?!>'•4 5Рис. 7.П. Опорный разрез позднеплейстоценовых отложений разреза Госсау в
Швейцарии (по Geyh, Schliichter, 1998): i — основная морена, 2 — флювиогля-
циальный гравий, 3 — гравий со следами выветривания в верхней части, 4 —
дельтовые поверхностные и пойменные осадки, 5 — косослоистыс песчаные
дельтовые отложения, 6 — точки отбора проб для датированияоткалибровать радиоуглеродную шкалу по другим независимым
данным. Недавно был исследован еще один разрез невдалеке от
Цюриха, содержащий органические остатки (рис. 7.11). Девять
образцов из органических прослоев датированы по |4С в Цю¬
рихской лаборатории, а в Ганноверской лаборатории получены
8 датировок по U/Th. Последние датировки оказались старше
(34, 37 и 49 тыс. лот) радиоуглеродных датировок (соответствен¬
но на тех же глубинах 28, 33 и 47 тыс. лет) на 2260—6880 лет.Полученные данные свидетельствуют об отсутствии здесь
ледниковых условий между 47—49 и 28 тыс. лет. Судя по самым
молодым датировкам под флювиогляциальными толщами, на-
ступание ледника произошло после 28 тыс. лет назад. Данные
по отложениям озерных толщ в Швейцарии свидетельствуют о517
- -600- 200-*-1850 г- -200-400мПозднеледниковьеГолоцен)?Лимитц
14500 л.н.2Клавадель14000 л.н. Даун
13000 лРис. 7.12. Схема колебаний ледников в Альпах за последние 14,5 тыс. лет (по
Maisch, 1989): 1 — межстадиалы: 2 — стадии наступаниизаметном сокращении ледников после 14 тыс. лет назад. Самое
крупное отступание ледников произошло 14,5—10,2 тыс. лет на
зад, когда депрессия снеговой линии по отношению к ее положе¬
нию на 1850 г. составляла от 600 до 200 м (рис. 7.12).Подобные исследования динамики оледенения выполнены и
в других горных районах.В Новой Зеландии изучена самая ранняя морена горы Джон
в восточной части Южного острова южнее оз. Пукаки (Ivy-Och
et. al., 1999а, b). Здесь с использованием AMS-техники по 3Ч I
получена дата 20500+700 лет, а севернее озера морена была да
тирована в 11700±200 лет. Время наступания ледника определе¬
но по содержанию нескольких радиоактивных изотопов |0Ве,
26А1 и 36С1 в валунах основной морены. С использованием дан¬
ных по шВе получены две абсолютные датировки боковых мо¬
рен: 1160011300, 11200±800 лет назад, а также более древняя
дата по 36С: 13700±200 лет.Эти данные оказались в общем синхронными событиям п
Альпах на протяжении раннего Дриаса. Серия последующих на-
ступаний, как правило, убывающей амплитуды, маркирована
моренами, удаленными от концов современных ледников на не¬
сколько километров. Некоторые из продвижений ледников да
тированы: 3500, 2300, 1800, 1600, 1000, 860, 660, 530 и 340 леа
назад (Burrows, Gellatiy, 1982).518
В ряде высокогорных районов запада США, Аляски и Гавай¬
ских островов удалось датировать некоторые стадии поздне-
I плейстоценовых и голоценовых наступаний горных ледников.
На западе США ледники в настоящее время занимают всего
около 0,5 тыс. км2, а на Аляске — около 73 тыс. км2, тогда как в
максимальную фазу позднеплейстоценового оледенения площадь
ледников в горах на западе США достигала около 100 тыс. км2,[ а на Аляске — 630 тыс. км2. И даже на вершине вулкана Мауна-
Кеа на Гавайских островах образовывалась небольшая леднико¬
вая шапка площадью до 70 км2 (Портер и др., 1986).Точную хронологию колебаний края ледников получить
очень сложно. Методами радиометрического датирования, как
правило, удается установить лишь пределы последнего оледене¬
ния: например, для о.Гавайи можно утверждать лишь, что оле-
[ денение здесь возникало после 29 тыс. лет назад, а завершилось
не позднее 9040 лет назад. Для гор Сьерра-Невада нижний предел
последней стадии оледенения менее 50 тыс. лет назад установ¬
лен калий-аргоновым методом, а верхний (более 9990 лет) — ра¬
диоуглеродным. В некоторых районах удается получить время
отдельных ледниковых наступаний. В Каскадных и Скалистых
горах, на хребтах Брукс и Аляскинский установлены продвиже¬
ния ледников между 24 и 17, а также между 15 и 12,5 тыс. лет
назад. Нередко самые молодые ледниковые отложения слагают
серии моренных гряд, что указывает на неоднократно возобнов¬
лявшиеся кратковременные наступания горных ледников (на¬
пример, установлено до 20 и более моренных гряд в некоторых
долинах горных ледников Сьерра-Невада), но радиометрических
данных для их хронологии пока недостаточно (Портер и др.,
1986).Интенсивная дегляциация многих предгорий происходила за¬
долго до конца плейстоцена: Йеллоунстоунское плато освободи¬
лось ото льда примерно 14 тыс. лет назад, а некоторые долины в
Каскадных горах, занятые ледниками длиной до 50 км, освобо¬
дились от них не позднее 12 тыс. лет назад. Ледник на Мауна-
Кеа также исчез более 10 тыс. лет назад.В качестве примеров исследований отдельных наступаний
горных ледников рассмотрим горы Сьерра-Невада и Каскадные
горы. На восточном склоне гор Сьерра-Невада обнаружены от
12 до 34 моренных гряд возрастом от 80 до 10 тыс. лет и не¬
сколько гряд возрастом от 160 до 80 тыс. лет. Радиоуглеродная
датировка органогенных илов из котловины небольшого озера
дала возраст 9990±800 лет (А-545) (в это время талые воды с
ледников перестали выносить в долину большое количество су¬
песи и суглинка), а подстилающие эту морену базальты, дати¬
рованы калий-аргоновым методом, 5300014400, 6000015000 и
64000114000 лет (73G014), что дает нижний предел последней519
Высота,кмРис. 7.13. Возраст ледниковых отло
жений в долинах восточного склони
Каскадных гор (из Портер и dp,|
1986): I — морены и долинные
зандры; 2 — моренно-подпрудиы.
озера, возраст рассчитан по имею
щимся радиоуглеродным датировкам
и по датированным коррелятным2,01.51,00,5слоям пепла0 10 20 30 40 50 кмэпохи наступаний ледников. Соответственно нижний предо i
предпоследней эпохи ледниковых наступаний согласно калий
аргоновому датированию базальтов относится ко времени
129000±26000 лет назад (73G0I2).В долинах восточного склона Каскадных гор конечно-морен
ные образования сочленяются с террасовидными зандровыми об¬
разованиями. Возраст их получен по древесине из морены 21500 *
±240 лет (GSC-2536) и залегающим вблизи коррелятным флювио
гляциальным осадкам 21600±200 (GSC-2203) и 21700±240 лет
(GSC-2335).Подобные датировки молодых морен и коррелятных им отло
жений позволили составить приведенную на рис. 7.13 схему
быстрого сокращения оледенения Каскадных гор в период от
15 до 12,5 тыс. лет. Впоследствии длина долинных ледников
здесь уже никогда не превышала 10 км (Портер и др., 1986).Определение возраста морен горных ледников позволяет де¬
тально исследовать прошлые колебания климата, поскольку лед¬
ники быстро реагируют на изменения температуры и осадков.
Так, данные по концентрации 10Ве in situ по 60 образцам из ва¬
лунов и шести образцам из пород ложа ледника в бассейнеоз.	Фремонт в Вайоминге в горной цепи Уинд Ривер (шт. Вайо¬
минг) позволили установить время последнего максимума оле¬
денения (21700±700 лет назад) и длительность этой максималь¬
ной стадии около 6 тыс. лет (Goose et. al., 1995). На основе
идентификации сохранившихся морен установлена средняя ско¬
рость дегляциации бассейна, составившая 7,4 км за 1000 лет.Представление о наступаниях полярных ледников, достигаю¬
щих берега моря, каких много, например, в Канадском Аркти¬
ческом архипелаге, может быть получено по датированию остат¬
ков морских организмов — пелеципод, встречающихся в моренном
материале. Конечно, перенос раковин мог привести к образова¬
нию комплекса отложений смешанного возраста, поэтому необхо¬
дим внимательный отбор отдельных раковин из точек, которые
могут быть отнесены к определенным ледниковым стадиям.520
АляскаБаффинова Земля
Север Скандинавии
Восточные Альпы
Западные АльпыКолорадо
Гималаи
Новая Гвинея
Патагония
Новая ЗеландияI	Г	I	1	I	Iff10 987654 321 0
Возраст, тыс. летРис. 7.14. Фазы наступания горных ледников (черные прямоугольники) в голо¬
иене (по Grove, 1979, 1988)Радиоуглеродные исследования возраста морен, выполненные
во многих горных странах, позволили подтвердить синхронность
наступаний ледников в малый ледниковый период и установить
одновременность более ранних ледниковых наступаний — 2,5,
3,4, 4—5 и 8,5 тыс. лет назад (рис. 7.14).На протяжении голоцена наступания альпийских ледников
лишь немного превышали пределы их продвижений в малый
ледниковый период. Таких наступаний в течение голоцена в
Альпах известно более десяти (Grove, 1979). Особенно хорошо
изучены колебания ледников Восточных Альп. В результате ра¬
диоуглеродного датирования древесины, найденной в комплексе
береговых морен одного из ледников группы Фенедигер, уста¬
новлена подвижка ледника 8970± 130 лет назад. Здесь сохрани¬
лись береговые и конечные морены двух крупных интервалов
более позднего наступания ледника. Конечные морены лежат
ниже морен малого ледникового периода. В толщах этих морен
выделены три горизонта с малым содержанием пыльцы древес¬
ных пород, относящихся (по радиоуглеродным датам) к раннему
голоцену: 8720±130, 8340± 130, 8040± 120 лет назад.Радиоуглеродное датирование погребенной древесины в бере¬
говой морене ледника Фросниц дало возможность определить
время продвижений ледника около 6,1 и 3,5—3,1 тыс. лет назад.
Датирование погребенной древесины и торфа, а также истори¬
ческие сведения говорят о неоднократных наступаниях ледни¬
ков в Альпах в XII—XIX вв. Морены этого времени сохранились
практически у всех ледников этого региона. Колебания ледни¬
ков Восточных и Западных Альп хорошо совпадают по числу521
стадий и по их возрасту (Grove, 1979). Самое большое расхожде¬
ние отмечено для пика климатического оптимума голоцена
(6,0—5,1 тыс. лет назад), наименее обеспеченного фактическом
информацией.Динамика горного оледенения Скандинавского нагорья изуче¬
на меньше, чем в Альпах, главным образом потому, что гол one-
новые морены в горах Скандинавии расположены выше верхнем
границы леса и там редко встречается органический материал,
пригодный для датирования. Современная схема колебаний лед
ников в горах Скандинавии основана прежде всего на данных
лихенометрии, полученных в массивах Кебнекайсе и Сарек,
Моренные комплексы здесь состоят из валов двух возрастных
генераций, причленяющихся друг к другу или частично пере¬
крывающихся. Молодой комплекс относится к малому леднико
вому периоду, а древний датируется временем 2,8—2,2 тыс. леа
назад. В горах Кебнекайсе имеются два еще более древних комм
лекса морен, которые пока не обнаружены в массиве Сарек. Их
возраст по лихенометрическим данным составляет соответственно
3,9—4,8 и около 7 тыс. лет (Karlen, 1973; Karlen, Kuylenstierna,
1996).Судя по результатам радиоуглеродного датирования, ледникм
в североамериканских Кордильерах отступили до современного
уровня уже 10 тыс. лет назад (Fulton, 1984). Палеоботанические
данные свидетельствуют о том, что верхняя граница леса в Ска¬
листых горах 8,8—4,0 тыс. лет назад была, по крайней мере, на
100 м выше современной. Признаки активизации ледников пос¬
ле климатического оптимума обнаружены в Береговом хребте.
Возраст этой подвижки определен в 5—6 тыс. лет назад путем
радиоуглеродного датирования древесины, погребенной в лед¬
никовых отложениях. В Кордильерах известны многочисленные
следы наступаний ледников и за последние 4 тыс. лет. Наступание
ледника Баундери в Скалистых горах датировано по морене, в ос¬
новании которой обнаружен ствол дерева возрастом 4050±70 лет.
В комплексе береговых морен ледника Бугаву обнаружено не¬
сколько горизонтов погребенных почв, датированных по содер¬
жащимся в них углям. Эти данные свидетельствуют о наступа-
ниях ледника в период от 3390 до 3070 лет назад, а наиболее
значительный этап активизации этого ледника приходится на
2,1 —1,9 тыс. лет назад.Иная картина изменчивости оледенения в голоцене характер¬
на для Передового хребта в шт. Колорадо. Здесь наступания по¬
следних тысячелетий представлены лишь как один из многих
подобных этапов голоценовых наступаний. К началу голоцена
ледники в Передовом хребте отступили, однако в период между
9835± 130 и 9315± 105 лет назад происходило их новое наступа¬
ние, оставившее морены на высотах около 3340 м. Известно522
также, что еще ранее (9 тыс. лет назад) верхняя граница тч а
поднялась до своего нынешнего положения. В горах оОнл|>\ п
ны морены нескольких ледниковых наступаний, происходив
ших, согласно радиоуглеродным датам, в период с 5035±75 до
2970165 лет назад.По данным Дж. Мерсера, ледники Патагонии сократились до
размеров, близких к современным около II тыс. лет назад (Mer¬
cer, 1982). Об этом, в частности, свидетельствует радиоуглерод¬
ный возраст торфа, вытаявшего из-под конца ледника Темпано
110701160 лет назад. В период между 11 и 5 тыс. лет назад язы¬
ки ледников располагались выше, чем сейчас. Так, у ледника
Сан-Рафаэль обнаружен прослой торфа возрастом 68501200 лет,
а у ледника Темпано — торфяник мощностью более 1 м, фор¬
мировавшийся на протяжении нескольких тысяч лет, с самого
начала голоцена. В последующем отмечена активизация ледни¬
ков. Крупные стадии наступания известны 4500—4000, 2700-—
2000 лет назад и в последние 300 лет. Первое из указанных на¬
ступаний было максимальным: морены этого времени находятся
в нескольких километрах от концов современных ледников.В южной части центральной Колумбии у ледника Атабаска,
судя по радиоуглеродному датированию погребенной почвы, за¬
легающей выше современного верхнего предела древесной расти¬
тельности (8230180 и 8000190 лет), продолжительный теплый ин¬
тервал приходился на первую половину голоцена (Grove, 1979).В Боливийских Андах выделено четыре комплекса морен. Пер¬
вый, расположенный на 100 м ниже концов современных ледни¬
ков, сформировался, судя по радиоуглеродным датировкам, между
285601700 и 140101185 лет назад (Argollo et al., 1987). Вторая и
третья морены имеют позднеплейстоценового возраста, но нахо¬
дятся примерно на 300 м выше. За плейстоценовыми моренами
почти вплоть до фронта современных ледников, лежащих на
высотах около 5000 м, располагаются небольшие торфяники,
которые начали формироваться 10510—7490 лет назад. Самый
молодой моренный комплекс образовался после XIV в.На ледниках Пакистана, Индии и Непала получено 68 ра¬
диоуглеродных датировок почв, погребенных в береговых море¬
нах (Rotlsberger, Geyh, 1986). Эти горизонты формировались в
позднем плейстоцене и голоцене в периоды относительной ста¬
билизации или деградации ледников: 19500, 12700, 4900—4600,
3700-3100, 2700-2100 (Argollo et al., 1987), 1700-1500, 1200—
950, 800, 550, 400—100 лет назад, т. е. во многом синхронно с аль¬
пийскими ледниками.Исследования в южном Тибете и в районе Эвереста выявили
несколько голоценовых наступаний ледников примерно одной
амплитуды. В одном из бассейнов южных Гималаев изучен ком¬
плекс голоценовых морен, состоящий из четырех сближенных523
валов. Самая древняя внешняя часть комплекса отстоит от со¬
временных концов ледника на 300 м. Внутренние валы датиро¬
ваны 1200 и 50 лет назад (Williams, 1983).На севере региона, в горах Куньлуня, следы максимума пос¬
леднего оледенения обнаружены на высоте 5200 м. В разных
местах они датировались 16150±553 и 21046±716 лет назад (Со¬
ломина, 1999). Последняя морена надвинута на озерные отложе¬
ния возрастом около 30 тыс. лет назад, а выше нее расположен
моренный комплекс, сформировавшийся около 14 тыс. лет назад.
Похолодание в горах Куньлуня началось около 4 тыс. лет назад;
здесь выявлены следы трех наступаний ледников 3983±120,
3522± 117 и 2720±85 лет назад. Кроме того, выше по долине в
нескольких сотнях метров от современных концов ледников рас¬
положены морены малого ледникового периода, также состоя¬
щие из двух-трёх валов.В Центральном Тянь-Шане на протяжении последних 9 тыс.
лет ледники опускались лишь на несколько сотен ниже их со¬
временного положения. Так, Арабельские сырты, расположенные
на высоте 3800 м, т. е. всего на 50—100 м ниже современных
концов ледников, уже 8950—7260 лет назад были свободны ото
льда. Об этом свидетельствуют две радиоуглеродные датировки
погребенных почв и углей в долине Кичи-Каинды на северном
склоне Терскей Алатоо на высоте 3100 м: 8320±80 и 86101190 лен
назад. Моренные комплексы неподалеку от концов ледников,
перекрытые отложениями малого ледникового периода, видимо,
имеют более древнее ядро, о чем говорит, например, датировка
погребенной почвы в морене ледника Айлама — 6250± 150 лег
назад. Вероятно, ледники наступали около 8500, ранее 6000,
около 2500 лет назад и в малый ледниковый период (Мельнико¬
ва, Баков, 1989).Радиоуглеродное датирование опорных разрезов в среднегор¬
ном поясе хребтов Дарвазского, Гиссарского и Петра Первого
показало, что в интервале 8—5 тыс. лет назад здесь имело место
общее понижение температуры с некоторым увлажнением кли¬
мата, сопровождавшееся разрастанием ледников. Флювиогляци-
альные галечники перекрыли озерные отложения (с раковинами
моллюсков), из которых датирован прослой растительных остат¬
ков 8760±50 лет (ГИН-2078). К этой же эпохе относится дати¬
ровка фрагмента арчи (5700±35 лет) из боковой морены ледника
Мушкетова на северном склоне хр. Петра Первого. После этой
стадии разрастания ледников наступила фаза потепления и ари-
дизации климата, сопровождавшаяся отступанием ледников
(Никонов и др., 1981).7.4.2.	Антарктида. Возраст Антарктического ледникового по¬
крова исчисляется многими миллионами лет. Наиболее древние
разрастания оледенения могут быть датированы с помощью изо¬524
топов, имеющих периоды полураспада не менее сотен тысяч лет
(26А1, |0Ве, 36С1, U/Th и др.). С помощью датирования in situ об¬
наженных пород и поверхностей по 26А1 и 10Ве установлен возраст
нунатаков и горных цепей, скорости их долговременной эрозии,
уточнен возраст разрезов морен и гляциальных отложений.Ключевым районом для изучения хронологии Восточно-Ан¬
тарктического ледникового щита служат Сухие Долины. Здесь
удобно исследовать породы in situ, так как поверхность в основ¬
ном свободна ото льда. Датирование по U/Th карбонатных от¬
ложений озёр в районе Сухих Долин дало возраст около 200 тыс.
лет (Hendy et al., 1979). По измерениям изотопов 26А1/'°Ве, воз¬
раст самой молодой морены 122±29 тыс. лет, а самой древней
2140±200 тыс. лет (Brown et. al., 1991). Таким образом, морена
Тейлор II сформировалась в межледниковую морскую изотоп¬
ную стадию 5 (около 120 тыс. лет назад), следующая по возрасту
морена Тейлор III — вероятно, в предыдущую морскую межлед¬
никовую изотопную стадию 9 (362±26 тыс. лет назад). Эта после¬
довательность событий подтверждает предположение, что рас¬
пространение Восточно-Антарктического ледникового щита в сто¬
рону моря Росса отражало глобальные процессы в плейстоцене.Судя по небольшой разнице в высоте между разновозрастны¬
ми моренами, максимальная толщина ледника Тейлора в Сухих
долинах была лишь на 300—350 м больше (относительно совре¬
менного уровня льда) лишь на 300—500 м начиная с конца пли¬
оцена. Этот вывод был сделан на основании датирования четы¬
рех образцов пород ложа, расположенных очень близко к совре¬
менному краю льда, возраст обнажения пород ложа здесь соста¬
вил от 500 до 1000 тыс. лет (Nishiizumi et. al., 1991). Полученные
результаты дают основание предполагать, что Восточно-Антарк-
тический ледниковый щит мало изменялся за последние 1—3 млн
лет. Одной из наиболее заметных особенностей, отмеченных в
Антарктиде на основании датирования пород, подвергавшихся
воздействию космической радиации in situ — является очень
низкая скорость эрозии: от 0,1 до 0,5 мм/тыс. лет, тогда как в
умеренных широтах эрозия достигает 10 мм/тыс. лет.В ледниковых отложениях Трансантарктических гор около
ледника Бирдмор обнаружены позднеплиоценовые диатомовые
слои (Webb et. al., 1984) и найдены древесные остатки нотофагуса
(Nothofagus sp) возрастом около 3 млн лет (McKelvey et al., 1991),
что говорит о значительном потеплении в позднем плиоцене и
формировании здесь осадков открытого моря. Указанные наход¬
ки тиллитов и нотофагуса на больших высотах заставляют пред¬
полагать необычно высокие скорости подъема территории —
около 1500 м за 3 млн лет или 0,5 м/тыс. лет (Tuniz et al., 1998).Геоморфологические и геохронологические данные подтверж¬
дают, что пустынные условия сохранялись в Сухих Долинах с
раннего плиоцена. Поскольку формирование космогенных нукли¬
дов в значительной степени зависит от абсолютной высоты мест¬
ности, измерения концентраций in situ |0Ве, а также и 26А1 позво¬
ляют реконструировать историю поднятия Сириус в Трансаркти¬
ческих горах. В этом районе отложения датируются в 4—5 млн леi
(Brook, 1993, 1995).В реликтовом миоценовом льду Антарктиды удалось датиро¬
вать валуны путем определения концентрации благородных га¬
зов космогенного происхождения с использованием специаль¬
ной методики выделения молекул из пироксенов (Sugden et al.,
1995; Schafer et al., 1999). Выяснилось, что реликтовый лед до¬
лины Бикон сформировался ранее 3 млн лет назад и толщина
его никогда не была меньше современной; и все это время лёд
был весьма стабилен.Для исследования позднеплейстоценовых и голоценовых ос¬
цилляций края Антарктического ледникового щита используют¬
ся датировки по радиоуглероду органики из различных объектов
(в частности, мумиё, производимое птицами). В настоящее вре¬
мя колонии антарктических буревестников (Pagodromu nivea,
Thallasoica antarctica) встречаются примерно в 300 км от побе¬
режья Антарктиды. Птицы гнездятся на свободных от снега и
льда углублениях и трещинах скал, под (или между) большими
валунами. Здесь же обнаруживаются органические остатки, фор¬
мирующиеся при аккумуляции и затвердевании желудочною
масла или жира птиц, которые используются для вскармливания
птенцов. Холодный и сухой климат предотвращает быстрое
микробное разложение органического вещества и сохраняет его
в течение долгого времени. Таким образом, вокруг мест гнездо¬
вания накапливаются отложения мощностью до 0,5 м. Их дати¬
рование показывает время деградации льда и обнажения нуната-
ков (Hiller et al., 1995).Химический состав антарктического желудочного масла очень
похож на мумиё, которое находят в горах Центральной Азии
(хотя азиатское мумиё неопределенного происхождения). Пер¬
вичная стратификация масла может быть частично нарушена
процессами перемешивания. Для радиоуглеродного исследо¬
вания отбирали образцы толщиной 4—7 мм. Всего было датиро¬
вано 48 образцов из 12 точек (табл. 7.7). Полученные результаты
подтвердили, что колонии антарктических буревестников сущест¬
вовали на Земле Королевы Мод по крайней мере, от 35 до 10 тыс.
лет назад.Для исследования хронологии отступания края Антарктичес¬
кого ледника на границе позднего плейстоцена и голоцена ки¬
тайскими исследователями выполнено радиоуглеродное датиро¬
вание наземного мха из отложений оз. Терн (Shen et al.. 1998),
расположенного на о. Короля Георга (62° 13' ю.ш., 58°57' в.д.).526
Это небольшое озеро площадью 8800 м2, глубиной '■> мин ч. и-и
соленой водой. Оно находится в мерзлом состоянии Гимн ■ (< м<
сяцев в году. Две скважины (керн а и керн в) были заложены и
озере в январе 1988 — марте 1989 гг., третья скважина (керн 6)
была заложена в апреле—июле 1993 г. Скважины достигли крон
ли коренных пород на глубинах 7,76 (керн а), 3,94 (керн б) и
7,45 м (керн в). Исследовали наземный мох из озерных отложе¬
ний, по которому можно получить более точный возраст по ра¬
диоуглероду, чем основная часть осадков. Кроме традиционного
радиометрического метода была использована методика ускори¬
тельной масс-спектрометрии.Керны скважин а и б состоят в основном из осадков, за ис¬
ключением основной породы в их нижних частях (рис. 7.15). Из
керна б взято четыре образца, с органикой для определений воз¬
раста по |4С; весь проанализированный мох, это Drepanocladus
uncinatus.Таблица 7.7Датирование мумиё, обнаруженного в разных районах Антарктиды(по Hiller et al., 1995)Мощностьмумиё,ммГлубина отбора,
ммВозраст по |4С,
летОткорректированный
возраст, летверхоснованиеверхоснованиеверхоснованиеОзеро Унтерзее400-532-381500+70288019020015801450-4130-1455940±110176301410464016330700-1260-7028190± 180033900+30002689032600И те л Рэндж550-548-552160±8026001808601300350-528-351086011701274012309560114401000-595-100243001960284001156023000271001130-5106-1122800170295201500150028200Банджер Хиллс1005-1590-1002440112010070180114087701200-5110-12011501707300+120Совр.6000Гори Провендер, хребет Шеклтона255-1520-25897012509770+20076708470Озеро Радок400-436-401550114029101802501610527
~ру о/ о/Глубина,см14„„	С-возраст,Скв. б	„„ТЫС. Л6ТСкв. аС-возраст,
тыс летО100200300400500600700800Рис. 7.15. Профили датированных по радиоуглероду донных отложений
оз. Терн, на о. Короля Георга (из Shen et al., 1998): 1 — ил; 2 — песок тонкий
иловатый; 3 — ил и мелкая галька; 4 — тонкий песок; 5 — тонкий песок с мел¬
кой галькой; 6 — ил и галька; 7 — коренные породыОбразцы из скв. в и (для сравнения) современного мха были
проанализированы традиционным радиоуглеродным и AMS-ме¬
тодами (табл. 7.8).При оценке надежности радиоуглеродного возраста антаркти¬
ческих озерных отложений надо учесть, что их возраст по |4С
соответствует времени, когда осадочный углерод был извлечен
из атмосферного углеродного круговорота, т. е. времени погре¬
бения органического материала.Какова же надежность радиоуглеродного датирования антарк¬
тических образцов? Ранее было установлено, что продуктив¬
ность 14С в высоких широтах вдвое выше, чем на экваторе:
(Д|4С = 220%о). Поэтому у современного мха с о. Короля Георга</ пЛ 6= 7Т| | - == Til 11\* 4965±2007490±250
,• 9570+300
11060±300528
активность радиоуглерода значительно выше, чем у мхов уме
ренных широт. Если не учитывать этот эффект, можно сделать
ошибку в несколько сотен лет.Таблица 7.8Радиоуглеродный возраст наземного мха из отложений оз. Терн, Антарктика(по Shen et al., 1998)Глубина,см|4С-возраст,
лет назадЛабораторныйномерВозраст, откорректированным
по древесным кольцам, летСкважина а573-57571001120GCC910967930503-5104540+65GCC910975180Скважина в277-28211060+300GCC9405212000233-2449570+300GCC9405310500212-21774901250GCC940558290167-17249651200GCC940545700Антарктический материк и прилегающие острова почти круг¬
лый год покрыты снегом и льдом. Углерод |4С может быть про¬
изведен in situ в результате реакции ядер кислорода во льду с
космическим излучением. Средняя глубина проникновения и
свободной абсорбции космических радиоактивных частиц со¬
ставляет 1,7 м. Это значит, что |4С, произведенный in situ,
встречается в верхней части ледяного покрова, по крайней мере,
до глубины 2—3 м. С ветром и талыми водами углерод может
поступать в озера. С другой стороны в процессе аккумуляции
снега 14С мог улавливаться из атмосферы, и этот радиоуглерод
старше образовавшегося in situ.В процессе аккумуляции снега в прошлом во льду мог ока¬
заться более древний атмосферный ,4С по сравнению с воздухом,
попадавшим в пузырьки во льду. Извлеченный из древних пу¬
зырьков 14С дает больший радиоуглеродный возраст, тогда как
образовавшийся in situ |4С имеет противоположный эффект.
Хотя оба эти эффекта до некоторой степени перекрывают друг
друга, влияние их еще предстоит исследовать.Но вернемся к скважинам на оз. Терн. Радиоуглеродные оп¬
ределения в скважине а дали осредненную скорость осадкона¬
копления за последние 7,1 тыс. лет, она составила 0,8 мм в год.
Средние скорости осадконакопления в скважине б составили от529
0,13 до 0,35 мм в год. Можно полагать, что отложения оз. Терм
накапливались с конца позднего плейстоцена со скоростью0,13—1,1 мм/год. Начало голоцена здесь приходится на 12,6 тыс
лет назад, что несколько отличается от общепринятого рубежа и
10—11 тыс. лет назад. Учитывая также изотопные исследования
в антарктических скважинах на ст. Восток и Бэрд, можно считан.,
что потепление в Антарктике началось примерно за 3 тыс. ла
до наступления теплого периода Бёллинг в Гренландии.7.4.3.	Гренландия. В прибрежных районах Западной Гренлан
дии выполнено несколько определений абсолютного возраста
органического материала в разрезах осадков вблизи современно
го края ледникового щита (табл. 7.9). Исследовались осадки, со¬
держащие раковины морских моллюсков, датированные по ра¬
диоуглероду. Самая древняя из прибрежных морен, как оказа¬
лось, имеет возраст 10 тыс. лет (van Tatenhove et al., 1996). Это
значит, что дегляциация некоторых побережий Гренландии на¬
чалась около 10 тыс. лет назад. На этом участке шельфа морены
обнаружены приблизительно в 40 км от берега, их возраст ока
зался около 11,5 тыс. лет. Следовательно, в последний леднико¬
вый максимум Гренландский щит не достигал склона шельфа
Предполагается, что максимальная протяженность щита в позд¬
нем плейстоцене совпадала с началом материкового склона.Таблица 7.4Голоценовые датировки в прибрежных районах Западной Гренландии(по van Tatenhove et а!., 1996 с сокращениями)КоординатыМатериалВозраст по
|4С, летЛаборатор¬
ный номерТехникадатиро¬вания70,38" с.ш., 54,95“ з.д.Морские раковины10470± 130Ua-1789С'танд.66,63° с.ш., 52,42° з.д.Морские раковины8670± 100UW-172Станд.67,00° с.ш., 50,68° з.д.Морские раковины7500±70UrC-3522AMS67,09° с.ш., 50,29° з.д.Гиттия6380± 100UrC-1987AMS67,05° с.ш., 50,47° з.д.Гиттия5030160UrC-1586AMS67,10° с.ш., 50,24° з.д.Торф4060160UrC-2034AMS67,08° с.ш., 50,29° зл.Торф3950160UrC-2035AMS67,06° с.ш., 50,17° з.д.Гиттия2010180UrC-2037AMS530
В разрезах морских отложений на побережье Западной Грен¬
ландии (между 69 и 71° с.ш.) датированы по радиоуглероду ами¬
нокислоты из морских моллюсков от голоцена до 235 тыс. лет
назад; они относятся к трем различным аминокислотным зонам
(Funder, 1984). В разрезах была прослежена смена глубоковод¬
ных фаций мелководными вплоть до дельтовых. Фауна моллюс¬
ков существенно отличается от типичных фаун из морских от¬
ложений на побережье Баффинова залива, многие из обнару¬
женных видов отсутствуют в современной фауне. Аминокислоты
анализировались в основном у раковин Муа truncuta и Hialella
arctica, для которых хорошо изучены диагенетические процессы
аминокислот. Результаты исследования показали, что в изотоп¬
ную стадию 6 теплые субарктические воды в Баффинов залив не
поступали, а в позднем плейстоцене отмечено несколько перио¬
дов их проникновения в залив.Одним из наиболее показательных индикаторов наличия или
отсутствия ледникового покрова служат остатки млекопитаю¬
щих. Требуется ответ на вопрос о том, пережили ли материко¬
вые млекопитающие Гренландии последнюю ледниковую ста¬
дию в рефугиумах? Частично ответ на этот вопрос получен в ис¬
следовании, выполненном О. Беннике (Bennike, 1997), датиро¬
вавшем остатки млекопитающих из разных районов прибрежной
Гренландии (табл. 7.10).Участки, свободные ото льда, в Гренландии всегда были не¬
значительными и изолированными друг от друга. В позднем
плейстоцене летнего таяния у края ледникового щита скорее
всего не было. Трудно предположить, чтобы какие-либо матери¬
ковые животные могли пережить эти суровые условия. Олени,
овцебыки, белые медведи эмигрировали в более южные районы.
Обратно в Гренландию они вернулись уже в раннем голоцене.
Анализ пыльцы и макрофоссилий из раннеголоценовых озерных
осадков показал, что в начале голоцена здесь быстро развилась
богатая растительность, что могло привлечь травоядных млеко¬
питающих. Например, мускусный овцебык, который обычно
встречается в самых северных районах Канады, на севере и вос¬
токе Гренландии, очевидно, мигрировал из северной Канады че¬
рез пролив, который достигал ширины более 20 км, но зимой
полностью перемерзал. Большинство видов морских позвоноч¬
ных Гренландии имеют циркумполярный ареал; они могли
эмигрировать в Гренландию с запада и востока.Судя по данным табл. 7.10, в отложениях Гренландии обна¬
ружены лишь фрагменты фауны, которая была здесь во время
последнего межледниковья. Еще реже встречаются находки бо¬
лее ранних интергляциальных стадий. Это говорит о том, что
оледенение Гренландии, по крайней мере, на протяжении всего
позднего плейстоцена было более обширным, чем сейчас.531
Таблица 7 IIIРадиоуглеродные датировки остатков животных
в прибрежных районах Гренландии(по Bennike, 1997, с сокращениями)Район ГренландииВид ЖИВОТНОГОВозраст по |4С,
летЛабораторныйномерЗемля Пири, северМедведь2070+110AAR-1357Земля Пири, северВолк6785+100Ua-1346Земля Джеймсона, востокВолк215+90AAR-829Земля Пири, северСеверный олень>40000Ua-1112Земля Пири, северСеверный олень7980+115К-3865Сондре Стормфьорд, югСеверный олень5800±80ЕТН-4583Окрестности г. Туле, северо-
западКит>39000GSC-2257Земля Пири, северКит4740+70Lu-3658Земля Пири, северКит7550+90Lu-3659Диско, западКит8400±90К-5969Иль де Франс, северо-востокКит7065±40Т-93677.5. ВЫВОДЫ1.	Для датирования наземных льдов могут быть использованы
радиоактивные изотопы: для более древних — доплейстоценовых
или раннеплейстоценовых льдов — это изотопы с большим перио¬
дом полураспада (10Ве, 36С1, 26А1, U/Th), для позднеплейстоцено¬
вых льдов — радиоактивные изотопы углерода и селена (|4С, 79Se),
а для более молодых голоценовых льдов — радиоактивные изото¬
пы кремния, трития, свинца, аргона (32Si, 3Н, 2|0РЬ, 37Аг и зчАг).
Перспективны для измерений возраста льдов и моренных отложе¬
ний и радиоактивные изотопы олова и кальция (l26Sn и 41Са).2.	Особое место среди радиоактивных изотопов занимает уг¬
лерод 14С, который уже более 30 лет используется для датирова¬
ния ледников и хронологических привязок изотопных диа¬
грамм. В ледниках содержится от 10 до 12 мг углерода на 1 кг
льда, а концентрация |4С редко превышает 10 млн атомов в 1 кг
льда даже в относительно молодых льдах, а в более древних она
в десятки раз меньше. Радиоуглеродные определения в ледниках
выполняются как традиционными методами датирования с ис¬
пользованием сцинтилляционных и пропорциональных счетчи¬
ков, так и с применением метода ускорительной масс-спектро-
метрии. Первый метод требует сотни килограммов и даже тонн
исходного льда, второй — не более 3—5 кг льда.3.	Концентрация долгоживущих изотопов |0Ве не превышает
5 млн атомов в 1 кг льда, а 36С1 — 3 млн атомов в 1 кг льда.
Благодаря большому периоду полураспада изменения этих кон-532
центраций в ледниках, как правило, очень малы, поэтому для их
измерений требуется особо точная аппаратура (даже среди AMS-
спектрометров, используемых в настоящее время, только едини¬
цы приспособлены для таких целей).4.	Измерения концентраций 10Ве и 36С1 в ледниковых кернах
позволили получить сравнительно уверенные датировки даже в
самых мощных ледниковых толщах Гренландии (до 120 тыс.
лет) и Антарктиды (более 150 тыс. лет). Синхронные изменения
в ледниковых кернах концентрации радиоактивного |0Ве и ста¬
бильных изотопов 180 и 2Н позволяют использовать вариации
|0Ве для палеоклиматических реконструкций.5.	Для датирования моренного материала используются ра¬
диоактивные изотопы 14С, i0Be, 36С1, U/Th. Исследования ра¬
диоуглерода в органике, включенной в моренные толщи и в
донные осадки приледниковых озер, дают возможность рекон¬
струировать время и масштабы наступаний ледников за послед¬
ние 50 тыс. лет. Детальные реконструкции динамики ледников
выполнены для голоцена в горах Ааяски, Баффиновой Земли,
северной Скандинавии, Гималаев, Новой Зеландии и др.6.	История развития Антарктического ледникового шита на¬
считывает многие миллионы лет. Поэтому для исследования пе¬
риодов его роста и уменьшения требуется применение всего ар¬
сенала имеющихся методов датирования. Наиболее древние раз¬
растания ледникового щита 3—5 млн лет назад реконструирова¬
ны в Трансантарктических горах при помощи измерений |0Ве и
26А1. С помощью этих же изотопов датированы наступания лед¬
ника Тейлора в Сухих Долинах 360 и 120 тыс. лет назад. Поло¬
жение края Антарктического ледникового щита в позднем плей¬
стоцене и в голоцене может быть реконструировано также с по¬
мощью радиоуглеродных исследований мумиё и мхов в разрезах
приледниковых озер. Этими исследованиями подтверждены по¬
лученные на основании изучения стабильных изотопов данные
о том, что голоценовое потепление в Антарктике началось на2—3 тыс. лет раньше, чем в Северном полушарии.7.	Радиоуглеродные измерения, выполненные в морских ра¬
ковинах, гиттиях, торфе и по остаткам млекопитающих в при¬
брежных районах Гренландии, показали, что их дегляциация на¬
чалась около 10 тыс. лет назад. Вместе с тем данные свидетель¬
ствуют о том, что площадь свободных ото льда территорий в
финальную стадию позднечетвертичной истории всегда была не¬
значительной и они были изолированы друг от друга. В начале
голоцена на освобождающихся из-подо льда участках быстро
появилась богатая растительность, которая привлекла сюда
большое количество травоядных млекопитающих. Осцилляции
края Гренландского ледникового щита в голоцене были незна¬
чительны, согласно радиоуглеродному датированию они имели
место 7,3 и 6,5—6 тыс. лет назад.533
Глава восьмаяРАДИОАКТИВНЫЕ ИЗОТОПЫ
И ИССЛЕДОВАНИЕ ВОЗРАСТА
ПОДЗЕМНЫХ ЛЬДОВДля датирования подземных льдов применяются и традици
онные методы радиоуглеродных определений, и ускорительная
масс-спектрометрическая техника.8.1.	ДАТИРОВАНИЕ ПО РАДИОУГЛЕРОДУС ИСПОЛЬЗОВАНИЕМ СЦИНТИЛЛЯЦИОННОЙ ТЕХНИКИПри датировании многолетнемерзлых пород и подземных
льдов важной задачей служит определение возраста мощных
сингенетических повторно-жильных льдов, пластовых залежей
льда, а также псевдоморфоз, изучаемых в палеокриолитозоне.8.1.1.	Датирование псевдоморфоз. При изучении псевдомор
фоз используется датирование по |4С органики, непосредствен¬
но включенной в грунтовые жилы и вмещающие их отложения
Псевдоморфозы служат индикатором суровых мерзлотных усло¬
вий в прошлом. Они встречаются как в криолитозоне, так и в
районах, где в настоящее время мёрзлые породы отсутствую!
(рис. 8.1).Псевдоморфозы издавна известны на территории Бельгии, Да
нии и Нидерландов. Здесь в тоннеле Амерсфорта в конце 50-х го¬
дов были выполнены первые радиоуглеродные определения де¬
формированных палеомерзлотных толщ, вмещающих псевдомор¬
фозы; в образцах органики из сильно дислоцированной толши
мощностью около 6 м были получены даты 117801150 (GrN-811),
347301800 (GrN-1259) и 6400011100 (GrN-1397) лет, которые
вместе с находками псевдоморфоз, криотурбаций и тундровыми
спорово-пыльцевыми спектрами вмещающих псевдоморфозы
отложений позволили говорить об очень суровых мерзлотных
условиях, господствовавших в Западной Европе в это время (de
Vries, 1958b; de Vries et al, 1958; Zagwijn, 1961).Позже Э. Кольструп и Дж. Вандербергхе исследовали практи¬
чески все известные местонахождения псевдоморфоз на упомя¬
нутой территории и в Дании. Наиболее выразительны здесь па-
леокриогенные толщи у Хайдероса, Глудстед-Хьелунда, где мощ¬
ность псевдоморфоз достигает 5 м (рис. 8.2); в этих и других
местах их возраст, по радиоуглеродным датам составил от 45 до
15 тыс. лет (Kolstrup, 1980, 1987; Vanderberghe, 1992, 1998).534
Рис. 8.2. Строение мощных псевдоморфоз, исследованных на территории Ни¬
дерландов у Хайдероса (а — 52°05' с.ш., 6°03' в.д.) и Дании у Глудстед-Хьелунда
(б — 56° 13' с.ш., 9°20' в.д.). Черные пятна — комки торфа (из Kolstrup, 1980)Интересные данные были получены также при радиометри¬
ческих исследованиях псевдоморфоз на территории Германии
(Frenzel, 1973; Reiser, 1960), Франции (Tricart, Cailleux, 1967),
Великобритании (Watson, 1977), Польши (Demek, 1978) и дру¬
гих стран Центральной Европы (Папе, 1969; Maarleveld. 1976;
Washburn, 1979; Pissart, 1987; Vandenberghe, Pissart, 1993;
Haesaerts, 1993).Очевидно, что ни псевдоморфозы, ни прослои торфа в па-
леокриогенных толщах не могут указывать на более тёплый пе¬
риод в прошлом; псевдоморфозы маркируют время похолодания
и формирования ледяных жил (впоследствии протаявших), а
торфяные прослои в палеокриогенных толщах, как правило,
указывают на время субаэрального развития массива, сопровож¬536
давшегося сингенетическим промерзанием (Васильчук, 1992)
Аналогичные выводы получены Дж. Ванденбергхе и К. Кассе
(Vandenberghe, Kasse, 1993) при исследованиях циклически рас¬
положенных горизонтов псевдоморфоз в опорном разрезе Гров
на севере Нидерландов (рис. 8.3).Они объясняют цикличность залегания mini, вскрываемых
этим разрезом, не столько изменчивостью климата, сколько из¬
менением роли флювиального (т .е. водного) фактора при фор¬
мировании многолетнемерзлых структур, а также шмсчакп цик¬
лический характер осадконакопления на пойме. Дж Иандснбергхе
пришел к выводу, что на начальном этапе (более 43 тыс net ил
зад) здесь накапливались пески, принесенные потоками иолы,
затем скорости течения снизились и в условиях стоячей волы
накапливались супеси и опесчаненные суглинки. Наконец, в ус¬
ловиях остаточного водоема стали накапливаться органические
илы и торф. Именно в эту последнюю фазу формировались лс
дяные жилы, пока не произошел следующий подъем уровня
речных вод, приведший к накоплению толщи песка. В это вре¬
мя мёрзлые породы протаивали в результате отепляющего влия¬
ния речных вод; жильный лёд замещался вышележащим грун¬
том, т. е. жилы трансформировались в псевдоморфозы не в ре¬
зультате потепления, а субаквально, в условиях стабильно суро¬
вой климатической обстановки. Продолжение седиментации
вело к отложению оглеенных и гумусированных болотных илов,
которые вновь промерзали. Такой двухфазный цикл для разреза
Гров согласно исследованию Дж. Ванденбергхе повторялся, по
меньшей мере, семь раз. Обилие болотных осадков, насыщенных
органикой, позволило детально датировать палеогеокриологи-
ческие события (табл. 8.1).Существование нескольких органических слоев в обнажении
Гров позволяет уверенно говорить о постепенном развитии гео¬
криологической ситуации от 43 до 35 тыс. лет назад. Третий и
четвёртый перигляциальные циклы формирования ледяных жил
и седиментационные циклы, в течение которых образовывались
псевдоморфозы, длились очень недолго: от 0,9 до 1,4 тыс. лет. В
целом схема развития многих массивов, подобных тому, что
вскрывается в разрезе Гров, представляется следующей. В усло¬
виях сплошного распространения многолетнемерзлых пород на
равнинах Центральной и Западной Европы в позднем плейстоце¬
не рост ледяных жил на речных поймах прерывался фазами под¬
топления и вызванным этим процессом частичным протаиванием
мёрзлых пород с поверхности. Когда пойма осушалась, погребен¬
ные части ледяных жил активизировались. Поэтому псевдоморфо¬
зы верхнего уровня находятся здесь над головами псевдоморфоз
более древнего уровня и частично проникают в них (см. рис. 8.3).537
Рис. 8.3. Ярусное (циклическое) залегание псевдоморфоз в позднеплейстоцено¬
вой толще в разрезе Гров на севере Нидерландов (53° с.ш., 5° в.д.). Дж. Ванден-
берхе и К. Кассе (Vundenberghe, Kasse, 1993) выделяют семь перигляциальных
циклов: 1 — более 43,3 тыс. лет назад, 2 — от 43,3 до 38,7 тыс. лет назад, 3 —
от 38,7 до 37,7 тыс. лет назад, 4 — от 36,9 до 35,5 тыс. лет назад, 5 — менее
35,3 тыс. лет назад и еще две стадии с трудно определяемым интервалом. 1 —
морена заальская; 2 — голоценовый торф и глина; 3 — голоценовый подзол;
4 — песок; 5 — торф; 6 — ил; 7 — гумус; 8 — оглеение; 9 — радиоуглеродные
даты; 10 — перигляциальные (мерзлотные) уровни538
Таблица А1. /Радиоуглеродные датировки по разрезу Гров
с мощными ярусными псевдоморфозами в северной Голландии(Kasse et а!., 1995)|4С датировки*Лабораторный номер6,3CГиттия, слой 5, гл. 5,0 м36370+370, о
26850+140, щGrN-18339GrN-18637—Гуминовые кислоты,
слой 5, гл. 5,1 м35350+550, ом
349001650, щGrN-16194GrN-16195-27,63-26,23Гуминовые кислоты352001650, окGrN-16196
GrN-18451
GrN-18450-28,22-26,37-26,85ИЗ почв и гиттии,
слой 5, гл. 5,9 мJjoUUi/uu, ОМ3530011000, щГумус почв, слой 5, гл. 5,9 м38350+1000, омGrN-16197-27.31Гумус почв, 6,6 м35910+340, оGrN-16232—339001500, щGrN-16233408501600, о
351501600, щГумус почв, 8,7 мGrN-16231
GrN-18636Гумус почв, 9,8 м426501800, оGrN-16229-399001650, щGriN- lozJUМох, торф, 7,3 м361801340, оGrN-18336-Гиттия, слой 4, 6,0 м368501800, омGrN-16199-27,25353501600, щGrN-18449-27,67Гиттия, слой 4, гл. 6,8 м377501900, омGrN-16200-26,2638800+1000, щGrN-16201-27,62Почва, слой 3, гл. 7,5 м3870011100, ом
3680011400, шGrN-16202
GrN-16203-27,35-25,58Оторфованная почва,слой 2, гл. 9,2 м43900+1500 окGrN-16204-29,27-28,934270011300, омGrN-1845251000+4500, щGrN-16205-27,53* Примечание, о — датировки по органическим остаткам: к — крупным, м —
мелким; щ — датировки по щелочным экстрактам.Такое же, т. е. не связанное с изменениями климата, объяс¬
нение ярусности псевдоморфоз в 50-метровом обнажении Ма¬
монтовой Горы дал Е.М. Катасонов (1979), указав на сингенети¬
ческий характер псевдоморфоз, возникших в ходе непрерывного
осадконакопления, когда на аккумулятивной поверхности воз¬
никали водоемы с таликами под ними.Среди самых известных перигляциальных толщ с детально да¬
тированными мощными четвертичными отложениями — разрез
Кессельт (рис. 8.4) в Голландии (50°50' с.ш., 5°37' в.д.), хотя пол¬
ного совпадения термолюминесцентных и радиоуглеродных дан¬
ных здесь не обнаружено (табл. 8.2). Очевидно, это свидетельству¬
ет об активном переотложении материала во время формирования
толщи. Если отбраковать более древние термолюминесцентные539
датировки, то можно датировать горизонт а на рис. 8.4 примерно
в 37 тыс. лет, горизонт в на глубине 4,5 м — от 35 до 30 тыс. лет и
горизонт е на глубине 2,5 м — около 20—22 тыс. лет.Таблица 8.2Радиоуглеродные и термолюминесцентные датировки по разрезу Кессельт
с мощными ярусными псевдоморфозами в северной Голландии(Vandenberghe, 1998)Глубина, м'Ч датировки*Термолюминес-
цеитные датировки2.01980011600 (SI6)2,251850012600 (S5)3,02070011600 (S17)3,252520013100 (S2)3.519900+2100 (S3)Горизонт Нагельбек(с), 2,522270±380 (Lv-1172), гуминовые
кислоты1760012300 (S2)
2980013700 (S6)
3380014200 (S4)4.020660±460 (GrN-21699), раковины,
207801120 (GrA-2892), раковины4970015800 (S7)(AMS)Горизонт д,29970+280 (GrN-6065), гуминовые5370016500 (S8)4,2кислотыГоризонт в.308801240 (GrN-10489),4,5305901320 (GrA-7487),3544011770 (Ua-1818), гуминовые
кислотыГоризонт б, 5,5334501600 (GrN-10488)Горизонт а,8,03680012180 (Ua-1817),3620013174 (GrA-3174), раковиныТранспортировка более древнего углерода из подстилающих
почвенные горизонты слоев почвенными улитками могла при¬
вести к удревлению датировок. Вместе с тем мог происходить и
процесс омоложения толщ, связанный с проникновением кар¬
боната кальция из более молодых перекрывающих лёссов. Однако
изучение раковин моллюсков из почвенных горизонтов позво¬
лило выявить лишь слабые следы растворения, в них были так¬
же обнаружены первичные кристаллы арагонита, — все это сви¬
детельствовало об отсутствии существенных омолаживающих эф¬
фектов в датированных карбонатах.Возраст нижней оглеенной тундровой почвы (см. рис. 8.4,
горизонт а), на основе AMS-датирования раковин улиток
Pupilla muscorum составляет 3680012180 (Ua-1817) и 3620013600540
ЕЮ 1 .ЕИ 2 ИЗ зРис. 8.4. Залегание цсеидоморфоз в позднеплейстоценовой толще в разрезе Кес-
сельт на границе Нидерландов и Бельгии (по Vandenberghe, 1992): I — почвы;2	— тундровые гдеевые почвы; 3 — псевдоморфозы. Термолюминесцентная аб¬
солютная датировка показана курсивом541
Время,
тыс. лет
назадИзотопныезоныСредняя температура
воздуха, “СВлаж¬ностьПалеогеокриологическиеявления1026-40-6272-Ч 1 Г I -1 I » I I Т т 1 I » I I I I I Г~1-20 -10 О 10ВлажноКриотурбации,
мелкие жилыСухоВлажноСухоКриотурбациибольшиепсевдоморфозыПсевдоморфозы
в глинистых
почвахКрупныепсевдоморфозыjflУ-..‘fWiЛ/с. 5.5. Синтетическая диафамма, иллюстрирующая изменения, палеогеокрио-
логической ситуации и палеоклимата в конце позднего плейстоцена на терри
тории Нидерландов и Бельгии (по Vandenberghe, 1992)(GrA-3174) лет, тундровая оглеенная почва (горизонт в) тоже да¬
тирована по раковинам улиток 35440± 1770 лет (Ua-1817). При
уроченные к почвенным горизонтам крупные псевдоморфозы и
криотурбации свидетельствуют об активных процессах криоге¬
неза, господствовавших на этой территории 37—20 тыс. лет на¬
зад. Относительно более тёплые и более холодные фазы сменя
лись сравнительно быстро, хотя в общем климат был весьма су¬
ровым и развилась полноценная сеть повторно-жильных льдов,
впоследствии деградировавшая.Исследования палеокриогенных явлений, выполненные на раз¬
резах перигляциальных отложений на востоке и юге Нидерландов,
позволили реконструировать палеоклиматическую и палеокрио-
генную обстановку этих регионов за последние 50—70 тыс. лет
(рис. 8.5). В позднем плейстоцене температуры никогда не при
ближались к современным, хотя изменения их были значитель
ными (температуры января могли быть ниже современных более
чем на 20°С).Торфяники и оторфованные горизонты в толщах с псевдо¬
морфозами, подобные описанным в гл. 6 горизонтам, обогащён¬
ным органикой в разрезах едомы с сингенетическими повторно¬
жильными льдами, маркируют не. потепление климата, а суб-
аэральную фазу развития полигонального массива, сопровож¬
давшуюся не смягчением, а увеличением степени суровости
локальной геокриологической обстановки, т. е. снижением тем¬
ператур грунтов и активным ростом повторно-жильных льдов.542
Особенно интересны находки псевломорфщ и мшр	криолитозоне. Их иногда относят к свидетельским шипим шши связанного с ним термокарста в синкриогенных 			но-жильных массивах. Действительно, активизировавший! и м-1*
мокарст, т. е. протаивание ледяных жил должно было вести ►
формированию мощных грунтовых клиньев (а их вертикальные
размеры в криолитозоне, как нам доводилось наблюдать в отта
явшей под озером мёрзлой толще, в долине р. Майн доходят до
10—12 м). Но вот причиной протаивания в северной части крио¬
литозоны в эпоху позднеплейстоценового криохрона вряд ли мог¬
ло быть общее потепление климата. Скорее всего, это было ло¬
кальное увеличение обводненности территории и связанное с ним
субаквальное протаивание ледяных жил в подозёрных или подрус-
ловых несквозных таликах. Этим можно объяснить и сохранность
ледяных жил под псевдоморфозами, как, например, в датиро¬
ванной толще разреза Молотковский Камень на р. Малый Анюй
(рис. 8.6), где мощные ледяные жилы обнаружены и по соседству
с псевдоморфозами, и непосредственно под ними, при этом в
непосредственной близости к толщам с псевдоморфозами рас¬
полагаются едомные толщи с мощными повторно-жильными
льдами, залегающими у самой поверхности и совсем не имею¬
щими признаков протаивания.На территории США (от Монтаны до Нью-Джерси) вблизи
границы позднеплейстоценового ледникового покрова обнару¬
жено и описано множество псевдоморфоз. Они встречаются в
отложениях разного генезиса, от галечников до сланцев, и на
различных уровнях, от возвышенных равнин до ещё более высо¬
ких межгорных впадин, где климат суров и сейчас. Клиновид¬
ные образования, достоверно определяемые как псевдоморфозы,
чаше всего отмечаются на юге США между 39 и 43° с.ш; нередко
они образуют хорошо выраженную полигональную решетку на
поверхности, хорошо заметную после того, как снимаются верх¬
ние 0,5—1 м грунта.Большая часть псевдоморфоз по ледяным жилам стала извест¬
на благодаря исследованиям Р. Блэка (Black, 1964, 1976) в той
части шт.Висконсин, где не обнаружены позднеплейстоценовые
морены. Возраст псевдоморфоз, расположенных южнее границы
оледенения в этом районе, определяется по радиоуглеродным
данным в 14—22 тыс. лет. Датированные по |4С псевдоморфозы
возрастом 14 тыс. лет найдены в штатах Вашингтон, Иллинойс,
Висконсин; несколько более молодые псевдоморфозы обнаруже¬
ны в Западной Индиане и в шт. Огайо, а псевдоморфозы возрас¬
том 20 тыс. лет — на юго-западе Висконсина (Певе, 1986). Более
250 псевдоморфоз описано в северной части штата Нью-Джерси,543
1.1 1 Ш.2т тт 34 ==5 5 Y-f 6W8Рис. 8.6. Строение едомной толщи с псевдоморфозами в разрезе Молотковского
Камня на р. Мал. Анюй (по Каплиной, /986). Ледовый комплекс: 1 — льдистая
разновидность, 2 — малольдистая разновидность; 3 — табериты; 4 — слоистые
песчано-глинистые породы, обогащенные древесиной (озерные); 5 — озерные
ленточно-слоистые суглинки; 6 — псевдоморфозы по повторно-жильным льдам;
7 — торф; 8 — сингенетические ледяные жилы. I, II, 111 — криогенныециклитыгде они представляют собой клинья, сложенные песком и имеют
прекрасную полигональную решетку на поверхности (Walters,
1978). Все эти данные свидетельствуют о том, что многолетне¬
мерзлые породы в конце позднего плейстоцена были распростра¬
нены в Северной Америке вплоть до 40° с.ш. (Певе, 1986).Среди важных находок датированных псевдоморфоз в Азии
особо выделяются исследования китайских геокриологов в пред¬
горьях Кунь-Луня, в долине р. Квингшуй. Здесь на склоне Тан-
гульского хребта в 20-метровой толще оторфованного песка с да¬
тированной по радиоуглероду органикой (34700±2800, 26200±890,
14250± 160, 12950+270 и 12580± 120 лет), описаны горизонты крио-
турбаций и мощные псевдоморфозы (шириной в верхней части до3	м), что указывает на снижение температур во время позднеплей¬
стоценового криохрона по сравнению с современными на 5 7 (
(Weixin et al., 1983).Таким образом, псевдоморфозы возрастом в пределах ра «ре¬
шения радиоуглеродного метода (т. е. не старше 40—50 тыс. лет)
обнаружены на обширной площади, значительно южнее совре¬
менного распространения многолетнемёрзлых пород. Вместе с
данными о более лёгком изотопном составе позднеплейстоцено¬
вых повторно-жильных льдов в пределах современной криоли¬
тозоны это приводит к выводу о том, что в течение последних
40—50 тыс. лет на обширной территории Евразии и Северной
Америки (и в южных районах Южного полушария) существовала
супер-криолитозона, по своему типу напоминающая якутскую
(табл. 8.3).Таблица К.ЗХарактеристики позднеплейстоценовой суперкриолитизоны
на территории Евразии(по Vasil 'chuk, A. Vasil'chuk, 1995, а)Ретон5|80 ,пжл’%С, SMOW1, км‘с.СС1/1 *
км/ С12121212I2Европа-15-182402000-15-21-6-960220ЗападнаяСибирь-18-238003000-18-25-10-1580200Якутия-26-3225005000-26-33-13-21190270Северо-Вос¬
ток Азии-17-2612003200-16-27-8-16170200Примечание. Значения в позднем плейстоцене (2) и сравнение их с совре¬
менными (1) значениями реконструированы по распространению датированных
по |4С псевдоморфоз и значениям содержания стабильных изотопов в сингене¬
тических позднеплейстоценовых повторно-жильных льдах. Палеотемпературы
многолетнемерзлых грунтов (trp) реконструированы с использованием значений
среднезимних температур воздуха (tcp3), которые реконструированы по значе¬
ниям содержания стабильных изотопов кислорода в палеольдах (6lsOnjlcl) и по
распространению датированных по радиоуглероду позднеплейстоценовых псев¬
доморфоз, которые позволили установить ширину палеокриолитозоны (1) и
температурный градиент, рассчитанный как отношение ширины палеокриоли¬
тозоны к минимальной температуре на ее северном пределе в каждом регионе<1А°Ф).Для реконструкции палеотемператур в Европе на завершаю¬
щем этапе позднего плейстоцена, помимо данных по распрост¬
ранению псевдоморфоз, использовались также реконструкции
годовых температур воздуха на основе пыльцевых данных по из¬
вестному разрезу озерных отложений Лак дю Буше в Централь
ной Франции. Здесь для периода 40—10 тыс. лет назад получе¬
ны значения среднегодовой температуры воздуха от —4 до —8 4
(Thouveny et al., 1994), тогда как в настоящее время она +84
По остаткам жуков в Англии, датированных периодом 22—10 тыс
лет назад (Atkinson et al., 1992), были реконструированы более
низкие летние и зимние температуры воздуха (соответственно
на 10 и 20°С ниже современных).Аналогичный анализ датированных по радиоуглероду остатков
жуков на Аляске, как уже указывалось в гл. 2, продемонстриро¬
вал, что на севере этой территории средние температуры июля
были ниже современных на 1—2°С с 27 до 20 тыс. лет назад и
слегка выше современных после 20 тыс. лет, а в более южных
районах они были ниже современных на 4—5°С вплоть до рез¬
кого скачка 10 тыс. лет назад (Elias, 1998). Таким образом, дан¬
ные по псевдоморфозам и некоторым другим палеообъектам
свидетельствуют о большем снижении температур воздуха и
грунтов вне районов современной криолитозоны (более чем на
10—12°С), чем в областях современного развития многолетне¬
мёрзлых грунтов, где такое снижение редко превышало 5—9°С.Позднеплейстоценовая супер-криолитозона протягивалась с се¬
вера на юг более чем на 2000 км в Европе, на 3000 км в Западной
Сибири и на Дальнем Востоке и на 5000 км в Якутии. Её южная
граница примерно совпадает с южной границей распространения
псевдоморфоз в конце позднего плейстоцена (см. рис. 8.1). На
всей этой территории средний градиент изменения температур
на каждые 100 км с севера на юг составлял, вероятно, около ГС.
В настоящее время такое плавное изменение температур грунтов
отмечается лишь в Якутии, тогда как в Западной Сибири градиент
более 2°С на 100 км, а на севере европейской части России он
превышает 6°С на 100 км.8.1.2.	Датирование по радиоуглероду органики во вмещающих
подземные льды отложениях. При датировании сингенетических
многолетнемерзлых толщ с мощными залежами подземных
льдов часто обнаруживаются возрастные инверсии или иные на¬
рушения в изучаемых сериях отложений. Эти трудности порож¬
дают разногласия в представлениях о возрасте сингенетических
повторно-жильных льдов. 30 лет назад преобладала точка зрения
о древнем, среднеплейстоценовом возрасте, большей части та¬
ких льдов (Попов, 1967), позднее благодаря активному примене¬
нию радиоуглеродного датирования стали говорить об их более
молодом возрасте.Новые материалы по датированию толщ с мощными подзем¬
ными ледяными залежами (Сулержицкий, 1982, 1998; Каплина,
1986; Томирдиаро, Черненький, 1987; Васильчук, 1992; Василь-546
чук и др., 1998, 1999, 2000а, б, в; Vasil’chuk et al., 2000) потреби
вали более точных методов исследований. Ранее считали, что
для палеогеографической характеристики большого региона до¬
статочно десятка радиоуглеродных привязок и спорово-пыльце-
вых данных по нескольким разрезам, но теперь очевидна недо¬
статочность этих данных. Трудности вносят примеси аллохтон-
ного материала в синкриогенных толщах, формировавшихся с
участием вод (морских, аллювиальных, озерных и т. п.). К тому
же сильно льдистые разрезы быстро разрушаются термоэрозией
и уже через несколько лет оказываются неузнаваемыми. Так, в
толще Молотковского Камня на р. Малый Анюй, где вначале по
|4С были получены сравнительно молодые даты (внизу 28,1 и
26,9 тыс. лет, а вверху 24,8 и 24,5 тыс. лет), обнажение вскоре
было заметно разрушено и взятые здесь снова образцы оказа¬
лись более древними (40,6 и 41,0 тыс. лет).Точно так же исследование опорного разреза Дуванного Яра,
продолжавшееся уже 30 лет, из-за разновременности отбора
приносило неодинаковые радиоуглеродные даты, однако внутри
серий датировок, отобранных единовременно, согласие, как
правило, было достаточно хорошим. Поэтому сильно льдистые
и фациально неоднородные толщи (подобные ледовому ком¬
плексу Дуванного Яра) должны датироваться очень тщательно, с
учетом того, что аллохтонный материал часто превалирует в
синкриогенных отложениях. Следует как можно точнее исследо¬
вать прослои автохтонного торфа, скопления веточек, сена и се¬
мян в норках животных и выявлять переотложение некоторых
даже хорошо сохранившихся костей животных, растительных
детритов и древесины.Проблема интерпретации радиоуглеродных дат обострилась,
когда появились данные о сохранении жизнеспособности мик¬
роорганизмов и активности ферментов в мёрзлых толщах. Ис¬
следование Л.Д. Сулержицкого (1998) продемонстрировало влия¬
ние микробного загрязнения органического вещества на радио¬
углеродное датирование, и это заставляет с особой осторож¬
ностью относиться к упаковке и транспортировке образцов.
Л.Д. Сулержицкий показал, что полиэтиленовые пакеты, если в
них упаковывать влажные образцы, едва ли не наилучшая среда
для микробного заражения.Воспроизводимость радиоуглеродных дат была исследована
по образцам органики из Сеяхинской едомной толщи. Из одного
и того же горизонта, протягивающегося вдоль Обской губы на
высоте 11 м, в 1980 и 1997 г. были отобраны образцы, проанали¬
зированные в двух радиоуглеродных лабораториях ГИН РАН и
Хельсинского университета. Получено восемь датировок в ин¬547
тервале 22,5—22,7 тыс. лет (Васильчук и др., 1998), хорошо со
гласующихся между собой, таким образом микробное заражение
в этих образцах не обнаружено, так как они весьма тщательно
готовились к упаковке и были проанализированы в течение ко¬
роткого времени после отбора. Конечно, надо понимать, что
эффекты микробного омоложения могут сказываться и вне зоны
современного развития многолетнемёрзлых пород. Ведь большая
часть Европы была занята криолитозоной всего 10 тыс. лет на
зад, а потому здесь можно ожидать микробного омоложения
при деградации мёрзлых толщ в начале голоцена, когда микро¬
организмы активизировались при протаивании эвтрофных биот
Значит, требуется особенно тщательный отбор материала для
датирования синкриогенных (и, конечно же, палеокриогенных,
ныне талых) толщ и его кропотливая обработка перед упаковкой
и транспортировкой (очистка от посторонних примесей, про
мывка в древней жильной или в дистиллированной воде, подсу¬
шивание).Ясно, что сейчас невозможно определить степень автохтон-
ности органики в прошлом мёрзлых, а ныне талых толщах. Не
существует критериев оценки того, какая часть органики была
вымыта после оттаивания или бесследно разложилась и была
уничтожена микроорганизмами. Поэтому важно знать особен¬
ности характера накопления органики в синкриогенных толщах
и её сохранности до момента оттаивания, чтобы определить из¬
менения, произошедшие уже в талом состоянии.Весьма важна проблема аллохтонной органики в толщах по¬
лигонально-жильных комплексов. Каков бы ни был генезис ми¬
неральной составляющей в толще полигональной системы — ал¬
лювиальный, озёрный, морской, склоновый или даже эоловый,
важнейшим условием роста мощных жил служит значительная
обводнённость полигональных массивов, особенно в периоды
субаквального накопления минеральной компоненты. Поэтому
ожидать присутствие только автохтонной органики в полиго¬
нально-жильной толще можно, пожалуй, лишь в чистых верховых
торфяниках, а в позднеплейстоценовых и даже в голоценовых
торфяниках с ледяными жилами наличие только олиготрофного
(т. е. верхового) непереотложенного торфа исключительная ред¬
кость. Следовательно, полностью избежать аллохтонных приме¬
сей при датировании даже мощной торфяной залежи, а тем бо¬
лее отдельных прослоев торфа в полигонально-жильном масси¬
ве, нереально.Повысить достоверность датирования сингенетических пов¬
торно-жильных льдов можно с помощью ускорительной масс-
спектрометрии. Применение её достаточно многогранно: это,
прежде всего, определение возраста пыльцы и спор, а также
микровключений растительного и животного происхождения.548
Но при датировании органики методом AMS измеряются очень
маленькие образцы и нужно быть абсолютно уверенным в том,
что для датирования взят автохтонный, а не аллохтонный мате¬
риал.Дополнительные сложности возникают при датировании не¬
больших погребенных жилок в полигональном массиве. Форми¬
рование таких жилок, как правило, отражает замедление и пере¬
рыв в формировании мощных жил и обычно связано со значи¬
тельным обводнением полигонального участка, при котором
особенно активен привнос аллохтонного материала. Это вызы¬
вает фиктивное удревление возраста слоя над небольшой жил¬
кой и нивелирует преимущество более точной синхронизации
мелких жилок и вмещающих их отложений.Поиск кондиционного материала для датирования важен в
толщах, где преобладают отложения, накапливавшиеся в субак-
вальной среде. Так, на берегу протоки Аччагый-Аллаиха на 30 км
выше ее впадения в р. Индигирку, в толще ледового комплекса
Т.Н. Каплина (1986) исследовала образцы торфа, древесины и
др. и обнаружила возрастные инверсии в соседних образцах на
высоте 19 м над урезом реки. Возраст древесины из псевдомор¬
фозы над ледяной жилой 50700± 1500 лет (ГИН-1682), а прослоя
торфа — 34900± 1 ООО лет (ГИН-1685). Возраст торфа с древеси¬
ной на 4 м выше 44900± 1 ООО лет (ГИН-1684), а на 6 м ниже
41400±800 лет (ГИН-1686). Подобные разночтения не позволя¬
ют говорить о точном возрасте толщи, а вот семена трав из кла¬
довой грызуна на высоте 38 м над урезом реки, датированные
29800± 1800 лет (ГИН-1683), дают более адекватное представле¬
ние о времени завершения формирования комплекса.Надежность радиоуглеродного датирования возрастает с уве¬
личением числа исследуемых образцов. Подобная методическая
работа была выполнена при изучении 7-метровой террасы в ни¬
зовьях р. Гыда на севере Западной Сибири. Здесь на сравнительно
небольшом фрагменте террасы протяженностью не более 50 м
было отобрано 15 образцов в нескольких горизонтах на одной и
той же высоте. Первые результаты радиоуглеродного датирова¬
ния поразили своей хаотичностью. После более пристального
рассмотрения выяснилась вполне закономерная картина. Возраст
слоёв на высоте 2 м над урезом воды около 12 тыс. лет, на высо¬
те 3 м около 13—14 тыс. лет и на высоте 5 м около 15,5 тыс. лет
(см. табл. 6.2). Эта инверсия закономерно отражает последова¬
тельность размыва более древнего торфяника, по-видимому, за¬
легавшего неподалеку, вверх по течению реки. Вначале река
размывала его более молодую часть, и этот материал накапли¬
вался в основании формировавшейся тогда аллювиальной террасы
немного ниже по течению реки. В дальнейшем размыву подверга¬
лись все более древние горизонты позднеплейстоценового торфя¬549
ника, которые переносились рекой и наслаивались на предыду¬
щие слои, обогащенные более молодой органикой. Можно по¬
лагать, что при подобном переносе органического материала на
небольшое расстояние возрастные инверсии даже в сильно рассе¬
янных детритах могут быть значительными. Если же транспор
тировка органики происходит в большой реке или даже в не¬
большой, но на значительное расстояние, то концентрация раз
новозрастного аллохтонного материала становится более равно
мерной, поэтому вероятность подобных возрастных инверсий не
так велика.Особенно часто переотложенный органический материал
встречается в аллювиальных толщах. Если сравнить датировки,
полученные по разным сборам в толще Быковской едомы (см.
рис. 6.15), то первое впечатление, что одна из представленных
радиоуглеродных серий недостоверна. На самом деле ситуация
здесь более сложная. Быковская едома — это отложения дельты
р. Лены, насыщенные аллохтонным материалом. В сингенети¬
ческой толще переслаиваются русловые фации, представленные
крупным гравием и песком, и пойменные фации с глинами, су¬
песями и сильно оторфованными горизонтами. Эти отложения
естественно содержат большое количество разнородной и раз¬
новременной органики, переносившейся большой рекой.Весьма существенным может быть обогащение аллохтонной
органикой в условиях озёрного сингенетического осадконакоп¬
ления. Примером может служить описанный выше (см. гл. 6)
полигональный торфяник в устье р. Салемлекамтамбда, где в
небольшой озерной котловине на п-ове Мамонта (север Гыдан-
ского п-ова) описана толща торфа с незначительной примесью
озерной супеси, пронизанная крупными ледяными жилами (Ва¬
сильчук, 1992). Эти отложения аккумулировались в небольшой
озерной котловине в непосредственной близости от размывае¬
мого озером позднеплейстоценового торфяника, возникшего от
32—30 до 20 (?) тыс. лет назад. В озерно-болотной толще, отно¬
сящейся к голоцену, возрастные инверсии значительны: на
одинаковой глубине получены даты 11 и 6 тыс. лет. Этот поли¬
гональный массив удалось достаточно надежно датировать по
14Слишь благодаря находке норки грызуна (8,6 тыс. лет). Ин¬
тенсивный рост мха и трав способствовал активному торфона-
коплению, что приводило к преобладанию автохтонной органи¬
ки над аллохтонной в отдельных горизонтах озерно-болотной
толщи, поэтому часть датировок оказалась вполне кондицион¬
ной (точка зрения о том, что мелкие грызуны селятся только на
сравнительно сухих участках, не совсем справедлива — авторам
неоднократно доводилось наблюдать норки леммингов в кочках,
располагающихся на сильно обводненном полигональном мас¬
сиве на озерной или речной пойме).550
Однако и в аллювиальных толщах по органическим ос ки кам
можно получить сравнительно достоверные даты. Так, в толще
первой террасы на р.Джилийиги в районе Вума (5245' с.ш.,
12045' в.д.) на севере Китая описаны реликтовые позднеплейсто¬
ценовые жилы шириной до 3,3 м (рис. 8.7). Это одна из самых
южных находок позднеплейстоценовых сингенетических повтор-
но-жильных льдов. Они сформировались между 14475±340 и
10668±257 лет назад. Небольшие голоценовые жилы, обнаружен¬
ные южнее в Джитулихэ (50°32' с.ш., 12Г29' в.д.) сформировались
примерно от 4 до 2 тыс. лет назад, что указывает на довольно
суровые условия на северо-востоке Китая и в этот период голо¬
цена (Guoqing, Guodong, 1995).Сложность датирования ледяных жил известна уже давно.
Первая попытка радиоуглеродного датирования жильного мас¬
сива была предпринята Дж. Брауном в разрезе на мысе Барроу
на Аляске (Brown, 1965). Один из массивов повторно-жильных
льдов залегал на глубине 3 м. Возраст перекрывающих его отло¬
жений с остатками осок и пеллетами леммингов был определен
примерно в 14 тыс. лет, к этому времени отнесено прекращение
роста повторно-жильных льдов. Но данные радиоуглеродного
датирования соседних повторно-жильных льдов это не подтвер¬
дили. Позже там же на Аляске были получены датировки для
комплексной системы повторно-жильных льдов, состоящей из
трех ярусов жил (Black, 1983). Два верхних яруса отнесены соот¬
ветственно к 8 и 11 тыс. лет. Датировки самого нижнего яруса
(более 33,2 и 40,0 тыс. лет) оказались вне пределов радиоуглерод¬
ного метода. Р. Блэк объяснил происхождение ярусности в дан¬
ной системе повторно-жильных льдов не климатическими, а се-
диментационными причинами.Интересные результаты бы¬
ли получены при датировании о,3
мелких позднеголоценовых жил
в торфянике в субарктической
зоне Квебека (Payette et al.,1986). Возраст торфа с древеси- 1,3
ной непосредственно под мхом 16
имел широкий диапазон от 0,3 5
до 2,2 тыс. лет. Вместе с тем g
хроностратиграфия вмещающе- ю
го жилу торфа на этом же поли- £Рис. 8.7. Мошные сингенетические
повторно-жильные льды в толще пер¬
вой террасы на р. Джилийиги в районе
Вума на севере Китая
(по Tong Boliang, 1993)551
гоне оказалась более приемлемой: на глубине 0,9 м — 3,2 тыс.
лет, 0,5 м — 1,4 тыс. лет, 0,2 м — 0,6 тыс. лет и 0,1 м — 0,3 тыс.
лет. Эти датировки были откалиброваны по древесным кольцам,
благодаря чему был определен истинный возраст повторно-жиль-
ных льдов (Payette et al., 1986), они оказались моложе 3,2 тыс. лет.На р. Ипикпук на Аляске в обнажении террасы с повторно¬
жильными льдами был получен ряд радиоуглеродных датировок
от 8,8 До более чем 49 тыс. лет (Nelson et al., 1988). Разным ока¬
зался возраст, определенный по монолитным образцам (13,3—
30,3 тыс. лет) и по отдельным идентифицированным остаткам
растений (9—9,5 тыс. лет) из тех же образцов. По-видимому,
большая часть органического материала была переотложена,
хотя и имела прекрасную сохранность. Этим подтвержден выводо	возможности обнаружения переотложенной органики в субак-
вальных отложениях в условиях развития многолетнемёрзлых
пород.33 радиоуглеродные датировки были получены по разрезу
Фокс Пермафрост Туннель на Аляске (Hamilton et al., 1988).
Формирование ледяных жил согласно датировкам слоев с пнями
началось здесь 43,3 и 41 тыс. лет назад. Вертикальный рост жил
продолжался до 30—32 тыс. лет назад, затем рост прекратился на
3—5 тыс. лет и возобновился вновь вплоть до 12 тыс. лет назад.Надежность радиоуглеродного датирования может быть под¬
креплена другими независимыми методами — термолюминес¬
центным датированием, датированием по U/Th и другими мето¬
дами. Л.Д. Картеру удалось датировать формирование ледяных
жил на р.Титалук на Аляске от 35 до 27 тыс. лет назад (Carter,
1988). Результаты параллельного радиоуглеродного и термолю¬
минесцентного датирования были весьма близки (рис. 8.8). Для
верхнего 25-метрового фрагмента берегового обнажения были
получены три радиоуглеродные даты: 31,2; 29,5 и 35,3 тыс. лет и
три термолюминесцентные даты: 27,9; 27,4 и 27,3 тыс. лет.С помощью радиоуглеродного датирования органического
материала из отложений, вмещающих сингенетические повтор¬
но-жильные льды, можно определять возраст жил, по крайней
мере, до 37—40 тыс. лет назад. Ошибки определений связаны,
как правило, с загрязнением образцов как более древней, так и
более молодой органикой.8.1.3.	Радиоуглеродные датировки макровключений органики в
повторно-жильных льдах. Для определения времени формирова¬
ния повторно-жильных льдов можно использовать макроостатки
органического материала. Этот материал захватывается водой на
поверхности полигонов или в верхней части морозобойной тре¬
щины и вместе с водой попадает в ледяные жилы.Однако нередко макроорганика проникает в ледяные жилы
из окружающих грунтов при растрескивании и внедрении льда552
2510+80
6050 ±110р.Тита лукжилы
Ледяные ■ ■ —
жилы V~60200 ±620
546006300015400
85000 + 670031250±90029550 ±240
27900 ±2100
2740012500
2730011900/ / / /
/ / / /? ? >12345678910Рис. 8.8. Полигонально-жильный массив на побережье моря Бофорта в долине
р. Титалук — правого притока р. Колвилл (по Carter, 1983): I — сингенетичес¬
кие повторно-жильные льды; датировки: 2— радиоуглеродные, 3 — термолюми¬
несцентные; 4 — лёссовые породы; 5 — торф; 6 — эоловые пески; 7 — оторфо-
ванная супесь; 8 — пески и супеси водного происхождения; 9 — озёрные пескии супеси; 10 — дёрнпоблизости от его бокового контакта. В случае повторяющегося
растрескивания по соседству с жилой через некоторое время
даже небольшой монолит вмещающего грунта может оказаться
включенным в тело ледяной жилы. Это очень удобно для дати¬
рования жил в том случае, когда мы убеждены в синхронности
формирования жильного льда и накопления вмещающих пород,
но создает серьезные трудности, когда ледяная жила внедряется
в давно накопившуюся толщу. Разница в возрасте воды ледяной
жилы и захваченной таким образом органики может достигать
многих тысяч лет. Макровключения органики в ледяных жилах
встречаются очень редко. Все это привело к тому, что подобных
датировок пока немного — первые из них были выполнены аме¬
риканскими исследователями.553
Рис. 8.9. Полигонально-жильный массив на мысе Барроу (по Brown, 1965) 1
повторно-жильный лёд; отбор образцов для радиоуглеродного датирования: 2 —
из прослоев органики в минеральных породах, 3 — из органики, включенной и
ледяные жилы; а — сезонно-талый слой, б — органоминеральный слой, в —
илистая супесь сильнольдистая, г — слабольдистая минеральная порода. Дати¬
рованные образцы: I — кусочек торфа с веточками на активно растущей ледя¬
ной жиле 1775± 120 лет (1-699), II — захороненный торф 9550+240 лет (1-700),III	— пласт торфа, перекрывающий захороненную жилу 10525+280 лет (1-701).IV	— 10 тонких слоев органики из фрагмента ледяной жилы в ее осевой части
82001300 лет (1-992), V — органика из осевой части ледяной жилы 14000+500 лет(1-1171)На севере Аляски датирована органика из ледяных жил в обна¬
жении на мысе Барроу, в штольне выработки Фокс Пермафроа
Туннель и в обнажении Эва Крик. На мысе Барроу (по органике
из вмещающих отложений получен возраст от 10,5 до 1,7 тыс. лет,
а по тонким прослоям органики из ледяной жилы на глубине
3 м — 8,2 и 14,0 тыс. лет (рис. 8.9). Из этих двух более правдо¬
подобна дата 8,2 тыс. лет, т. е. жила имеет голоценовый возраст,
тогда как другая датировка получена, скорее всего, по переотло-
женному аллохтонному детриту.Т. Певе в 1967 г. отобрал образцы макроорганики изо льда,
древесины и вмещающего жилы ила в 40-метровом разрезе поли¬
гонально-жильного комплекса Эва Крик (рис. 8.10). В лаборато¬
рии Аризонского университета по |4С получено несколько да:
возрастом более 25 тыс. лет. Автор считает, что более детальное
датирование могло бы дать возраст жил между 25 и 30 тыс. лет,
так как образец древесины, отобранный им в 1951 г. на 2,5 м
ниже поверхности позднеплейстоценовых осадков, датирован
возрастом 23300± 1000 лет (W-435), а образцы древесины, отобран¬
ие в 1952 г. в основании позднеплейстоценовой формации и око-554
Рис. 8.10. Датированный по радиоугле¬
роду позднеплейстоценовый полиго¬
нально-жильный массив в обнажении
Эва Крик в 16 км к западу от Фэр¬
бенкса на Аляске (по Pewe, Sellmunn,
1973)-. I — торф; 2 — песок; 3 — гра¬
вий и галечник; 4 — супесь и сугли¬
нок; 5 — древесина, стволы, пни; 6 —
сингенетический позднеплейстоцено¬
вый повторно-жильный лёдло ее середины (Pewe, Sell-
mann, 1973), были отложены
23 тыс. лет (L-157A) и 30 тыс.
лет назад (L-163J), возраст дре¬
весины в основании ледяной
жилы 24400±650 лет (1-2! 16).Датирование образцов из
штольни Фокс Пермафрост де¬
монстрируют активный рост
повторно-жильных льдов в те¬
чение всего позднего плейсто¬
цена. В двух соседних ледяных
жилах на глуб. 0,8 м под кров¬
лей льда по макроорганике по¬
лучены даты 32,3 и 31,4 тыс.
лет (рис. 8.11), что близко к
возрасту перекрывающего жилу торфа — 32,8 и 31,2 тыс. лет.
Это свидетельствует об автохтонности материала и достовернос¬
ти его датирования. Очевидно, 33—30 тыс. лет назад происходил
активный рост этих жил (Hamilton et al., 1988). Возраст толщ и
особенности их строения подобны сибирским.Подчеркнем, что возможность захвата древней органики из
вмещающих пород в процессе роста жил очень затрудняет их
датирование по макровключениям. Более надежно определение
возраста микроорганики в жилах и пластовых льдах методом
AMS.8.2.	ДАТИРОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ЛЬДОВ С ИСПОЛЬЗОВАНИЕМУСКОРИТЕЛЬНОЙ МАСС-СПЕКТРОМЕТРИИМетод ускорительной масс-спектрометрии даёт возможность
датировать не только включения органического материала во
льду, но также углекислый газ и метан из воздушных пузырьков.8.2.1.	Радиоуглеродные датировки микровключений органики в
повторно-жильных льдах. Определение возраста ледяных жил и
вмещающих их отложений могут существенно различаться из-заГлубина, Криостратиграфия
м	и14С датировки Ярус.3750 ±200
(L-117H)
23300 + 1000
(W-435)
>2500024400±650
(1-2116)>56900(Hv-1328)мамонт,бизонголоценВИСКОНСИНсангамониллиноисярмутпреярмутГ7711 F~ I2 Из [ZZZk
ГЖЬ Ше555
соXsю>..С1011121314151617'✓ ' '+2100 '' 30700-1600' ''' /'/
^-32790*560
r'(USGS-2553Wir■'Д2 '+3000 /30160±160(USGS-1516)
35500*2400(1-12658)	 +200031200-2200 /32300-1600(1-1843)
(USGS-1517)^Л31400+2900(1-1842)L' /™35970±920(USGS-1518)
- 38470+470(USGS-1519)✓ , * j Г ' ^38860±930(USGS-1520)
' ' ' Yf s ' '43300*1600'' ✓(USGS-1521)^	>39940(BETA-4583)>40740 BETA-4581
>46000(USGS-1714)41000±1400(USGS-1713)9^30160*160 32790*560• (USGS-1516) (USG?(A,'V/v J * / / /тташшпо 'Г (!-12655)о J />(И 369)' '41-12657)	2656)31200-2200(USGS-1517w •+3000,v- / ('>35970*920 ' ' '.V\f„v
35500*24!
(1-12658)о П-1369)11910±180T?^J25701390(USGS-1518),' J'УЛ5 м\o 1\3 FYl 4L/.	г-157 [SDL)8 ^J9Рис. 8.11. Позднеплейстоценовый полигонально-жильный массив в междуречье
Юкона и Тананы в центральной части Аляски (по Hamilton et al., 1988): а —
ледяные жилы нижнего яруса, б — фрагмент, демонстрирующий соотношение
ледяных жил верхнего яруса с вмещающими породами; 1 — молодой галечник;
2 — более древний галечник; 3 — оторфованная супесь; 4 — супесь без органи¬
ки; 5 — торф опесчаненный; 6 — шлиры и линзы сегрегационного льда; 7 —
пещерный (озёрный?) лёд; 8 — повторно-жильный лёд; 9 — древесинанедостоверности счётного материала и ограниченных техничес¬
ких возможностей. Авторам удалось определить возраст позд¬
неплейстоценовых сингенетических ледяных жил в разрезе на
восточном побережье п-ова Ямал двумя способами: по торфу из
вмещающих отложений и органике, экстрагированной непосред¬
ственно из повторно-жильного льда (Васильчук и др., 2000а).
В последнем случае возраст был определен с использованием
техники ускорительной масс-спектрометрии, описанной в гл. I.556
Ледяные жилы были датированы по микровключениям и ще¬
лочной вытяжке изо всей органики, содержащейся во льду (см.
табл. 1.3). В двух верхних образцах щелочная вытяжка оказалась
существенно старше, что, скорее всего, объясняется загрязнением
льда древней органической пылью. Напротив, AMS-датировки
щелочного экстракта и микроорганики в нижнем образце почти
идентичны. Очевидно, ледяные жилы нижней стадии были мень¬
ше загрязнены более древним материалом, так как вокруг был
плотный покров тундровой растительности и торфяников, — в
морозобойные трещины мог проникать лишь вновь формирую¬
щийся материал. На второй и третьей стадиях ледяные жилы
формировались в условиях пляжа, оттуда в морозобойные тре¬
щины проникал органический материал с высокой концентра¬
цией древней органики.Вначале, основываясь только на данных датирования органи¬
ки из вмещающих отложений, предполагали, что ледяные жилы,
обнажающиеся в основании разреза, начали формироваться око¬
ло 27 тыс. лет назад. Однако AMS-даты показали, что эти льды
начали формироваться около 21 тыс. лет назад. Вероятно, ско¬
рость вертикального роста жил в период от 21 до 14,7 тыс. лет
назад составляла около 1,2 м за 1000 лет.Прямое радиоуглеродное датирование микроорганики из поз¬
днеплейстоценовых Сеяхинского едомного комплекса позволяет
заключить, что AMS-датировки подтверждают субгоризонталь-
ную возрастную стратификацию повторно-жильного льда. Этот
вывод ранее предполагался, но надёжное его подтверждение
было получено только после проведения датирования льда мето¬
дом AMS. Временной интервал активного формирования ледя¬
ных жил, установленный в этом разрезе как прямым (по жи¬
лам), так и косвенным (по вмещающим отложениям) способа¬
ми, оказался очень близким (Vasil’chuk et al., 2000).8.2.2.	Радиоуглеродные датировки углекислого газа в пластовых
и пещерных льдахПластовый лёд. Для датирования подземных ледяных залежей
можно использовать С02, содержащийся в пузырьках воздуха.
Однако известно, что концентрация углекислого газа и воздуха в
разных типах льда сильно варьирует. Например, содержание
С02 в пещерныч льдах в 70 раз больше, чем в полярных льдах.
Причина заключается в том, что пещерный лёд — это замёрз¬
шая внутри грунтовая вода, находившаяся в равновесии с поч¬
венными газами, обогащенными С02. Соотношение углекислого
газа и воздуха в подземных льдах может быть индикатором их
генезиса. Пластовые залежи ледникового происхождения имеют
низкое содержание воздуха и углекислого газа, а образовавшиеся в
результате замерзания грунтовых вод сезонно-талого слоя обла¬
дают низким содержанием воздуха и высоким углекислого газа.557
Как уже было показано в гл. 6, происхождение пластовых
льдов ещё до конца неясно. Эти залежи содержат слишком мно¬
го воздуха, чтобы считаться замёрзшими грунтовыми водами, и
слишком много углекислого газа, чтобы без сомнения быть от¬
несенными к реликтам древних ледников. Возможно, что неко¬
торая (видимо незначительная) часть ледникового льда можем
иметь происхождение, очень близкое к жильному льду: часть уг¬
лекислого газа попадает в лед благодаря особому контракцион-
ному механизму, который отмечен ниже фирновой линии на
ледниках Гренландии и Антарктиды. Как известно, зимой лед
сжимается и разбивается трещинами, а весной на его поверхности
формируется тонкий слой талой воды, которая затекает в тре¬
щины и замерзает. Эта вода адсорбирует С02 из атмосферы и
привносит его в приповерхностный слой льда, увеличивая содер¬
жание воздуха и углекислого газа по сравнению с обычным для
ледникового льда.Пластовый лед протяженностью до 700 м и высотой до 10 м
был исследован на п-ове Пойнт (побережье моря Бофорта) в 6 км
к юго-западу от пос. Тактояктак (Moorman et al., 1996). Считает¬
ся, что за последние 80 тыс. лет ледник покрывал большую
часть западной Канадской Арктики, в частности, район дельты
р. Маккензи подвергался, по крайней мере, двум оледенениям.
Первые образцы пластового льда на п-ове Пойнт отобраны зимой
1989 г. Керн льда длиной 17,1 м доставили в Институт низких
температур в Саппоро, где был выполнен анализ 5|80. В следу¬
ющей экспедиции из верхней части обнажения были отобраны
ледяные блоки. Анализ газа выполнен в Аризонском универси¬
тете с использованием описанной в гл. 7 техники сублимации
льда (табл. 8.4).Таблица 8.4Результаты AMS-датирования пластового льда п-ова Пойнт{по Moorman era!., 1998)№ об¬
разцаГлуби¬
на, мВоздух(1/кг)Возраст по
14С, летЛаборатор¬
ный номер8'®0 в газе С02,
%в к SMOWб'*0 в воде,
%В к SMOW92-CI123,3138601100АА-13013М4/5325,52053011250АА-21173+ 14,2-30,1MI3754,3>27200АА-21174+ 13,4-30,1М221160,4204751925АА-21175+ 13,7-30,0М3217198>32150АА-21176+ 11,5-32,0В толще льда наблюдалось около 30 грунтовых прослоев
мощностью от 1 до 20 мм. В верхней трети толщи включения
представлены тонкозернистым и слоями и комками, а в нижней
трети — ровными или волнистыми полосами песка. В донной558
Рис. 8.12. Изотопно-кислородный про¬
филь пластового льда в районе п-ова
Пойнт и радиоуглеродные датировки
методом AMS (из Moorman el al., 1998)1386020530>2720020475>32150С-датировкичасти слои льда переслаивались
со слоями песка. Содержание
С02 в изученной толще отли¬
чалось большим разбросом, но
в целом находилось в преде¬
лах значений, характерных для
почвенных газов. Содержание
N20 в атмосфере невелико,
тогда как в биологически ак¬
тивных почвах этот газ может
накапливаться в ощутимых ко¬
личествах. В двух образцах
пластового льда с п-ова Пойнт
обнаружены следы N20, имен¬
но эти образцы содержали вы¬
сокие концентрации С02. Зна¬
чения 5|3С газа, обнаруженного
во льду, изменяются от —15,4
до —18,1 %о, что несколько
ниже значений атмосферного
СО, (приблизительно —1%о)
или извлеченного из карбонат¬
ного источника (около 0%), тогда как значения 513С биогенного
С02 (т. е. углекислоты в почвенных газах) обычно варьируют от
— 15 до —25%о. Радиоуглеродный возраст заключенных во льду га¬
зов колеблется примерно от 14 до 32 тыс. лет (см. табл. 8.4). При
этом большинство значений 5180 во льду заключены в интервале
от —30,0 до — 32,0%с (рис. 8.12).Детальный вертикальный профиль 5180 в пластовом льду со¬
гласуется с сегрегационной моделью льдообразования, но од¬
новременно предполагает отдельные внедрения воды. Малове¬
роятно, чтобы это ледяное тело образовалось в процессе мета¬
морфизма фирна. При погребении снежника или ледника состав
газовых включений во льду сходен с газовым составом атмосфе¬
ры времени его формирования. Здесь же значения 5|3С газовых
включений во льду примерно на 10%о ниже (отрицательнее), чем
в атмосфере, а уровень концентрации С02 в 10—100 раз выше.
Значения 513С и концентрации С02 скорее близки к таковым в
почвенных и внутри грунтовых газах. Следы N20, обнаруженные5596180,%о
в двух образцах, также указывают на заметную биогенную ак¬
тивность в воде, из которой сформировался лёд.Радиоуглеродная датировка на глубине 11 м моложе, чем на
глубине 7 м. Это могло бы свидетельствовать о перемещении
более старого льда над более молодым, но в самом строении ле¬
дяного тела признаки деформаций отсутствуют. Значительно бо¬
лее высокие значения химического и изотопного состава ледя¬
ной залежи по сравнению с ультрапресным снегом и фирном
говорят о том, что подземные воды прошли долгий путь через
грунт. Высокие концентрации С02, N20 и 5|3С указывают на то,
что во льду преобладают почвенные газы. В нём также обнару¬
жено гораздо меньше посторонних примесей, чем это обычно
бывает в базальном льду ледников.Радиоуглеродные датировки толщи сегрегационно-инъекцион-
ного льда обычно одинаковы или даже уменьшаются с глубиной;
концентрация С02 и значения 513С так же одинаковы или в
пределах ледяного тела изменяются постепенно. В данном случае
профили |80, |3С и содержания С02 не говорят о формировании
льда из единственного источника воды. Значения |80 показали,
что вода, из которой образовался лёд, могла быть холодной та¬
лой водой ледников или снежников. Однако она существенно
изменила свои свойства при прохождении через приповерхност¬
ные отложения. Поскольку радиоуглеродные даты по включениям
С02 в воздушные пузырьки не показывают какого-либо тренда,
вероятно, что ледяное тело питали разные источники. Сравне¬
ние профиля б180 с другими изотопными данными из других
частей этой же залежи (см. рис. 6.61) свидетельствует о значи¬
тельных различиях состава вдоль простирания ледяного тела.Естественно, что радиоуглеродный возраст биогенного С02 не¬
сет в себе “запись” того времени, когда углекислый газ образовал¬
ся в биологически активном приповерхностном слое. Поскольку,
скорее всего это произошло до формирования пластового льда,
радиоуглеродные даты по С02 в пузырьках воздуха отражают мак¬
симальный возраст льда. Таким образом, лед на п-ове Пойнт об¬
разовался менее 13,8—16,5 тыс. лет назад, причем разные части
гетерогенного ледяного пласта могут иметь различный возраст.
Наиболее вероятным источником воды для формирования рас¬
сматриваемого ледяного тела на п-ове Пойнт мог служить близ¬
лежащий ледник (Rampton, 1988). Часть талых вод просачива¬
лась сквозь водоносный горизонт между реликтовыми многолет¬
немёрзлыми толщами и современными отложениями и там, где
давление поровой воды превышало давление перекрывающих
слоев, вышележащие отложения приподнимались и мог расти
пластовый лёд. Поскольку гидравлический напор поровых вод
падает при удалении от источника, наиболее подходящие усло¬
вия для роста льда создавались вблизи фронта ледника.560
Химический и изотопный состав пластового льда на п-ове
Пойнт указывает на то, что источником его питания были под¬
земные воды, хотя на первоначальном этапе (16,5—14 тыс. лет)
определенную роль играли талые воды позднеплейстоценового
ледника. О формировании пласта в самом конце позднего плей¬
стоцена говорят и датировки японских исследователей методом
AMS вмещающих лёд отложений: 142701250 лет, NUTA-594;
170001250 лет, NUTA-594; 170701180 лет, NUTA-589.Как видно, датирования пузырьков углекислого газа методом
AMS в совокупности с данными по составу воздуха и изотопны¬
ми определениями позволяют не только судить о возрасте плас¬
товых ледяных залежей, но и выполнять криогенетические ре¬
конструкции.Пещерный лёд. В разных районах мира часто встречаются мас¬
сивные ледяные тела в пещерах. Сравнительно мало известно о
том, как этот лёд сформировался, хотя ясно, что источником его
были фунтовые воды, содержащие значительное количество угле¬
кислого газа. Выделяются два типа пещерного льда. Льды первого
типа находятся в пещерах при среднегодовой температуре ниже
нуля, а летняя температура поднимается немного выше нуля. Ле¬
том подземные воды попадают на поверхность пещерного льда и
формируют тонкий слой воды, который замерзает в течение зимы.
Придонная часть подобных ледяных тел мёрзлая, и можно пред¬
полагать древний возраст нижних слоев льда.Льды второго типа имеют плоскую поверхность, по которой
подземные воды текут летом и замерзают зимой. Средняя темпе¬
ратура в донной части таких пещер несколько выше, чем в преды¬
дущих. Примером может служить лед в пещере Канделария в
Нью-Мексико (табл. 8.5). Эта пещера представляет собой лавовую
трубку с плоским ледяным телом на дне пещеры. Судя по анали¬
зам на |4С углекислого газа из двух образцов льда, возраст ледя¬
ного пласта составляет 1780160 лет (АА-4915) и 1860160 лет
(АА-6021). Датировка веточки, обнаруженной во втором образце
льда 18101100 лет (GX-15919) близка к датировке по СО,. Возраст
поверхностного льда пещерных отложений 55160 лет (АА-6022).Таблица Я. 5Радиоуглеродные AMS датировки изо льда
пещеры Канделария, штат Нью Мехико(по Wilson, 1992)№ образцаИсточник С02Датировки по 14САА-6022 •Пузырьки газа во льду55±60AA-6023D2Птичье перо в том же образце льда, что и АА-602225±70АА-4915Пузырьки газа во льду из основания отложений1780±60АА-6021Пузырьки газа во льду из основания отложений1860+60GX-I5919Веточка в том же образце льда, что и АА-60211810+100561
Эти датировки показывают, что пещерный лёд хотя и не
очень древний, но вполне устойчив. Он замерзал на поверхности
и в течение многих сотен лет постепенно погружался вниз, пе¬
режив потепление средних веков. Очевидно, все это время пе¬
щера была изолирована от внешних условий. Близкие даты дал
и органический материал (помимо веточки исследовалось и
птичье перо). Все это указывает на надёжность датирования пе¬
щерного льда методом AMS, используя древний углекислый газ,
заключенный во льду.8.2.3.	Радиоуглеродные датировки пузырьков метана в повтор-
но-жильных льдах. Весьма перспективно датирование сингенети¬
ческих ледяных жил по радиоуглероду метана, полученного не¬
посредственно из жильного льда. Высокая концентрация метана
в пузырьках воздуха была прослежена как в позднеплейстоцено¬
вых, так и в голоценовых повторно-жильных льдах Северной
Якутии. При достаточном количестве метана можно адаптиро¬
вать технику AMS для определения концентрации |4С. Японские
исследователи из Института низких температур применили тех¬
нику AMS для определения возраста метана в пузырьках воздуха
из голоценовых ледяных жил (Morizumi et al., 1995).Исследованные жилы находятся на южном побережье о. Боль¬
шой Ляховский и в обнажении ледового комплекса Ойгосский
Яр. В едоме Ойгосского Яра голоценовые жилы проникают в
подстилающий позднеплейстоценовый комплекс. Для тестиро¬
вания метода исследован лёд из современной жилы. Техника от¬
бора образцов была следующей. Ледяные блоки таяли в горячей
пересыщенной солью воде и освобождающийся из пузырьков
воздух собирали через воронку в стеклянную колбу. Поскольку
вода была насыщена солью, дополнительный воздух в воде прак¬
тически не растворялся, что снижало вероятность загрязнения
образца современными атмосферными газами.Концентрацию метана в воздухе определяли при помощи га¬
зовой хроматографии. Отобранный в стеклянные колбы воздух
был проанализирован на газовый состав непосредственно на об¬
нажении. Для анализа требовался 1 мг чистого углерода, кото¬
рый получали из 1 л воздуха с 0,2%-ной концентрацией метана.Метан выделяли из воздуха путем абсорбции на активирован¬
ном угле газово-хроматографической системы из расчета, что 1 л
воздуха содержит 1,99 мг метана. Сначала образец воздуха замо¬
раживали в жидком азоте в ловушке водяного пара и углекислого
газа. В другой ловушке, заполненной активированным углем, об¬
разец воздуха снова охлаждался жидким азотом — на абсорбиро¬
вание 1 л воздуха уходила I мин. Затем вторую ловушку охлаж¬
дали смесью сухого льда и этанола до —80°С, а освободившийся
азот и кислород откачивали вакуумным насосом. Оставшийся
метан, абсорбированный в активированном угле, высвобождался562
путем прогревания до 260°С в третьей ловушке, на дне которой
помещены молекулярные фильтры. Ловушку затем снова охлаж¬
дали жидким азотом, чтобы абсорбировать находящийся в ней
метан. Наконец, ловушку подогревали до комнатной температу¬
ры и высвобожденный метан перекачивали с несущим газом в
линию газовой хроматографии, где его окисляли нагреванием до
830°С с катализатором СиО.На заключительном этапе полученную смесь снова охлажда¬
ли жидким азотом. Значение 513С в полученном углекислом газе
измерялось на масс-спектрометре. Другую часть С02 деоксиди-
ровали с использованием Н2 с железом в качестве катализатора;
в полученном графите определяли концентрацию |4С с использо¬
ванием системы AMS. Чтобы исключить загрязнение современ¬
ным воздухом и учесть эффект фракционирования, в процессе
разделения была проведена дополнительная обработка. Сравне¬
нием двух значений 5|3С в необработанном и обработанном ме¬
тане был рассчитан уровень эффекта и степень изотопного фрак¬
ционирования и загрязнения. После применения упомянутой
процедуры очистки получены следующие значения (табл. 8.6).Таблица 8.6Радиоуглеродное датирование метана из воздушных пузырьков
в повторно-жильных льдах методом AMS(из Morizumi et al., 1995)Разрез, глубина отбора, м№ образцаКонцентрация
СН4, %8|3С,%оДатировки
по |4СОйгосский Яр. 0,5-1,0OG-340,21-71,33539187о. Большой Ляховский, 0,5—1,0LZ-14,57-72.147821113Полученные значения 513С указывают на биогенный источник
метана — распад торфа в анаэробной среде на земной поверхнос¬
ти. Датированные слои органики в едоме разреза Ойгосский Яр
представлены на рис. 8.13, а. Очевидно, что основная часть жиль¬
ного комплекса Ойгосского Яра формировалась в конце поздне¬
плейстоценового интерстад и ал а. Возраст верхней части едомы
22940 лет, а голоценовые жилы в едомной толще образовались
позднее, судя по |4С датировке методом AMS в 3539 лет (OG-34).Аналогичные результаты получены на о. Большой Ляховский
(рис. 8.13, б). Возраст едомы здесь 7370 лет показывает, что в
голоцене она была эродирована; возраст льда 4782 года (LZ-1)
совпадает с возрастом из перекрывающих отложений. Очевидно,
ледяные жилы в верхней части разреза проникли в древнюю
едому в голоцене.Вероятно, пузырьки метана можно использовать и для дати¬
рования по |4С более древних толщ. Измерения в донных озёр¬
ных отложениях (Zimov et al., 1997) показали, что возрастная563
абКонцентрация метана (%)Концентрация метана (%)Рис. 8.13. Радиоуглеродное датирование едомных толщ Ойгосского Яра (а) и
о. Большой Ляховский (б) и концентрация метана в них (из Morizumi et al.,
1995): I — диаграмма концентрации метана; 2 — радиоуглеродные датировкистратификация метана сохраняется даже в озерных идах — снизу
вверх получен безинверсионный ряд дат: 38, 27, 15, II и 8 тыс.
лет и, следовательно, можно ожидать того же в озерных и бо¬
лотных синкриогенных толщах.Экстремально низкие значения 8D (от —479 до —430%с) в пу¬
зырьках метана, датированных 38 и 28,6 тыс. лет и существен¬
но более высокое (до —370, —391 %о) в пузырьках возрастом 27 и17	тыс. лет, свидетельствуют о суровости климата и геокриоло¬
гической ситуации на севере Сибири практически на протяже¬
нии всего позднего плейстоцена.8.3.	ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ТРИТИЯ
ДЛЯ ИЗУЧЕНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ЛЬДОВРадиоактивный изотоп водорода тритий (3Н) может быть ис¬
пользован как индикатор содержания сорременной воды в мно¬
голетнемёрзлых породах. Особенно эффективен тритиевый анализ
для оценки современного обмена водой (обогащенной тритием
после взрывов атомной бомбы в 1953 г.) между сезонно-талым
слоем и более древними многолетнемерзлыми породами.564
Поскольку период полураспада трития около 12,5 лет, его от¬
сутствие в тех или иных геокриологических образованиях может
свидетельствовать об их изоляции от атмосферной влаги в тече¬
ние последних 50 лет. Концентрация трития, вдвое превышаю¬
щая десятки ТЕ (тритиевых единиц), указывает на возможное
присутствие влаги, выпавшей после 1953—1954 гг. Содержания
трития в подземных льдах, возникших до этого времени, обыч¬
но не превышает 5—10 ТЕ.По данным В.В. Романова с соавторами (1986), содержание
трития в мёрзлых породах и подземных льдах Южной Якутии
и северо-западной части Амурской области колебалось от 0 до
350 ТЕ, в наледях — 250—400 ТЕ, в пробах дождя 170—390 ТЕ, в
пробах снега 80—320 ТЕ, в поверхностных и надмерзлотных во¬
дах 150—290 ТЕ, в подземных водах глубокой циркуляции в за¬
висимости от их возраста и активности обмена с поверхностны¬
ми водами от 8 до 426 ТЕ, а в водах слоя сезонного протаивания
оно изменялось по сезонам и по глубине от 60 до 320 ТЕ в соот¬
ветствии с содержанием трития в атмосферных осадках. В слое
сезонного промерзания пойменных таликов, где распростране¬
ны пласты и линзы инъекционных и инъекционно-сегрегацион¬
ных льдов, содержание трития соответствует его концентрации в
речных водах или бывает несколько выше, что вызывается при¬
током в аллювий подмерзлотных вод.Естественные уровни трития в подземных льдах слишком ни-
зк-и, чтобы обнаружить фракционирование, хотя атом трития
втрое тяжелее атома водорода и в 1,5 раза тяжелее атома дейте¬
рия. Поэтому величина фракционирования для трития, как и
для изотопа |80, в системе лед—вода может быть значительно
больше, чем для дейтерия. Но лёд содержит в среднем 149 ато¬
мов трития на 1018 атомов водорода, а инструментальная ошибка
метода составляет ±10 ТЕ, т. е. даже значительное фракциони¬
рование находится вне пределов точности метода. Однако тритий
помогает исследовать источники воды, формирующей повторно¬
жильные льды, льды инъекционных или сегрегационных бугров
пучения, льды наледей и курумов и др. на протяжении послед¬
них 30—40 лет.Концентрация трития в древних многолетнемерзлых породах, а
также в шлирах и линзах сегрегационных подземных льдов может
быть значительной. Так, в скважине, пробуренной в долине
р. Горбылях (Южная Якутия) на бугре пучения высотой 7,5 м,
верхняя часть которого сложена торфом, с глубины 0,3 м —
мёрзлым, а на уровне 2,9 м залегает метровый слой льда с мине¬
рализацией 0,15 г/л, содержания трития на глубине 0,5; 3,3; 5,7
и 9,3 м составило соответственно 113; 68; 48 и 26 ТЕ. Это в це¬
лом свидетельствует о том, что современные воды недавно внед¬
рялись в верхнюю 1-метровую часть мёрзлой толши. Сходное565
абУ/Л 1 Г="шТ121	I 3 4Криогенное Концентрациястроение	трития, ТЕ50 150 250Криогенное Концентрациястроение	трития, ТЕ10	30 50 700 . —I—I—I	1	I	I	I	Рис. 8.14. Содержание трития в разрезе 4,5-метрового бугра пучения на Таймы¬
ре (а) и в скважине, расположенной в локальной депрессии на полигональном
массиве (б): 1 — суглинок; 2 — льдистый оторфованный грунт; 3 — песок; 4 —
линзы льда (из Chizhov, Derevyagin, 1998)распределение трития выделено и на других криогенных объек¬
тах. Например, в пластовых льдах, подстилающих торфяник в
долине р. Нюкжа, в интервале глубин 1,7—2,7 и 3,0—3,4 м кон¬
центрация трития составила соответственно 82 и 73 ТЕ, а в слое
сезонного протаивания — более 300 ТЕ. По данным тритиевого
анализа, примерно 20—30% сегрегационных льдов образовались
в течение последних 25—30 лет.По измерениям в скважине на 4,5-метровом бугре пучения
на Таймыре в зоне сплошного развития многолетнемерзлых по¬
род (среднегодовая температура грунтов здесь около — 12°С), со¬
держание трития в верхней части минерально-ледяной линзы
составляет 80±3 ТЕ (рис. 8.14, а); максимум трития, зафиксиро¬
ванный во льду на глубине около 1,5 м, вероятно, образовался в
1967 г., когда и началось формирование этого бугра.Приведенные данные указывают на активное современное
развитие бугров пучения из-за увеличения их минерально-ледя¬
ного ядра в результате инъекций и миграции воды из озерных
таликов и из активного слоя. Вместе с тем в ядрах некоторых
бугров пучения тритий не обнаружен, что свидетельствует о
прекращении их роста и притока влаги в ледяное ядро.566
В ядре бугра пучения голоценового возраста в районе Норт
Пасс на Юконе, особенности криогенного строения которого
рассмотрены в гл. 6, содержание трития колеблется от 128 до
200 ТЕ (см. рис. 6.63). Высокие значения содержания трития го¬
ворят о том, что вода близлежащих источников проникла в сис¬
тему подземных вод во второй половине 60-х годов. В перекры¬
вающем торфе концентрация трития такая же, как и в пласто¬
вых льдах, в то время как в талом слое она существенно ниже
(83—87 ТЕ), но все же отличается от высокого содержания три¬
тия в современных осадках. Отсюда следует, что содержащаяся в
талом слое вода — это смесь воды родников и современных
осадков (Michel., 1986).В девяти районах Западной и Средней Сибири между 54 и
73° с.ш. исследовано (Chizhov, Derevyagin, 1998) содержание
трития в 250 образцах из активного слоя и многолетнемерзлых
пород (табл. 8.7). Температура мерзлых пород здесь варьирует от
0 до -12°С, т. е. исследованные участки располагаются как в
зоне сплошного распространения многолетнемерзлых толш, где
водообмен очень затруднен, так и в районах прерывистого и ос¬
тровного их распространения, где водообмен более вероятен.
Концентрация трития в осадках в среднем у арктического побе¬
режья на 40—50% меньше, чем в континентальных условиях.Таблица 8.7Содержание трития в подземных льдах Западной и Средней Сибири(Chizhov, Derevyagin, 1998)Тип подземного льдаЧислообразцовИнтервал
отбора, мСодержание трития, ТЕсреднеемакси¬мальноемини¬мальноеПовторно-жильный лёд,
реликтовый56150Повторно-жильный лёд,
современный19702340Пластовый лёд,
реликтовый138210Пластовый лёд,
современный161913230Современный лед
каменных глетчеров101,2-3,69716710Эпигенетический
сегрегационный лёд2225920Реликтовый сингенетичес¬
кий сегрегационный лёд79210Лёд бугров пучения101,2-7,0421070Лёд активного слоя110,2-2,417835264567
Концентрации трития выше 10 ТЕ отмечены во всех мерзлых об¬
разцах из активного слоя. Максимум содержания трития (352 ТЕ)
обнаружен в образцах текстурного льда из мерзлого торфа в ос
новании активного слоя (см. табл. 8.7), хотя средняя концент¬
рация трития в летних осадках не превышала 150 ТЕ. Значит, в
нижней части сезонно-талого слоя, вероятно, находится влага
60-х годов, когда концентрация трития в осадках доходила до
400 ТЕ. Минимальная концентрация трития (30—40 ТЕ) отмече¬
на во льду активного слоя, относящемуся к 1994—1996 гг. В со¬
временных инъекционных пластовых льдах и во льду из ядра
небольших гидролакколитов (см. табл. 8.7), максимальное со¬
держание трития составило 323 ТЕ (среднее — 191 ТЕ).Поскольку главным источником повторно-жильного льда слу¬
жит талая снеговая вода, концентрация трития в нем примерно на
50% ниже, чем в летних осадках. Содержание трития в некоторых
современных повторно-жильных льдах Таймыра уменьшается
сверху вниз вдоль оси ледяной жилы от 80 до 21 ТЕ, а также от
центра к краям. Подобное распределение трития внутри жил от¬
ражает механизм их формирования: возраст льда уменьшается
снизу вверх и от краев к центру.Аномально высокое содержание трития в небольших ледяных
жилах было обнаружено в скважине, пробуренной в локальной
депрессии на полигональном массиве (рис. 8.14, б). Содержание
трития во льду на глубине 0,7—1,4 м составило 230—148 ТЕ, а
на глубине 1,4—2,3 м оно уменьшается до 20—42 ТЕ. Средняя
концентрация трития в осадках на Таймыре в 1994 г. была око¬
ло 350 ТЕ: с учетом длительности периода полураспада трития
можно утверждать, что в верхних горизонтах лёд образован ат¬
мосферными осадками, выпавшими приблизительно 30 лет назад.
В тот же период образовались ледяные линзы и пласты погре¬
бенного снега с концентрацией трития 300 ТЕ. Обращает на
себя внимание, что чистые и грязные слои снега различаются по
концентрации трития: в чистых слоях она составляет 16—24 ТЕ,
а в грязных возрастает до 26—310 ТЕ.Полученные результаты свидетельствуют об интенсивном об¬
мене влагой между поверхностью, сезонно-талым слоем и мно¬
голетнемёрзлыми толщами в основании деятельного слоя, что
ведёт к росту содержания льда в верхней толще многолетнемёрз¬
лых пород. Количество воды, проникающей из сезонно-талого
слоя в многолетнемерзлые породы, может достигать 50 мм/год,
а в среднем составляет около 20 мм/год. Современная влага в
буграх пучения, вероятно, может проникать на несколько мет¬
ров (Chizhov, Derevyagin, 1998).Вместе с тем неоднократно встречены подземные льды, за¬
консервировавшиеся со времени своего образования, в которых
концентрация трития близка к фоновой, к таким, например, от¬568
носится 2-метровая залежь пластового льда в Фенгхуошане, в
горном районе на севере Китая, где концентрация трития по
вертикали плавно повышалась вверх от 20 до 60 ТЕ, а в текстур¬
ных льдах во многих местонахождениях здесь она не превышала
8-25 ТЕ (Wang Shaoling et al., 1989).Данные по концентрации трития в подземных льдах, много¬
летнемерзлых грунтах и атмосферных осадках позволили при¬
близительно рассчитать содержание современной влаги в мно¬
голетнемерзлых грунтах. В растущих ледяных жилах ее содержа¬
ние колеблется от 15 до 65%. По-видимому, жилы размерами
10—15 см и инъекционные льды могли сформироваться после
1953 г. С 1976 до 1996 г. содержание трития в активном слое и в
многолетнемерзлых породах уменьшилось почти в девять раз.
Причина заключается в распаде трития и снижении его содер¬
жания в атмосферных осадках.Пока не установлены значения погрешностей при определе¬
нии тритиевой активности льда, которые возникают из-за дли¬
тельного нахождения льда в обнажениях, нестерильности отбо¬
ра, транспортировки и хранения образцов, погрешностей самого
метода определений и др., что говорит о некоторой условности
полученных данных. Вместе с тем общая концентрация трития в
мёрзлых грунтах определяется в основном географическим по¬
ложением точки, периодом полураспада трития и временем сбо¬
ра образцов, возрастом и происхождением льда, механизмом его
формирования. Тритиевый анализ становится всё более эффек¬
тивным методом для изучения миграции воды и формирования
льда в многолетнемерзлых грунтах.8.4.	ВЫВОДЫДля выяснения истории криолитозоны важно датировать и
подземные льды, и следы их былого распространения, в частности
псевдоморфозы, встречающиеся на обширной территории. Ис¬
пользование изотопа углерода 14С позволяет определять возраст
мёрзлых толщ до 40 тыс. лет назад. Возраст псевдоморфоз опре¬
деляется по органическим остаткам в них и во вмещающих их
толщах. Некоторые трудности связаны с омоложением радиоуг¬
леродных датировок в результате привноса органического мате¬
риала при почвообразовании и фильтрации поверхностных вод
и почвенных растворов. Изучение и датирование псевдоморфоз
говорит о том, что 40—10 тыс. лет назад на территории Евразии
существовала обширная криолитозона, природные условия ко¬
торой мало отличались от тех, что наблюдаются в Якутии.Радиоуглеродные измерения возраста подземных льдов вы¬
полняются как традиционными методами датирования с ис¬
пользованием сцинтилляционных и газовых пропорциональных569
счетчиков, так и с применением метода ускорительной масс-
спектрометрии. Используются макроорганические остатки, от¬
бираемые непосредственно из ледяных тел и вмещающих их от¬
ложений. Безусловно, достоверные результаты получаются в слу¬
чае датирования органического материала, сингенетичного льду,
а при датировании ледяных пластов и жил эпигенетичных по
отношению к вмещающим породам результаты искажаются. Глав¬
ные трудности датирования сингенетических повторно-жильных
льдов связаны с удревлением радиоуглеродных датировок в ре¬
зультате переотложения древнего органического материала в
водной среде рек, озер и морей. Достоверность результатов, по¬
лучаемых по органике, извлечённой из многолетнемёрзлых
толщ, резко возрастает при должном предохранении её от мик¬
робного заражения при упаковке, транспортировке и хранении
образцов.Определение возраста подземных льдов с использованием ус¬
корительной масс-спектрометрии выполняется по органическим
микроостаткам и щелочным вытяжкам из включений во льду, а
также по радиоуглероду из углекислого газа и метана, содержа¬
щихся в пузырьках воздуха во льду. Данные по микроостаткам
более достоверны, так как они в меньшей степени загрязнены
древней переотложенной органикой. Однако и в этом случае
надо учитывать привнос древнего аллохтонного материала. Да¬
тирование пластовых льдов по радиоуглероду из углекислого
газа с использованием ускорительной масс-спектрометрии поз¬
волило уточнить возраст ряда пластовых залежей. Определен¬
ный этим способом возраст пещерного льда исчисляется тыся¬
челетиями. Безусловно, перспективно датирование голоценовых
повторно-жильных льдов по радиоуглероду метана из пузырьков
воздуха с использованием ускорительной масс-спектрометрии.С помощью тритиевого анализа можно обнаружить недавнее
внедрение атмосферных и грунтовых вод в подземные льды, а
также уточнить механизм формирования бугров пучения, пов-
торно-жильных и других типов льдов на протяжении последних
30—40 лет.#
ЗАКЛЮЧЕНИЕИсследования природных льдов традици¬
онно разделились на два самостоятельных на¬
правления: геокриологическое, изучающее
подземные льды и гляциологическое, изучаю¬
щее наземные льды. Возникшая между ними
изоляция, безусловно, препятствует полному
и объективному познанию криосферы. По¬
этому мы предприняли попытку рассмотреть
наземные и подземные льды в рамках едино¬
го направления — изотопной геокриологии и
гляциологии.Изотопные методы исследований природ¬
ных льдов — одно из перспективных и увле¬
кательных направлений современных науч¬
ных исследований. Они открывают путь к
изучению возраста и изотопии природных ле¬
дяных образований, позволяющей реконстру¬
ировать количественные температурные ха¬
рактеристики и другие условия их образова¬
ния. Конечно, в будущем возникнут новые
точные методы изучения природной среды,
однако прогресс, достигнутый с помощью
изотопных методов в криосфере, уже сейчас
выводит нас из полосы предположений и до¬
гадок на твердую дорогу фактов и теорий.Авторы искренне благодарны за помощь
А.К. Васильчук, Н.А. Буданцевой, В.Т. Трофи¬
мову и Ю.Н. Чижовой.
ЛИТЕРАТУРААрсланов Х.А. Радиоуглерод: геохимия и геохронология. Л.: Изд-во
Ленингр. ун-та, 1987. 298 с.Астон Ф.В. Масс-спектры и изотопы. М.: ИЛ, 1948. 298 с.Бажев А.Б., Гордиенко Ф.Г., Смирнов К.Е. Вариации изотопа 0-18 в
толще Марухского ледника (Западный Кавказ) // Мат-лы гляциологи¬
ческих исследований. 1973. Вып. 21. С. 198—202.Бажев А.Б., Гордиенко Ф.Г., Загородное В С. Предварительные резуль¬
таты изотопных исследований с ледника Обручева (Полярный Урал) //
Мат-лы гляциологических исследований. 1976. Вып. 27. С. 136—138.Барков Н.И., Гордиенко Ф.Г., Короткевич Е.С., Котляков В.М. Изо¬
топные исследования ледяного керна со станции Восток, Антарктида,
до глубины 950 м // ДАН СССР. 1976. Т. 230. № 3. С. 656-659.Брезгунов B.C. Закономерности распределения стабильных изотопов
водорода и кислорода природных вод при их глобальном круговороте //
Изотопия природных вод. М.: Наука, 1978. С. 10—45.Брезгунов B.C., Есиков А.Д., Якимова Т.В., Визгалина Н.Е., Нечаев В.В.
Распределение среднегодовых концентраций кислорода-18 в осадках на
Европейской территории СССР // Мат-лы метеорологических исследо¬
ваний. М., 1987. № 12. С. 54—58.Брезгунов B.C., Есиков А.Д., Ферронский В.И., Сальнова J1.B. Про-
странственно-временные вариации изотопного состава кислорода атмо¬
сферных осадков и речных вод на территории северной части Евразии
и их связь с изменением температуры // Водные ресурсы. 1998. Т. 25.
№ 1. С. 99-104.Брёкер У.-C., Тэрбер В.Л., Годдард Дж. и др. Подтверждение гипоте¬
зы Миланковича точными данными по коралловым рифам и глубоко¬
водным осадкам // Четвертичное оледенение Земли. М.: Мир, 1974.
С. 17-27.Вартанян С.Д., Арсланов Х.А., Тертычная Т.В., Чернов С. Б. Радиоуг¬
леродный возраст голоценовых мамонтов острова Врангеля // Вековая
динамика биогеоценозов. М.: Наука, 1992. С. 52—53.Васильчук А.К. Изотопная геохронология // Изотопы: свойства, по¬
лучение и применение / Под ред. В.Ю. Баранова. М., 2000. С. 447—471.Васильчук Ю.К. Изотопно-кислородный состав подземных льдов
(опыт палеогеокриологических реконструкций): В 2-х т. М., 1992. Т. 1.
420 с.; Т. 2. 264 с.Васильчук Ю.К. Модель циклически-пульсирующего формирования
сингенетических толщ с мощными повторно-жильными льдами //
Криосфера Земли. 1999. Т. 3. № 2. С. 50—61.576
Васильчук Ю.К., Васильчук А.К. К созданию палеотемпературного сце¬
нария развития криосферы Северного полушария в позднечетвертичное
время: сравнение изотопно-кислородных данных в ледяных жилах и
ледниках // Итоги фундамент, исслед. криосферы Земли в Арктике и
Субарктике. Новосибирск: Наука, 1997. С. 9—19.Васильчук Ю.К., Васильчук А.К., Юнгнвр X., Корнеева ГА., Буданце-
ва Н.А. Гидробиохимический состав сингенетических льдов Сеяхинской
толщи как индикатор уровня Обской губы в позднем плейстоцене //
Криосфера Земли. 1998. Т. 2. № 1. С. 48—54.Васильчук Ю.К., Васильчук А.К., Юнгнер X., ван дер Плихт, Й. Фор¬
мирование сингенетических повторно-жильных льдов во время голоце¬
нового оптимума в условиях быстрого накопления торфа на Централь¬
ном Ямале // Криосфера Земли. 1999. Т. 3. № 1. С. 11—22.Васильчук Ю.К., ван дер Плихт Й., Васильчук А.К., Юнгнер X., Сонни-
нен Э. Первые радиоуглеродные датировки сингенетических позднеплей¬
стоценовых повторно-жильных льдов //Докл. РАН. 2000а. Т. 371. № 1.
С. 114-117.Васильчук Ю.К., Васильчук А.К., Лонг О., Джалл Э.Дж.Т., Сулержиц-
кий Л.Д. Новые данные о популяции мамонтов в позднеплейстоценовой
криолитозоне Евразии //Докл. РАН. 20006. Т. 370. № 6. С. 815—818.Васильчук Ю.К., Васильчук А.К., Юнгнер X., Гей М., ван дер Плихт Й.,
Соннинен Э., Буданцева Н.А. О южном пределе формирования сингене¬
тических повторно-жильных льдов в оптимум голоцена на севере За¬
падной Сибири // Криосфера Земли. 2000в. Т. 4. № 2. С. 3—14.Виленский В.Д., Тейс Р.В. и др. Некоторые особенности формирова¬
ния изотопного состава в снежном покрове Восточной Антарктиды //
Геохимия. 1978. № 4. С. 578—585.Втюрин Б.И., Болиховская Н.С., Болиховский В.Ф., Гасанов LU.LU. Во-
ронцовский разрез едомных отложений в низовьях р. Индигирки //
Бюллетень комиссии по изучению четвертичного периода. М.: Наука,
1984. № 53. С. 12-21.Втюрин Б.И., Глазовский А.Ф. Состав и строение пластовой залежи
подземного льда “Ледяная гора” на Енисее // Мат-лы гляциологичес¬
ких исследований. 1986. Вып. 55. С. 35—43.Галимов Э.М. Геохимия стабильных изотопов углерода. М.: Недра,
1968. 224 с.Гордиенко Ф.Г., Барков Н.И., Орлов А.И. Вариации изотопного состава
атмосферных осадков и озёрной воды в Антарктиде и Субантарктике //
Мат-лы гляциологических исследований. 1976. Вып. 26. С. 150—154.Гордиенко Ф.Г., Барбаш В.Р., Клементьев О.Л. Результаты изотопно¬
кислородных исследований поверхностных слоев ледникового купола
Вавилова // Тр. ААНИИ. Т. 367. 1981. С. 69-74.Гордиенко Ф.Г., Котляков В. М. Роль изотопов кислорода и дейтерия
в гляциологических исследованиях Антарктиды // Антарктика. Докл.
Комиссии. 1981. Вып. 20. С. 106—134.Гордиенко Ф.Г., Котляков В.М., Пуннинг Я.-М.К., Вайкмяэ Р.А. Изу¬
чение керна до глубины 200 м с ледникового плато Ломоносова на
Шпицбергене и палеоклиматические выводы // Изв. Всесоюз. географ,
об-ва. 1980. Т. 112. Вып. 5. С. 394-401.577
Гросвальд М.Г. Евразийские гидросферные катастрофы и оледенение
Арктики. М.: Научный мир, 1999. 120 с.Губин С.В. Почвенные образования заключительного этапа форми¬
рования лёссово-ледовых отложений // Итоги фундаментальных иссле¬
дований криосферы Земли в Арктике и Субарктике. 1996. Новоси¬
бирск: Наука, 1997. С. 19—24.Данилов И.Д., Парунин О Б., Марьенко В.А., Чугунов А.Б. Возраст
мёрзлых отложений и изотопный состав залежей подземных льдов по¬
луострова Ямал (север Западной Сибири) // Геохронология четвертич¬
ного периода. М.: Наука, 1992. С. 118—124.Данилов И.Д., Ружанский В.Э. Криогенные геологические явления
Аляски и Канады // Основы геокриологии. Ч. 3. Региональная и исто¬
рическая геокриология мира / Под ред. Э.Д. Ершова. М.: Изд-во МГУ,
1998. С. 488-496.Дансгор В., Таубер X. Содержание 180 и температуры океанической
воды в плейстоцене // Четвертичное оледенение Земли. М.: Мир, 1974.
С. 116-126.Деревягин А.Ю., Чижов А.Б., Брезгунов B.C., Хуббертен Г.-В., Зигерт К.
Изотопный состав повторно-жильных льдов мыса Саблера (оз. Тай¬
мыр) // Криосфера Земли. 1999. Т. 3. № 3. С. 41—49.Дюплесси Ж.-К. Изотопные исследования // Изменения климата. Л.:
Гидрометеоиздат, 1980. С. 70—101.Есиков АД. Масс-спектрометрический анализ природных вод. М.:
Наука. 1980. 204 с.Изотопно-кислородный состав подземных льдов / Коняхин М.А.,
Михалев Д.В., Соломатин В.И. М.: Изд-во МГУ, 1996. 156 с.Каплина Т.Н. Закономерности развития криолитогенеза в позднем
кайнозое на аккумулятивных равнинах Северо-Востока Азии: Дис. ...д-ра
геол.-мин. наук. Якутск. 1986. 475 с.Катасонов Е.М. Абсолютный возраст аласных отложений и некото¬
рые вопросы исторической геокриологии // Строение и абсолютная
геохронология аласных отложений Центральной Якутии / Под ред.
Е.М. Катасонова. Новосибирск: Наука. 1979. С. 62—72.Конищев В.Н. Формирование состава дисперсных пород в криоли¬
тосфере. Новосибирск: Наука, 1981. 198 с.Королев С.Ю. Находка в долине р. Амгуэмы позднеплейстоценового
глетчерного льда (Северная Чукотка) //Докл. РАН. 1993. Т. 329. № 2.
С. 195-198.Котляков В.М. Снежный покров Антарктиды и его роль в современ¬
ном оледенении материка. М.: Изд-во АН СССР, 1961. 245 с.Котляков В.М. Мир снега и льда. М.: Наука, 1994. 286 с.Котляков В.М., Гордиенко Ф.Г. Изотопная и геохимическая гляцио¬
логия. Л.: Гидрометеоиздат, 1982. 288 с.Котов А Н. Особенности криолитогенеза в зоне абляции поздне¬
плейстоценовых ледников // Итоги фундамент, исслед. криосферы
Земли в Арктике и Субарктике. Новосибирск: Наука, 1997. С. 249—259.Котов А.Н. Криолитогенные гряды в долине р. Танюрер (Чукотка) //
Криосфера Земли. 1998а. Т. 2. № 4. С. 62—71.Котов А Н. Аласный и ледовый комплексы отложений северо-запад¬
ной Чукотки (побережье Восточно-Сибирского моря) // Криосфера
Земли. 19986. Т. 2. № 1. С. 11-18.578
Котов АН., Рябчун В.К. Криогенный комплекс позднеплейстоцено¬
вых отложений долины р. Майн. Препринт. Магадан: Изд. СВКНИИ,1986.	Ч. 1. 54 с.; Ч. 2. 46 с.Крииук J1.H., Поляков В.А. Изотопные исследования природных вод и
льдов Западной Сибири // Инженерная геология. 1989. № 4. С. 76—94.Кузнецов Ю.В. Криолитологическое строение и гидрохимический
состав верхнеплейстоценовых и голоценовых отложений Мамонтовой
Горы // Геокриолог, условия формирования верхнеплейстоценовых
и голоценовых отлож. (Труды СВКНИИ АН СССР. Вып. 74). 1976.
С. 12-21.Кузнецова Т.П., Карпов Е.Г. Условия формирования ледоминераль-
ного комплекса Ледяной Горы. Якутск. 1989. 172 с.Кутюрин В. М. Водное происхождение кислорода фотосинтеза и из¬
менчивость изотопного состава кислорода, выделяемого растениями //
Очерки современной геохимии и аналитической химии. М.: Наука.
1972. С. 508-513.Либби У.Ф. Определение возраста по радиоуглероду // Изотопы в гео¬
логии. М.: ИЛ, 1954. С. 318-439.Ложкин А.В., Парий В.П. Опыт радиоуглеродного датирования верх¬
нечетвертичных отложений. Препринт. Магадан: Изд. СВКНИИ ДВНЦ
АН СССР. 1985. 43 с.Мельникова А.П., Баков Е.К. О деградации оледенения на северном
Тянь-Шане в голоцене // Мат-лы гляциологических исследований.
1989. Вып. 67. С. 91-97.Михалев Д. В. Изотопно-кислородный анализ текстурообразующих
льдов // Изотопно-кислородный состав подземных льдов. Изд-во МГУ,1996.	С. 38-82.Михалев Д.В., Николаев В.И. Изотопный состав кислорода текстуро¬
образующих льдов — новый палеотермометр? // Мат-лы гляциологи¬
ческих исследований. 1993. Вып. 77. С. 149—152.Михаленко В.Н., Томпсон Л., Хендерсон К. и др. Исследования керна
льда острова Греэм-Белл, Земля Франца-Иосифа // Мат-лы гляциоло¬
гических исследований. 1996. Вып. 80. С. 243—247.Николаев В.И., Большиянов Д.Ю., Жузель Ж. и др. Изотопные иссле¬
дования керна мореносодержащего льда ледника Вавилова на Северной
Земле // Мат-лы гляциологических исследований. 1996. Вып. 80.
С. 31-36.Николаев С.Д. Изотопная палеогеография внутриконтинентальных
морей. М. Изд-во ВНИРО, 1995. 127 с.Николаев С.Д. Изотопный состав кислорода атмосферных осадков
Русской равнины в ледниковое время // ДАН СССР. 1988. Т. 298. № 2.
С. 450-453.Никонов А.А., Финько Е.А., Пахомов М.М., Шумова Г.М., Ершова Л.Н.
Новые данные по голоцену горных районов Средней Азии // ДАН
СССР. 1981. Т. 257. № 1. С. 193-197.Новейшие отложения и палеогеография плейстоцена Чукотки. М.:
Наука, 1980. 295 с.Папе Р. Стратиграфия отложений верхнего плейстоцена Бельгии //
Бюл. Комис. по изучению четвертичного периода. М.: Наука, 1969.
№36. С. 8-25.579
Певе Т. Перигляциальная область Северной Америки // Природные
условия США в позднечетвертичное время. Поздний плейстоцен / Под
ред. С. Портера. Л.: Гидрометеоиздат, 1986. С. 125—146.Перельман А.И., Касимов НС. Геохимия ландшафта. М.: Астрея-
2000. 1999. 768 с.Попов А.И. Мерзлотные явления в земной коре (криолитология).
М.: Изд-во Моск. ун-та, 1967. 304 с.Портер С.С., Пирс К.Л., Хамилтон Т.Д. Горное оледенение позднего
висконсина на западе США // Природные условия США в позднечет¬
вертичное время. Поздний плейстоцен / Под ред. С. Портера. JI.: Гид¬
рометеоиздат, 1986. С. 58—90.Пуннинг Я.-М.К., Вайкмяэ Р.А., Котляков В.М., Гордиенко Ф.Г. Изо¬
топно-кислородные исследования керна с ледораздела ледников Грен-
фиорд-Фритьоф (о. Западный Шпицберген) // Мат-лы гляциологичес¬
ких исследований. 1980. Вып. 37. С. 173—177.Путинцев П.М. Расчёт значений коэффициента самодиффузии мо¬
лекул во льду 1 // Журнал физической химии. 1980. Т. 54. Вып. 9.
С. 2371-2372.Риббе П.Х., Ридер Р.Дж., Голдсмит Дж.Р. и др. Карбонаты. Минера¬
логия и химия / Под ред. Р.Дж. Ридера. М.: Мир, 1987. 496 с.Романов В.В., Морковкина И.К., Чижов А.Б., Чижова Н.И. Использо¬
вание трития для изучения подземных льдов // Мат-лы гляциологичес¬
ких исследований. 1986. Вып. 55. С. 98—100.Рубинштейн Е С. Средние широтные температуры воздуха на зем¬
ном шаре и их связь с изменением климата // Тр. главной геофизичес¬
кой обсерватории. 1970. Вып. 269. С. 3—21.Соломатин В.И. и др. Условия залегания и состав пластовых льдов
на полуострове Ямал // Мат-лы гляциологических исследований. 1993.
Вып. 77. С. 139-147.Соломина О Н. Горное оледенение северной Евразии в голоцене. М.:
Научный мир, 1999. 264 с.Сукачев В.Н. Исследования растительных остатков из пищи мамон¬
та, найденного на р. Березовке Якутской области // Научные результа¬
ты экспедиции, снаряженной Академией наук для раскопки мамонта,
найденного на р. Березовке в 1901 г. Т. 3. Петербург, 1914. С. 1 — 18.Сулержицкии Л.Д. Достоверность радиоуглеродного возраста и на¬
дежность дат//Антропоген Таймыра. М.: Наука, 1982. С. 10—17.Сулержицкии Л.Д. Черты радиоуглеродной хронологии мамонтов
(Mammuthus primigenius) Сибири и севера Восточной Европы // Иссле¬
дования по плейстоценовым и современным млекопитающим. (Тр. Зоо¬
логического института РАН. Т. 263). СПб., 1995. С. 163—183.Сулержии,кий Л.Д. Микробное загрязнение органического вещества
из вечной мерзлоты, наблюдаемое при радиоуглеродном датировании //
Криосфера Земли. 1998. Т. 2. № 2. С. 76—80.Супаташвили Г.Д. Гидрохимия ледников Кавказа и возможность
оценки химического и изотопного состава атмосферных осадков прошло¬
го // Мат-лы гляциологических исследований. 1984. Вып. 51. С. 201 —
205.Тарасов А.М. Опыт применения изотопно-кислородного метода изу¬
чения подземных льдов при проведении инженерно-геокриологической580
съёмки // Методы инженерно-геокриологической съёмки. Изд.
ВСЕГИНГЕО, 1990. С. 118-133.Тейс Р.В. Изотопный состав ископаемых льдов // ДАН СССР. 1948.
Т. 62. № 3. С. 365-367.Томирдиаро С В., Чёрненький Б.И. Криогенно-эоловые отложения
Восточной Сибири и Субарктики. М.: Наука, 1987. 198 с.Томпсон Л.Г., Михаленко В.Н. Первые результаты двух новых проек¬
тов глубокого кернового бурения на тропических ледниках // Мат-лы
гляциологических исследований. 1998. Вып. 84. С. 224—228.Трофимов В.Т., Баду Ю.Б., Васильчук Ю.К. Инженерно-геологичес-
кие условия Гыданского полуострова. М.: Изд-во МГУ, 1986. 212 с.Трофимов В Т., Баду Ю.Б., Васильчук Ю.К. и др. Геокриологическое
районирование Западно-Сибирской плиты. М.: Наука, 1987. 222 с.Ферронский В.И., Поляков В.А. Изотопия гидросферы. М.: Наука.1983.	278 с.Ферронский В.И., Поляков В.А., Романов В.В. Космогенные изотопы
гидросферы. М.: Наука, 1984. 269 с.Фор Г. Основы изотопной геологии. М.: Мир, 1989. 590 с.Ханевская И В. Температурный режим свободной атмосферы над
Северным полушарием. JIГидрометеоиздат, 1968. 299 с.Херман И. Палеоокеанология Арктического бассейна и её связь с
ледниковыми эпохами позднего неогена // Доклады 27-й сессии Меж¬
дународного геологического конгресса. Коллоквиум 03. Т. 3. М.: Наука,1984.	С. 125-130.Хёфс Й. Геохимия стабильных изотопов. М.: Мир, 1983. 198 с.Чижов А.Б., Деревягин А.Ю., Симонов Е.Ф., Хуббертен Х.-В., Зигерт К.
Изотопный состав подземных льдов района оз. Лабаз (Таймыр) // Крио¬
сфера Земли. 1997. Т. 1. № 3. С. 79—84.Чижов О.П. Оледенение Северной полярной области. М.: Наука.1976.	240 с.Эмилиани Ч. Изменения климата кайнозойской эры, определённые
по стратиграфии и хронологии глубоководных колонок глобигериново-
иловых фаций // Солнечная активность и изменения климата. Л.: Гид¬
рометеоиздат, 1966. С. 251—269.Эпстайн С., Бухсбаум Р., Лоуенштам Г., Юри Т.К. Изотопная (карбо-
натно-водная) температурная шкала // Изотопы в геологии. М.: ИЛ,
1954. С. 529-542.Aaris-Seremen, К., Petersen, K.S., Tauber, Н. Danish finds of mammoth
{Mammuthus primigenius (Blumenbach))\ stratigraphical position, dating and
evidence of Late Pleistocene environment // Danmarks Geologiske Under-
sogelse. 1990. DGU Serie B. N14. P. 1—44.A Ida: L , Deutc h S. Relationship between the temperatures of air and the
ratio of l80/l60 in show and fim in South Pole // Earth and Planetary Science
Letters. 1967. Vol. 3. N 3. P. 267—274.Ambach W., Eisner H., Pessl K. Isotopic oxygen composition of fim, old
snow and precipitation in Alpine regions // Z. Gletscherkunde und glazialgeol.
1972. Bd 8. H. 1—2. S. 125—135.Anderson T.F., Arthur M.A. Stable isotopes of oxygen and carbon and their
application to sedimentologic and paleoenvironmental problems // Stable isoto¬
pe in sedimentary geology. SEPM Short Course Notes 10. 1983.581
Andree М., Beer J., Loetscher HP. et al. Dating polar ice by l4C accelera¬
tor mass spectrometry // Radiocarbon. 1986. Vol. 28. N 2A (Proceedings of the
12th International l4C Conference / Eds. M. Stuiver, R.S. Kra). P. 417—423.Argollo J., Gouze P., Saliege J.F., Servant M. Fluctuation des glaciers de
Bolivie au Quatemaire recent // Geodinamique. 1987. Vol. 2. N 2. P. 103—104.Ariztegui D., Bianchi M.M., Masaferro J., Lafargue E., Niessen F. Inter-
hemispheric synchrony og Latre-Glacial climatic instability, as recorded in
proglacial Lake Maskardi, Argentina // J. of Quaternary Science. 1997. Vol. 12.
N 4. P. 333—338.Arnason B. Exchange of deuterium between ice and water in glaciological
studies in Iceland // Isotope in Hydrology. Proceedings of a symposium. Vien¬
na: International Atomic Energy Agency, 1970. P. 59—71.Arnason B. Groundwater systems in Iceland. Societas Scientiarum Islandi-
ca. Reykjavok: Prensmidjan Leiftun H.F., 1976. 236 p.Arnason B. Ice and snow hydrology // Stable isotope Hydrology. Deuteri¬
um and oxygen-18 in the water cycle / Eds. J.R. Gat and R. Gonfmntini. Vien¬
na: International Atomic Energy Agency (Technical Reports Series. 210).
1981. P. 143.Arnason B., Sigurgeirsson Th. Hydrogen isotopes in hydrological studies
in Iceland // Isotopes in Hydrology. Proceedings of a symposium. Vienna.
14—18 November 1966 held by the IAEA in co-operation with the IUGG.
Vienna: International Atomic Energy Agency, 1967. P. 35—47.Aston F. W. Neon//Nature. 1919.Aston F. W. Mass spectra and isotopes. 1942.Atkinson T.C., Briffa K.R., Coope G.R. Seasonal temperatures in Britain
during the past 22,000 years, reconstructed using beetle remains // Nature.1987.	Vol. 325, N 6105. P. 587—592.Bard E., Arnold М., Maurice P. et al. Retreat velocity in the North Atlantic
polar front during the last deglaciation determined by 14C accelerator mass
spectrometry//Nature. 1987. Vol. 328. N 6133. P. 791—794.Bard E., Hamelin B, Fairbanks R.G., Zindler A. Uranium series — radio¬
carbon age differences are glacial age corals // Nature. 1990. Vol. 345. P. 405-
410.Bard E., Fairbanks R.G., Arnold М., Hamelin B. Radiocarbon — radiothori¬
um age comparison on coral // The Last Deglaciation: Absolute and Radiocarbon
Chronologies. NATO ASI Series, Vol. 2. Long term Climatic Variations / Eds.
E. Bard, W.S. Broecker. Berlin: Springer-Verlag, 1992. P. 103—112.Bard E., Cornu S., Patzold J. Temperature of the last interglacial based on
5I80 in mollusks // Long term Climatic Variations. Data and Modelling.
NATO ASI Series. Vol. 122 / Eds. J.-C. Duplessy and M-T. Spiridakis. Berlin,
Heidelberg: Springer-Verlag, 1994. P. 259—266.Barkov N.I., Gordienko F.G. On the origin of the glaciers of the McMurdo
Sound region based on the oxygen-isotopic analysis of ice // Antarctic Com¬
mittee Reports. 1985. Vol. 90. P. 170—188.Bar-Mattews М., Ayalon A., Kaufman A., Wasserberg G.J. The Eastern
Mediterranen paleoclimate as a reflection of regional events: Soreq cave. Israel //
Earth and Planetary Science Letters. 1999. N 1—2. P. 85—92.582
Beer J. The variations of 10Be and solar activity // Sun in time / Eds.
C.P. Sonnett, M.S. Giampapa, M.S. Matthews. Tucson: University of Arizona,
1991. P. 343.Beer J., Baumgarthner ST., Dittrich-Hannen B. et al. Solar variability traced
by cosmogenic ieotopes // The Sun as a Variable Star. London: Cambridge
University Press, 1994. P. 291.Beer J., Blinov A., Bonani G. et al. Use of l0Be in polar ice to trace the11-year cycle of solar activity // Nature. 1990. Vol. 347. N 6289. P. 164—167.Beer J., Bonani G., Hofmann H.J. et al. l0Be measurements on polar ice:
comparison of Ar ctic and Antarctic records // Nuclear Instruments and Methods
in Physics Research B. 1987. В 29. P. 203—206.Beer J., Johnsen S.I., Bonani G. et al. l0Be peacks as time merkers in polar
ice cores // The Last Deglaciation: Absolute and Radiocarbon Chronologies.
NATO ASI Series. Vol. 2. Long term Climatic Variations / Eds. E. Bard,
W.S. Broecker. Berlin: Springer-Verlag, 1992. P. 141 — 153.Beer J., Siegenthaler U., Bonani G. et al. Information on past solar activity
and geomagnetism from l0Be in the Camp Century ice core // Nature. 1988.
Vol. 331. N6158. P. 675-679.Beer J., Wagner G., Muscheler R., Kubik P.W., Synal H.-A. l0Be/;,6Cl ratio
in ice // 8th International Conference on Accelerator Mass Spectrometry. Palais
Auersperg, Vienna, Austria 6—10 September. Abstracts. 1999. P. 136.Behre K.-E., van der Plicht J. Towards an absolute chronology for the last
glacial period in Europe: radiocarbon dates from Oerel, northern Germany //
Veget. Hist. Archaeobot. 1992. Vol. 1. P. 111 — 117.Bender M, Sowers Т., Dickson M.-L. et al. Climate correlations between
Greenland and Antarctica during the past 100,000 years // Nature. 1994. Vol. 372,
N 6507. P. 663—666.Bennike O. Quaternary verbrates from Greenland: a review // Quaternary
Science Reviews. 1997. Vol. 16. N 8. P. 899—909.Berglund B E , Hakansson S., Lagerlund E. Radiocarbon — dated mammoth
(Mammutus primigenius Blumenbach) finds in South Sweden // Boreas. 1976.
Vol. 5. N3. P. 177-191.Birks S.J., Edwards T.W.D., Remenda V.H. Synoptic climatological analysis
of IAEA/WMO GNIP data from Canada: possible evidence for ENSO influence
on isotope-climate relations // Isotope Techniques in the Study of Past and
Current Environmental Changes in the Hydrosphere and the Atmosphere. Ex¬
tended synopses of IAEA International Symposium held in Vienna. Vienna:
Publications of the International Atomic Energy Agency. 1997. P. 130—131.Black R.F. Periglacial studies in the United States // Biuletyn Periglacjalny.
1964. N 14. P. 5—29.Black R.F. Periglacial features indicative of permafrost: ice and soil wedges //
Quaternary Research. 1976. Vol. 6. P. 3—26.Black R.F. Three superposed systems of ice wedges at McLeod Point,
Northern Alaska, may span most of the Wisconsinan stage and Holocene // Per¬
mafrost. Fourth International Conference, Proceedings. Fairbanks. Alaska.
National Academy Press. Washington. 1983. P. 68—73.Boike J. Thermal, hydrological and geochemical dynamics of the active
layer at continuous permafrost site, Taymyr Peninsula, Siberia // Reports on
Polar Research. 1997. N 242. 104 p.583
Boike J., Hubberten H.-W. Climatological and hydrological influences on
stable hydrogen and oxygen isotopes of active layer waters, Lewinson-Lessing
Lake area, Taymyr Peninsula // Permafrost. Seventh International Conference.
Proceedings. Yellowknife. Canada / Eds. A.G. Lewkowicz, M. Allard. Univer-
site Laval. Collection Nordicana, no 57. Canada. 1998. P. 65—70.Briffa K.R, Jones P.D., Schweingruber F.H., Shiyatov S.G., Cook E.R.
Unusual twentieth-century summer warmth in a 1,000-year temperature record
from Siberia // Nature. 1995. Vol. 376. P. 156—159.Briffa K.R., Schweingruber F.H., Jones P.D. et al. Reduced sensitivity of
recent tree-growth tp to temperature at high northern latitudes // Nature. 1998.
Vol. 391. N 6668. P. 678-682.Broecker IV.S. The glacial world according to Wally. Palisades: Lamont-
Doherty Earth observatory of Columbia University. 1993. 318 p.Broecker iW.S., van Donk J. Insolation changes, ice volumes, and the l80
record in deep-sea cores // Reviews of geophysics and space physics. 1970.
Vol. 8. N 1. P. 169—197.Brook E.J., Kurz M.D., Ackert R.P. et al. Chronology of Taylor Glacier
advances in Arena Valley, Antarctica, using cosmogenic 3He and l0Be //
Quaternary Research. 1993. Vol. 39. N 1. P. 11.Brook E.J., Brown E.T., Kurz M, Raisbeck G.M., Yiou F. Constraints
on erosion and uplift rates of Pliocene glacial deposits in the Transantarctic
Mountains using in-situ produced l0Be and 26A1 // Geology. 1995. Vol. 23.
P. 1063.Brown E.T., Edmond J.М., Raisbeck G.M. et al. Examination of surface
exposure ages of Antarctic moraines using in-situ produced l0Be and 26A1 //
Geochimica et Cosmochimica Acta. 1991. Vol. 55. P. 2269.Brown J. Radiocarbon dating, Barrow, Alaska //Arctic. 1965. Vol. 18. N 1.
P. 37—48.Brown R.M. Distribution of hydrogen isotopes in Canadian waters // Isotope
in Hydrology. Proceedings of a Symposium. Vienna: IAEA-INIS, 1970.
P. 3—21.Budd W.F., Morgan V.I. Isotopes, climate and ice sheet dynamics from
core studies on Law Dome, Antarctica // Symposium of isotopes and impurites
in snow and ice, Aug./Sept. 1975. Grenoble. Union of Geodesy and Geophy¬
sics, Intern. Ass. Sci. Hydrol., Commission of Snow and Ice. IAHS-AISH pub¬
lications N 118, 1977. P. 312—321.Budd W.F., Young N.W., Austin C.R. Measured and computed temperature
distributions in the Law Dome ice cap, Antarctica // J. of Glaciology. 1976.
Vol. 16. N74. P. 99—110.Burn C.R., Michel F.A., Smith M.W. Stratigraphic, isotopic and mineralogi-
cal evidence for an early Holocene thaw unconformity at Mayo, Yukon Terri¬
tory // Canadian J. of Earth Sciences. 1986. Vol. 23. N 6. P. 794—803.Burrows C.J., Gellatly A.F. Holocene glacial activity in New Zealand //
Strae. 1982. Vol. 18. P. 41—47.Calles B., Westman F. Oxygen-18 and deuterium in precipitation in Swe¬
den // Uppsala Universitet, Naturgeografiska institutionen, avdelningen tor
Hydrologi. 1989. Report series A. N 47. 20 p.584
Carter L.D. Loess and deep thermokarst basins in Arctic Alaska // Permafrost.
Fifth International Conference, Proceedings. Vol. 1. Trondhein. Norway. Tapir
Publishers, Trondheim. 1988. P. 706—711.Chatwin S.C. Holocene temperatures in the upper Mackenzie valley deter¬
mined by oxygen isotope analysis of peat cellulose // Permafrost, Fourth Inter¬
national Conference, Fairbanks, Alaska. Proceedings. National Academy
Press, Washington. 1983. P. 127—130.Chizhov A.B., Derevyiagin A. Yu. Tritium in Siberian permafrost // Permafrost.
Seventh International Conference. Proceedings. Yellowknife. Canada. 1998 / Eds.
A.G. Lewkowicz, M. Allard. Universite Laval, Collection Nordicana, N57. Ca¬
nada. 1998. P. 151 —156.Classen H.C. Late Wisconsin paleohydrology of the west-central Amargosa
desert, Nevada, U.S.A. // Chemical Geology. Isotope Geoscience. 1986. Vol. 58.
N4. P. 311—323.Clausen H.B. Dating of polar ice by 32Si // J. of Glaciology. 1973. Vol. 12.
P. 411.Coope G.R., Lister A.M. Late-glacial mammoth skeletons from Condover,
Shropshire, England //Nature. 1987. Vol. 330. N 6147. P. 472-474.Craig H. Isotope variation in meteoric waters // Science. 1961a. Vol. 133.
P. 1702—1703.Craig H. Standard for reporting concentrations of deuterium and oxygen-18	in natural waters//Science. 1961b. Vol. 133. P. 1833—1834.Craig H. The measurements of oxygen isotopic paleotemperatures // Stable
isotopes in oceanographic studies and paleotemperatures (Conference of Nuc¬
lear Geology. Spoleto. Proceedings / Ed. by E. Tongiorgi). Pisa: Consiglio Na-
zionale della Richerche Laboratorio di Geologia Nucleare, 1965. P. 161 — 182.Craig Gordon L.G. Deuterium and oxygen-18 variation in the ocean
and the marine atmosphere // Stable isotopes in oceanographic studies and pa¬
leotemperatures (Conference of Nuclear Geology. Spoleto. Proceedings / Ed.
by E. Tongiorgi). Pisa: Consiglio Nazionale della Richerche Laboratorio di
Geologia Nucleare, 1965. P. 9—130.Dallimore SR., Wolfe S.A. Massive ground ice associated with gacifluvial
sediments, Richards Island, N.W.T., Canada // Permafrost. Fifth International
Conference, Proceedings. Volume One. Trondheim. Norway. Tapir Publishers,
1988. P. 132—137.Dalrymple G.B. Potassium-argon dating of geomagnetic reversals and
North American glaciations // Calibration of Hominoid Evolution / Eds.
W.W. Bishop, J.A. Miller. Edinburgh. 1972. P. 107—134.Danbar R.B., Cole J.E. (ed.). Annual records of tropical systems (ARTS).
Pages workshop report. Ser. 99-1. 1999. 72 p.Dansgaard W. The abundance of lsO in atmospheric water and water vapo¬
ur // Tellus. 1953. Vol. 5. P. 461 —469.Dansgaard W. Stable isotopes in precipitation // Tellus. 1964. Vol. 16. N 4.
P. 436-468.Dansgaard W., Clausen H.B., Gundestrup N. et al. A new Greenland deep
ice core // Science. 1982. Vol. 218. N 4579. P. 1273-1277.Dansgaard W., Johnsen S.J. et al. Stable isotope glaciology // Meddeleser
om Granland. 1973. Bd 197. N 2. P. 5—53.585
Dansgaard W., Johnsen S.J. et al. Stable isotope profile through the Rose ice
shelf at Little America V, Antarctica // Symposium of isotopes and impurites in
snow and ice, Aug./Sept. 1975. Grenoble. Union of Geodesy and Geophysics.
Intern. Ass. Sci. Hydrol., Commission of Snow and Ice. IAHS-AISH publicati¬
ons N 118, 1977. P. 322-325.Dansgaard W,. Johnsen S.J., Meller J., Langway C.C., Jr. One thousand
centuries of climatic record from Camp Century on the Greenland Ice Sheet //
Science. 1969. Vol. 166, N 3903. P. 377—381.Dansgaard W., Johnsen S.J., Clausen H.B., Dahl-Jensen D., Gundestrup N.S.,
Hammer C.U., Hvidberg, C.S., Steffensen J.P., Sveinbjornsdottir A.E., Jouzel J.,
Bond G. Evidence for general instability of past climate from a 250-kyr ice-
core record//Nature. 1993. Vol. 364. N6434. P. 218—220.Delmas R.J. A natural artefact in Greenland ice-core C02 measurements //
Tellus. 1993. Vol. 45B. P. 391-396.Demek J. Periglacial geomorphology: present problems and future pros¬
pects // Geomorphology: present problems and future prospects / Eds. C. Em-
bleton, D. Brandsden, D.K.C. Jones. Oxford: Oxford University Press. 1978.
P.139-153.Donner J., Jungner H, Kurten B. Radiocarbon dates of mammoth finds
in Finland compared with radiocarbon dates of Weichselian and Eemian de¬
posits // Bull, of the Geological Society of Finland. 1979. Vol. 51, N 1—2.
P. 45—54.Duplessy J.-C., Labeyrie J., Lalou C., Nguen H.V. Continental climatic
variations between 130 000 and 90 000 years B.P. // Nature. 1970. Vol. 226.
N 5246. P. 631—633.Duplessy J.-C., Moyes J., Pujol C. Deep water formation in the North
Atlantic ocean during the last ice age //Nature. 1980. Vol. 286. P. 479—482.Duplessy J.-C., Arnold М., Maurice P. et al. Direct dating of the oxygen-
isotope record of the last deglaciation by ЫС accelerator mass spectrometry //
Nature. 1986. Vol. 320. N 6060. P. 350—352.Duplessy J.-C., Delibras G., Turon J.L., Pujol C., Duprat J. Deglacial war¬
ming of the northeastern Atlantic Ocean: Correlation with the paleoclimatic
evolution of the European continent // Palaeogeography, Palaeoclimatology.
Palaeoecology. 1981. Vol. 35. P. 121 — 144.Edwards T. W.D., Aravena R.O., Fritz P., Morgan A. V. Interpreting paleo-
climate from lsO and 2H in plant cellulose; comparison with evidence from
fossil insects and relict permafrost in Southwestern Ontario // Canadian J. of
Earth Sciences. 1985. Vol. 22. N 11. P. 1720—1726.Edwards T.W.D., Wolfe В В , MacDonald G.M Influence of changing at¬
mospheric circulation on precipitation d180-temperature relations in Canada
during the Holocene // Quaternary Research. 1996. Vol. 46. N 3. P. 211—218.Ehhalt D. Vertical profiles of НТО, HDO and H,0 in.the troposphere //
CO, NCAR Technical note, NCAR-TN/STR-100. Boulder: National Center for
atmospheric research, 1974. 131 p.Elias S.A. Late Pleistocene summer temperature in Eastern Beringia, recon¬
structed from insect fossil assemblages // The 28th International arctic works¬
hop. Arctic and Alpine environments. Past and Present. March 12—14, 1998,
Boulder, Colorado. Abstracts, 1998. P. 46—47.586
Emiliani С. Pleistocene Temperatures // The J. of geology. 1955. Vol. 63.
N6. P. 538-578.Emiliani C. The last interglacial: paleotemperatures and chronology //
Science. 1972. Vol. 171. N3971. P. 571—573.Environmental isotope data N10: world survey of isotope concentration in
precipitation (1988-1991). Technical Report Series. N 371. Vienna: Interna¬
tional Atomic Agency, 1994. 212 p.Epstein S. Variations of the l80/l60 ratios of fresh water and ice // National
Academy of Science. Nuclear Science Series. Rep. N19. 1956. P.20-25.Epstein S., Sharp R.P., Gow A.J. Six-year record of oxygen and hydrogen
isotope variations in South Pole firn // J. of Geophysical Research. 1965.
Vol. 70. N8. P. 1809—1814.Epstein S., Sharp R.P., Gow A.J. Antarctic ice sheet: stable isotope analy¬
ses of Byrd station cores and interhemispheric climatic implications // Science.
1970. Vol. 168. N3939. P. 1570—1572.Eriksson E. Deuterium and oxygen 18 in precipitation and other natural
waters: Some theoretical considerations //Tellus. 1965. Vol. 27. P. 498—512.Eriksson E. Stable isotopes and tritium in precipitation // Guidebook
on Nuclear Techniques in Hydrology. Technical Reports Series. N 91. 1983.
P. 19—33.Eyles N, Schwarcz H P. Stable isotope record of the last glacial cycle from
lacustrine ostracodes // Geology. 1991. Vol. 19. N 3. P. 257—260.Fairbanks R.G. 17000-year glacio-eustatic sea level record: influence of
glacial melting rates on the Younger Diyas event and deep-ocean circulation //
Nature. 1989. Vol. 342. N 6250. P. 637—642.Faure G., Grootes P., Buchanan £>., Hagen E.H. Oxygen isotope study of the
ice fields surrounding the reckling moraine on the East Antarctic ice sheet //
Antarctic Research series. 1992. Vol. 57. P. 15—26.Faure G., Wehn K.S., Montello J.M. et al. Isotope composition of the ice
and sub-glacial geology near the Allan Hills // Gondwana Eight. Assembly,
evolution and dispersal. Proceedings of the Eighth Gondwana Symposium.
Hobart. Tasmania. Australia. 21—24 June 1991 / Eds. R.H. Findlay, R. Unrug.
M.R. Banks, J.J. Veevers. Rotterdam: Balkema. 1993. P. 485—495.Fireman E.L., Norris T.L. Ages and composition of gas trapped in Alan
Hills and Byrd core ice // Earth and Planetary Science Letters. 1982. Vol. 60.
P. 339—349.Fisher D.A., Koerner R.M. Effects of wind on 5180 and accumulation give
an inferred record of seasonal 5 amplitude from the Agassiz Ice Cap, Ellesmere
Island, Canada // Symposium on ice-core analysis, Bern, Switzerland, March
30—April 3, 1987. Proceedings / Ed. H. Oeschger. Annals of Glaciology.1988.	Vol. 10. P. 34—37.Follestad B.A., Olsson I.U. The l4C age of the “Toten” mammoth, eastern
Norway // Boreas. 1979. Vol. 8. N 3. P. 307—312.French H.M. The periglacial environment. Second edition. Essex: Long¬
man Publishers. 1996. 341 p.French H.M., Harry D.G. Observations on buried glacier ice and massive
segregated ice, western arctic coast, Canada // Permafrost and Periglacial Pro¬
cesses. 1990. Vol. 1. N 1. P. 31—43.587
French H.M., Pollard W.H., Burn C.R. Permafrost and ground ice investi¬
gations, Mayo, interior Yukon. Report of Earth Physics Branch, Department of
Energy, Mines and Resources Canada, 1984. 78 p.Frenzel B. Climatic fluctuations of the Ice Age. Cleveland and London:
The Press of Case Western Reserve University, 1973. 306 p.Friedman I. Deuterium content of natural waters and other substances //
Geochimica et Cosmochimica Acta. 1953. Vol. 4. P.89-103.Friedman /., Redfield A C., Schoen B., Harris J. The variation of the deute¬
rium content of natural waters in the hydrological cycle // Rev. Geophys. 1964.
Vol. 2. P. 177—224.Friedman I., Benson C., Gleason J. Isotopic changes during snow meta¬
morphism // Stable Isotope Geochemistry: A tribute to Samuel Epstein / Eds.H.P. Taylor Jr., J.R. O’Neil, I.R. Kaplan. The Geochemical Society, Special
Publication. N 3. 1991. P. 211—221.Fritz P. Palaeoclimatic studies using freshwater deposits and fossil ground¬
water in central and northern Canada // Palaeoclimates and palaeowaters; a
collection of environmental isotope studies. International Atomic Energy
Agency. 1983. P. 157—166.Fujino K., Horiguchi K., Shinbori М., Kato K. Analysis and characteristics
of cores from a massive ice body in Mackenzie delta, N.W.T., Canada // Per¬
mafrost. Fourth International Conference, Proceedings. Washington: National
Academy Press D.C., 1983. P. 316—321.Fujino K., Kato K. Determination of oxygen isotopic concentration in the
ground ice of a tundra area // Joint studies on ohysical and biological environ¬
ments in the permafrost. Alaska and North Canada / Ed. S. Kinishita. Institute
of Low Temperature Science, Sapporo: Hokkaido University, 1978. P. 77—83.Fujino K., Sato S., Matsuda K. et al. Characteristics of the massive ground
ice body in the Western Canadian Arctic (II) // Permafrost. Fifth International
Conference, Proceedings. Vol. 1. Trondheim. Norway. Trondheim: Tapir Pub¬
lishers, 1988. P. 143—147.Fukuda М., Nagaoka D , Saijyo K. et al. Radiocarbon dating results of or¬
ganic materials obtained from Siberian permafrost areas // Reports of Institute
of Low Temperature Science, Sapporo: Hokkaido University, 1997. P. 17—28.Fulton R.J. Quaternary glaciation, Canadian Cordillera // Geological Sur¬
vey of Canada. Paper 84—10. 1984. P. 69—48.Funder S. Chronology of the last interglacial/glacial cycle in Greenland:
first approximation // Correlation of Quaternary Chrionologies. Symposium
held May 1983, Toronto, Canada / Ed. W.C. Mahaney. 1984. P. 261—278.Genoni L., Iacumin P., Nikolaev V., Gribchenko Yu., Longinelli A. Oxygen
isotope measurements of mammoth and reindeer skeletal remains: an archive
of Late Pleistocene environmental conditions in Eurasian Arctic // Earth and
Planetary Science Letters. 1998. Vol. 160. P. 587—592.Geyh M.A., Schluchter C. Calibration of the time scale beyond 22,000 BP //
Radiocarbon. 1998. Vol. 40. N 1 (Proceedings of the 16th International l4C
Conference / Eds. W.G. Mook, J. van der Plicht). P. 475—482.Giauque W.F., Johnston H.L. An isotope of oxygen, mass-18 // Nature.
1929. Vol. 123. P. 318.Giauque W.F., Johnston H.L. An isotope of oxygen of mass 17 in the
earth’s atmosphere // J. Amer. Chem. Soc. 1929. Vol. 51. P.3528-3534.588
Goede A. Continuous early last glacial palaeoenvironmental record from a
Tasmania speleothem based on stable isotope and minor element variations //
Quaternary Science Reviews. 1994. Vol. 13. P. 283—291.Goede A., Green D C., Harmon R.S. Late Pleistocene palaeotemperature
record from a Tasmanian speleothem // Australian J. of Earth Sciences. 1986.
Vol. 33. N3. P. 333—342.Goose J.C., Evenson E.B., Klein J., Lawn B , Middleton R. Precise cosmo-
genic 10Be measurements in western North America support for a global Youn¬
ger Dryas cooling event // Geology. 1995. Vol. 23. P. 877.Gordon J.E., Darling W.G., Whalley W.B., Gelaty A.F. 5D-5lsO relations¬
hip and the thermal history of basel ice near the margins of two glaciers in
Lyngen, North Norway // J. of Glaciology. 1988. Vol. 34. N 118. P. 265—268.GrafW., Stickler W., Trimborn P., Escher-Vetter H. Stable isotope contents
in precipitation from German meteorological stations // Isotope Techniques in
the Study of Past and Current Environmental Changes in the Hydrosphere and
the Atmosphere. Extended synopses of IAEA International Symposium held in
Vienna. Vienna: Publications of the International Atomic Energy Agency,1997.	P. 194—196.Grootes P.M., Stuiver М., White J.W.C., Johnsen S., Jouzel J. Comparison
of oxygen isotope records from the GISP2 and GRIP Greenland ice cores //
Nature. 1993. Vol. 366. N 6454. P. 552—554.Grove J.M. The glacial History of the Holocene // Progress in Physical Ge¬
ography. 1979. Vol. 3. N 1. P. 1—55.Grove J.M. The Little Ice Age. London: Methuen, 1988. 498 p.Guoqing Q., Guodong C. Permafrost in China: Past and Present // Permaf¬
rost and Periglacial Processes. 1995. Vol. 6. N 1. P. 3—14.Haesaerts P. Stratigraphic distribution of periglacial features indicative of
permafrost in the upper Pleistocene loesses of Belgium // Permafrost. Fourth
International Conference, Proceedings. Fairbanks Alaska. Washington: Natio¬
nal Academy Press D.C., 1983. P. 421—426.Hainrich H. Origin and consequences of cyclic ice rafting in the northeast
Atlantic Ocean during the past 130,000 years // Quaternary Research. 1988.
Vol. 29. N2. P. 142—152.Hammer C.U., Clausen H.B., Tauber H. Ice-core dating of the Pleistocene/
Holocene boundary applied to a calibration of the 14C time scale // Radiocar¬
bon. (Proceedings of the 12th International ,4C Conference / Eds.: M. Stuiver,
R.S. Kra). 1986. Vol. 28. N 2A. P. 284—291.Hamilton T.D., Craig J.L., Sellmann P.V. The Fox permafrost tunnel: A
Late Quaternary geologic record in central Alaska // Geological Society of
America. Bulletin. 1988. Vol. 100. N 6. P. 948—969.Harmon R.S., Schwarcz H P. Changes of 2H and l80 enrichment of meteo¬
ric water and Pleistocene glaciation // Nature. 1981. Vol. 290, N 5802.
P. 125—128.Hendy C H., Healy Т.Н., Rayner E.M., Shaw J., Wilson A. T. Late Pleistoce¬
ne glacial chronology of the Taylor Valley, Antarctica and the global climate //
Quaternary Research. 1979. Vol. 11. P. 172.Hiller A., Hermichen W.-D., Wand U. Radiocarbon-dated subfossil stomachoil	deposits from Petrel Nesting sites: novel paleoenvironmental records from589
continental Antarctica II Radiocarbon. 1995. Vol. 37. N 2 (Proceedings of the
15th International l4C Conference / Eds. G.T. Cook, D.D. Harkness, B.F. Mil¬
ler, E.M.Scott). P. 171-180.Hoffmann G., Heimann M. Water tracers in the Echam general circulation
model // Isotope techniques in the study of past and current environmental
changes in the hydrosphere and the atmosphere (Proceedings of an internatio¬
nal symposium on applications of isotope techniques in studying past and cur¬
rent environmental changes in the hydrosphere and the atmosphere organized
by the International Atomic Energy Agency and held in Vienna, 19—23 April
1993). Vienna: IAEA, 1993. P. 3-14.Holmgren K., Lauritzen S.-E., Possnert G. 230Th/234U and l4C dating of a
Late Pleistocene stalagmite in Lobatse II cave, Botswana // Quaternary Science
Reviews. 1994. Vol. 13. P. 111 — 119.Hooke R.L. Pleistocene ice at the base of the Barnes Ice Cap, Baffin Island,
N.W.T., Canada // J. of Glaciology. 1976. Vol. 17, N 75. P. 49—59.Itagaki K. Self-Diffusion in Single Crystals of ice // J. of the Physical
Society of Japan. 1964. Vol. 19. N6. P. 1081.Ivy-Ochs S., Schliichter Ch., Kubik P.W., Denton G.H. Moraine exposure
dates imply synchronous Younger Dryas glacier advance in the European
Alps and in the Southern Alps of New Zealand // Geografiska Annaler. 1999a.
Vol. 81 A. P. 313—323.Ivy-Ochs S., Roth C., Synal H.-A. et al. A test of north-south climate
synchrony: surface exposure dating of moraines on the South Island of New
Zealand // 8th International Conference on Accelerator Mass Spectrometry.
Palais Auersperg, Vienna, Austria 6—10 September. Abstracts. 1999b. P. 200.Jackson L.E.Jr., Phillips F.M., Little E C. Cosmogenic 36C1 dating of the
maximum limit of the Laurentide ice sheet in southwestern Alberta // Canadian
J. of Earth Sciences. 1999. Vol. 36. N 8. P. 1347—1356.Jansen E., Veum T. Evidence for two-step deglaciation and its impact on
North Atlantic deep-water circulation // Nature. 1990. Vol. 343. N 6259.
P. 612—616.Jaworowski Z, Segalstad Т. V., Ono N. Do glaciers tell a true atmospheric
CO, story // The science of the Total Environment. 1992. Vol. 114. P. 227—
284:Johnsen S.J. Stable isotope homogenization of polar fim and icc // Sympo¬
sium of isotopes and impurites in snow and ice, Aug./Sept. 1975. Grenoble.
Union of Geodesy and Geophysics, Intern. Ass. Sci. Hydrol., Comission of
Snow and Ice. IAHS-AISH publications N 118, 1977. P. 210—219.Johnsen S.J., Clausen H.B., Dansgaard W. et al. Irregular glacial intersta-
dials recorded in a new Greenland ice core // Nature. 1992. Vol. 359. P. 311 —
313.Johnsen S.J., Dansgaard W., Clausen H.B., Langway C.C., Jun. Oxygen
isotope profiles through the Antarctic and Greenland ice sheets // Nature.1972.	Vol. 235. N 5339. P. 429—434.Johnsen S.J., Dansgaard W, White J.W.C. The origin of Arctic precipitati¬
on under present and glacial conditions // Tellus. 1989. Vol. 41B. P. 452—468.Johnson D.L. The origin of Island mammoths and the Quaternary land bridge
History of the Northern Channel Islands, California // Quaternary Research.
1978. Vol. 10. N2. P.204-225.590
Jones G.A., Keigwin L.D. Evidence from Fram Strait (78°N) for early
deglaciation //Nature. 1988.Vol. 336. P. 56—59.Joussawne S., J ouzel J. Paleoclimatic Tracers: an investigation using an at¬
mospheric general circulation model under ice age conditions. 2. Water isoto¬
pes // J. of Geophysical Research. 1993. Vol. 98. N D2. P. 2807—2830.Joussaume S., Jouzel J., Sadourny R. Water isotope cycles in the atmosphere:
first simultation using a general circulation model // Nature. 1984. Vol. 311.
P. 24—29.Jouzel J., Barkov N.I., Barnola J.M., Bender М., Chappellaz J., Genthon C.,
Kotlyakov V.M., Lipenkov V., Lorius C., Petit JR., Raynaud D., Raisbeck G ,
Ritz, Sowers Т., Stievenard М., Yiou F., Yiou P. Extending the Vostok ice-core
record of palaeoclimate to the penultimate glacial period // Nature. 1993.
Vol. 364. N 6436. P. 407—412.Jouzel J., Petit JR., Raynaud D. Paleoclimatic information from ice-cores:
the Vostok records; the Late Cenocoic ice age // Transaction of the royal society
of Edinburg. Earth Sciences. 1990. Vol. 81. P. 349—355.Jouzel J., Lorius C., Petit JR., Genthon C., Barkov N.I., Kotlyakov V.M.,
Petrov V.M. Vostok ice core: a continuous isotope temperature record over the
last climatic cycle (160,000 years) //Nature. 1987. Vol. 329. N 6138. P. 403—
408.Jouzel J. ; Merlivat L. Deuterium and oxygen-18 in precipitation: modelling
of the isotope effect during snow formation // J. of Geophysical Research.1984.	Vol. 89. P. 11749—11757.Jouzel J., Merlivat L., Lorius C. Deuterium excess in an East Antarctic ice
core suggests higher relative humidity at the oceanic surface during the last
glacial maximum //Nature. 1982. Vol. 299. N 5885. P. 688—691.Jouzel J., Lorius C., Petit J R., Ritz C., Stievenard М., Yiov P., Barkov N.I.,
Kotlyakov V.M, Lipenkov V. V. The climatic record from Antarctic ice now ex¬
tends back to 220 kyr BP // Long term Climatic Variations. Data and Model¬
ling. NATO ASI Series, Vol. 122 / Eds. J.-C. Duplessy and M-T. Spiridakis.
Berlin. Heidelberg: Springer-Verlag, 1994. P. 213—237.Jull A.J.T., Lai D., Donahue D.J. et al. Measurements of cosmic-ray produ¬
ced 14C in fim and ice from Antarctica // Nuclear Instruments and Methods in
Physics Research B. 1994. В 92. P. 326.Kaiser K. Klimazeugen des periglazialer Dauerfrostbodens in Mittel- und
West-Europa//Eiszeitalter und Gegenwart. 1960.N 11.P. 121 — 141.Karlen W. Holocene glacier and climatic variations, Kebnekaise Mounta¬
ins, Swedish Lappland // Geografiska Annaler. 1973. N 55A. P. 29—63.Karlen W., Kuylenstierna J. On solar forcing of Holocene climate: eviden¬
ce from Scandinavia // The Holocene. 1996. Vol. 6. N 3. P. 359—365.Kasse C., Bohncke S.J.P., Vandenberghe J. Fluvial periglacial environ¬
ments, climate and vegetation during the Middle Weichselian in the northern
Netherlands with special reference to the Hengelo Interstadial // Mededelingen
Rijks Geologische Dienst. 1995. N 52. P. 387—413.Kato K., Watanabe O., Satow K. Oxygen isotope composition of the surface
snow in Mizuho Plateau // National Institute of Polar Research. Memoirs.
Special Issue N7. 1978. P. 245—254.Keigwin L.D. Arctic Ocean ice sheet in the Pleistocene? // Nature. 1982.
Vol. 296. N 5860. P. 808—809.591
Kellog Т.В., Duplessy J.-C., Shackleton N.J. Planktonic foraminifera and
oxygen isotopic stratigraphy and paleoclimatology of Norwegian Sea deep-sea
cores// 1978. N7. P. 61—73.Kitagawa H., van der Plicht J. Atmospheric radiocarbon calibration to45.000	yr B.P.: Late Glacial fluctuations and cosmogenic isotope production //
Science. 1998. Vol. 279. P. 1187—1190.Klima B., Kukla J. Absolute chronological data of Czechoslovak Pleistoce¬
ne // Prace Inst. Geol. Warszawa. 1961. N 34. Cz.l.Koerner R.M., Fisher D A. A record of Holocene summer climate from a
Canadian high Arctic ice core // Nature. 1990. Vol. 343. P. 630—631.Koerner R.M., Paterson W.S.B. Analysis of a core through the Meighen
ice-cap, Arctic Canada and its paleoclimatic implications // Quaternary Rese¬
arch. 1974. Vol. 4. N 3. P. 253—263.Kolstrup E. Climate and stratigraphy in northwestern Europe between30.000	BP and 13,000 BP, with special reference to The Netherlands // Mede-
delingen van de Rijks Geologische Dienst. 1980. N 32. P. 253—262.Kolstrup E. Frost-wedge casts in western Jutland and their possible impli¬
cations for European periglacial research // Zeitschrift fur Geomorphologie
N.F., 1987. N31. P. 449—461.Kotlyakov V.M., Gordienko F.G., Barkov N.I., Korotkevich E.S. Isotopic
core investigations from Vostok Station and their paleo-glaciological interpre¬
tation // Antarctic Committee Reports. 1985. Vol. 90. P. 60—72.Kuhn W., Thurkauf M. Isotopentrennung beim Gefirieren von Wasser und
Diffusionskonstanten von D and im Eis. Mit Diskussion der Moglichkeit einer
Multiplikation der beim Gefrieren auftretenden Isotopentrennung in eine Haar-
nadelgegenstromvorrichtung // Helvetica Chimica Acta. 1958. Vol. 41. N 4.
S. 938—971.Kukla G.L. Pleistocene land-sea correlations. 1. Europe // Earth Science
Rev., 1977. Vol. 13. N 4. P. 307—374.Kutschera W. Dating and environment using long-lived radionuclides // II
nuova Cimento. Societa Italiana di Fisica. 1998. Vol. 111A, N 8—9. P. 1019—
1031.Kutschera W., Ahmad I., Paul M. Half-life determination of4lCa and some
other radioisotopes // Radiocarbon. 1992. Vol. 34. N 3. (Proceedings of the
14th International l4C Conference / Eds. Long A. and Kra R.S.). P. 436—446.Lai D. Cosmogenic nuclides produced in situ in terrestrial solids // Nuclear
Instruments and Methods in Physics Research В. B29. 1987. P. 238.Lai D., Nishiizumi K, Arnold J.R. In situ cosmogenic 3H, l4C and l0Be for
determinating the net accumulation and ablation rates of ice sheets // J. of
Geophysical Research. 1987. Vol. 92. P. 4947.Lai D., Jull A.T.J. Studies of cosmogenic in-situ l4CO and l4C01 produced
in terrestrial and extraterrestrial samples: experimental procedures and applica¬
tions // Nuclear Instruments and Methods in Physics Research В, B92, 1994.
P. 291.Land L. S. The application of stable isotopes to studies of the origin of dolo¬
mite and to problem of diagenesis of clastic sediments // Stable isotopes in
Sedimentary Geology / Ed. M.S. Arthur. Ch. 4. SEPM short course. 1983.592
Lauritzen S. -E. High-resolution paleotemperature proxy record for the Last
Interglaciation based on Norwegian speleothems // Quaternary Research. 1995.
Vol. 43. N2. P. 133-146.Lewis C.F.M., Moore T.C.Jr, Rea D.K. et al. Lakes of the Huron basin: their
record of runoff from the Laurentide: ice sheet // Quaternary Science Reviews.
1994. Vol. 13. P. 891—922.Lidz L. Depth sea biostratigraphy // Science. 1966. Vol. 154. P. 1448—
1452.Lister A.M. Mammoths in miniature // Nature. 1993. Vol. 362. N 6418.
P. 288—289.Liu Т.-S., LiX.-G. Mammoths in China // Quaternary Extinctions; a Prehis¬
toric Revolution / Eds. P.S. Martin, R.G. Klein. Ch. 23. University of Arizona
Press, Tucson. 1984. P. 517—527.Longinelli A. Preliminary oxygen-isotope measurements of phosphate from
mammal teeth and bones // Colloques Intemationaux du C.N.R.S. N219. Les
methodes quantitatives d’etude des variations du climat at cours du Pleistoce¬
ne. 1973. P. 267-271.Longinelli A. Oxygen isotopes in mammal bone phosphate: a new tool for
paleohydrological and paleoclimatological research? // Geochimica et Cosmoc-
himica Acta. 1984. Vol. 48. N 2. P. 385—390.Lorius C., Merlivat L. Distribution of mean surface stable isotope values in
East Antarctica: observed changes with depth in the coastal area // Symposium
Impurites in snow and ice. IAHS Bull. 1977. Publ. 118. P. 127—137.Lorius С., Merlivat L., Jouzel J., Pourchet M. A 30,000-yr isotope climatic
record from Antarctic ice //Nature. 1979. Vol. 280. N 5724. P. 644—648.Lorius C., Jouzel J., Ritz C., Merlivat L., Barkov N.I., Korotkevich Y.S.,
Kotlyakov V.M. 160,000-year climatic record from Antarctic ice // Nature.1985.	Vol. 316. N 6029. P. 591—595.Lotter A.F. Absolute dating of the Late Glacial period in Switzerland using
annualy laminanted sediments // Quaternary Research. 1991. Vol. 35. N 3.
P. 321—330.Maarleveld G. C. Periglacial phenomena and the mean annual temperature
during the last Glacial time in the Netherlands // Biuletyn periglacjalny. 1976.
N26. P. 57—78.Mackay J R. Oxygen isotope variations in permafrost, Tuktoyaktuk Penin¬
sula area, Northwest Territories // Geological Survey of Canada. Current Rese¬
arch. Part B. Paper 83-1B. 1983. P. 67—74.Mackay JR., Lavkulich L.M. Ionic and oxygen isotopic fractionation in
permafrost growth // Geological Survey of Canada. Report of activities. Part B.
Paper 74-1. 1974. P. 255—256.Maisch M. Der Gletscherschwund in den Bundner-Alpen seit dem Hoch-
stand von 1850 // Geogr. Rev. 1989. Vol. 41. H. 9. P. 474—482.Marsella K.A., Bierman PR., Davis P.Т., Caffee M.W. Revised glacial
chronology of the Pangnirtung Fjord region, Cumberlend Peninsula, Baffin
Island, based on l0Be and 26A1 exposure age dating // The 28th International
arctic workshop. Arctic and Alpine environments. Past and Present. March12—14, 1998, Boulder, Colorado. Abstracts. 1998. P. Ill —113.Martinec J., Moser H., de Quervain MR., Rauert М., Stickler W. Assess-
'ment of processes in the snowpack by parallel deuterium, tritium and oxygen-18593
sampling // Isotopes and impurites in snow and ice (proceedings. Symp. Gre¬
noble, 1975). IAHS publ. N 118. 1977. P. 220-231.Martinson D.G., Pisias N.G., Hays J.D. et al. Age dating and the orbital
theory of the ice ages: development of a high resolution 0 to 300 000 year
chronostratigraphy // Quaternary Research. 1987. Vol. 27. P. 1—30.Mercer J.H. Holocene glaciers variations in Southern South America //
Strae. 1982. Vol. 18. P. 35—40.Merlivat L., Jouzel J. Global climatic interpretation of the deuterium-oxy-
gen-18 relationship for precipitation // J. of Geophysical Research. 1979. Vol. 84.
P. 5029—5033.McCrea J. M. On the isotopic chemistry of carbonates and a paleotempera-
ture scale // J. of chemical physics. 1950. Vol. 18. N 6. P. 849—857.McKelvey B.C., Webb P.N., Harwood D M., Mabin M.C.G. The domination
range Sirius Group: a record of the Late Pliocene — Early Pleistocene Beard-
more glacier // Glacial Evolution of Antarctic / Eds. M.R.A. Thomson, J.A. Cra-
me, J.W. Thomson. New York: Cambridge University Press, 1991. P. 675.Michel F.A. Isotope investigations of permafrost waters in Northern Canada.
PhD Thesis, Waterloo, Ontario: University of Waterloo, 1982. 424 p.Michel F.A. Isotope variations in permafrost waters along the Dempster
Highway pipeline corridor // Permafrost. Fourth International Conference,
Proceedings. Fairbanks. Alaska. Washington: National Academy Press, 1983.
P. 843—848.Michel F.A. Isotope geochemistry of frost-blister ice. North Fork Pass.
Yukon, Canada // Canadian J. of Earth Sciences. 1986. Vol. 23. N 4. P. 543—
549.Michel F.A. Hydrogeology of the Central Mackenzie valley // J. of Hydro¬
logy. 1986. Vol. 85. N 3/4. P. 379—405.Michel F.A. Isotope techniques in permafrost investigations // Geocryologi-
cal studies in Arctic Regions. Proceedings of the International Symposium.
Yamburg. USSR. Tyumen’: Northern Development Institute Reprint, 1989.
P. 130—145.Michel F.A. Isotopic composition of ice-wedge ice in northwestern Canada //
Permafrost — Canada. Proceedings of the Fifth Canadian Permafrost Con¬
ference, N54, Collection Nordicana, Centre d’etudes Nordiques, Universite
Laval. Quebec: National Research Council of Canada, 1990. P. 5—9.Michel F.A. The relationship of massive ground ice and the Late Pleistocene
history of Northwest Siberia // Quaternary International. 1997. Vol. 45/46.
P. 43—48.Michel F.A., Fritz P. Environmental isotopes in permafrost related waters
along the Mackenzie valley corridor // Permafrost. Third International Con¬
ference, Proceedings. Edmonton. Alberta, Canada. Ottawa: National Research
Council of Canada, 1978. P. 207—211.Michel F.A., Fritz P. Significance of isotope variations in permafrost wa¬
ters at Illisarvik, N.W.T. // Permafrost. Proceedings of the Fourth Canadian
Permafrost Conference / Ed. H.M. French. Calgary: National Research Council
of Canada, 1982. P. 173—181.Miyake Y., Matsubaya P., Nishihara C. An isotope study on meteoric pre¬
cipitation // Papers in Meteor, and Geophys., 1968. Vol. 19. N 2. P. 243—266.594
Moorman B.J., Michel F.A., Wilson A. ,4C dating of trapped gases in massive
ground ice. Western Canadian Arctic // Permafrost and Periglacial Processes.
1996. Vol. 7. N 3. P. 257—266.Moorman B.J.. Michel F.A., Wilson A T. The development of tabular massive
ground ice at Peninsula Point, N.W.T., Canada // Permafrost. Seventh Interna¬
tional Conference. Proceedings. Yellowknife. Canada / Eds. A.G. Lewkowicz,
M. Allard. Universite Laval, Collection Nordicana. N 57. Canada, 1998.
P. 757—762.Morizumi./, Iida Т., Fukuda M. Radiocarbon dating of methane obtained
from air in the ice complex (edoma), in Arctic coast area of east Siberia //
Joint Siberian Permafrost Studies between Japan and Russia in 1994. Proceedings
Third International Symposium Tsukuba / Eds. K. Takahashi, A. Osawa,
Y. Kanazawa. Hokkaido University Press, 1995. P. 14—21.Morner N.-A. A 10,700 years’ paleotemperature record from Gotland and
Pleistocene/Holocene boundary events in Sweden // Boreas. 1980. Vol. 9.
P. 283—287.Morner N.-A., Wallin B. A 10,000-year temperature record from Gotland,
Sweden //Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 1977. Vol. 21.
P. 113—138.Moser H., Stichler W. Deuterium measurements on snow samples from the
Alps // Isotope in Hydrology. Proceedings of a Symposium. Vienna: IAEA-INIS,
1970. P. 43—57.Moser H., Stichler W. Deuterium and oxygen-18 contents as an index of the
properties of snow blankets // Snow mechanics. Proceedings of a Symposium,
Grindelwald: IAHS, 1975, publ. 114. P. 122—135.Moser H.. Stichler W. Snow pack and glacier studies // Guidebook on Nuc¬
lear Techniques in Hydrology. Technical Reports Series. N 91. Vienna: Inter¬
national Atomic Energy Agency, 1983. P. 47—63.Nier A.O. A mass spectrometer for routine isotope abundance measure¬
ments //Rev. Sci. Inst. 1940. P. 212—216.Nelson R.E., Carter L.D., Robinson S. W. Anomalous radiocarbon ages from a
Holocene detrital organic lens in Alaska and their implications for radiocarbon
dating and paleoenvironmental reconstructions in the Arctic // Quaternary Re¬
search. 1988. Vol. 29. N 1. P. 66—71.Nijampurkar V.N. ; Bhandari N. Oxygen isotopic ratios of some Himalayan
glaciers // Tellus. 1984. Vol. 36B. N 4. P. 300—302.Nishiizumi K, Arnold JR., Elmore D. et al. 36C1 and 53Mn in Antarctic me¬
teorites and 10Be—36C1 dating of Antarctic ice // Earth and Planetary Science
Letters. 1983. Vol. 62. P. 407—417.Nishiizumi K, Kohl C.P., Arnold J R. et al. Cosmic ray produced l0Be and
26A1 in Antarctic rocks: exposure and erosion history // Earth and Planetary
Science Letters. 1991. Vol. 104. P. 315.Oeschger H., Alder B., Langway C.C., Jr. As in situ gas extraction system
to radiocarbon date glacier ice // J. of Glaciology. 1967. Vol. 6. N 48. P. 939—
942.Oeschger H., Beer J. The past 5000 years history of solar modulation of
cosmic radiation from luBe and l4C studies // Philosophical Transactions of
the Royal Society of London. 1990. A3 30. P. 471—480.595
Oeschger H., Beer J., Andree M. 10Be and l4C in the Earth system // Philo¬
sophical Transactions of the Royal Society of London. A. Mathematical and
physical sciences. 1987. Vol. 323. N 1569. P. 45—56.Otlet R.L., Huxtable G., Sanderson D.C.W. The development of practical
systems for l4C measurement in small samples using miniature counters // Radio¬
carbon (Proceedings of the 12th International l4C Conference / Eds. M. Stuiver,
R.S. Kra). 1986. Vol. 28. N 2A. P. 603—614.Paterson W.S.B., Koerner R.M., Fisher D. et al. An oxygen-isotope clima¬
tic record from Devon Island ice cap, arctic Canada // Nature. 1977. Vol. 266.
N5602. P. 508—511.Pazdur A., Fontugne MR., Goslar Т., Pazdur M.F. Lateglacial and Holocene
water-level changes of the Gosciaz Lake, Central Poland, derived from carbon
isotope studies of laminated sediment // Quaternary Science Reviews. 1995.
Vol. 14, N2. P. 125—135.Payette S., Gauthier L., Grenier I Dating ice-wedge growth in subarctic
peatlands following deforestation // Nature. 1986. Vol. 322. N 6081. P. 724—
727.Petit JR., Jouzel J., Raynaud D., Barkov N.I., Barnola J.-M., Basile I.,
Bender М., Chappellaz J., Davis М., Delaygue G., Delmotte М., Kotlyakov V.M.,
Legrand М., Lipenkov V.Y., Lorius C., Pepin L., Ritz C., Saltzman E., Stieve-
nard M. Climate and atmospheric history of the past 420,000 years from the
Vostok ice core, Antarctica // Nature. 1999. Vol. 399. P. 429—436.Pewe T.L., Sellmann P. V. Geochemistry of permafrost and quaternary stra¬
tigraphy // Permafrost. Second International Conference. Yakutsk. USSR.
North American contribution. Washington: National Academy of Sciences,1973.	P. 166—170.Pichon J.J., Labeyrie L.D., Bareille G. et al. Surface water temperature
changes in the high latitudes of the Southern Hemisphere over the last glacial-
interglacial cycle // Paleoceanography. 1992. Vol. 7. P. 289—318.Picciotto E.E., de Maere X., Friedman I. Isotopic composition and tempe¬
rature of formation of Antarctic snows // Nature. 1960. Vol. 187. N 4740.
P. 857—859.Pissart A. Geomorphologie periglaciaire. Universite de Liege. 1987. 135 p.Pollard W.H., Bell T. Massive ice formation in the Eureka sound lowlands:
a landscape model // Permafrost. Seventh International Conference. Proceedings.
Yellowknife. Canada / Eds. A.G. Lewkowicz, M. Allard. Universite Laval,
Collection Nordicana, no 57. Canada. 1998. P. 903—908.Punning J.-M., Rajamae R., Ehrenpreis M. Tallinn radiocarbon dates //
Radiocarbon. 1978. Vol. 20. N 3. P. 461—468.Raisbeck G.M., Yiou F. Temporal variations in cosmogenic 10Be production:
implication for radiocarbon dating // Radiocarbon. 1980. Vol 22. N 2. P. 245—
249.Raisbeck G.M., Yiou F., Bourles D. et al. Evidence for two intervals of
enhanced l0Be deposition in Antarctic ice during the last glacial period // Nature.
1987. Vol. 326. N 6110. P. 273—277.Raisbeck G.M., Yiou F., Jouzel J, Petit J R. 10Be and 53H in polar ice cores
as a probe of the solar variability’s influence on climate // Philosophical Trans¬
actions of the Royal Society of London. 1990. A330. P. 463—470.596
Rampton V.N. Origin of massive ground ice on Tuktoyaktuk Peninsula,
Northwest Territories, Canada // Permafrost. Fifth International Conference,
Proceedings. Vol. 1. Trondheim. Norway: Tapir Publishers, 1988. P. 850—855.Richards G.V., Vita-Fimi С Marine deposits 35000—25000 years old
in the Chott et Djerid, southern Yunissia // Nature. 1982. Vol. 295. N 5844.
P. 54-55.Robin G. de Q. Ice cores and climatic change // Philosophical Transactions
of the Royal Society of London. Series B. 1977. Vol. 280. P. 143—168.Rozanski K. Deuterium and oxygen-18 in European groundwaters — links
to atmospheric circulation in the past // Chemical Geology. Isotope Geoscience.1985.	Vol. 52. N 3/4. P. 349-363.Rozanski K., Araguas-Araguas L., Gonfiantini R. Relationship between
long-term trends of oxygen-18 isotope composition of precipitation and clima¬
te // Science. 1992. Vol. 258. N 5084. P. 981-985.Rozanski K., Sonntag C., Munnich K.O. Factors controlling stable isotope
composition of modern precipitation //Tellus. 1982. Vol. 34. N 2. P. 135—141.Rotlisberger F., Geyh M.A. Glacier fluctuations in Hhimalaya and Karako¬
rum // J. of glaciology and Geocryology. 1986. Vol. 8. N 4. P. 333—343.Ruddiman IV. F, McIntyre A. Ice-age thermal response and climatic role of
the surface Atlantic Ocean, 40°C to 63°N // Geological Society of America.
Bulletin. 1984. Vol. 95. N 4. P. 381-396.Rudolph J., Rath H.K., Sonntag C. Noble gases and stable isotopes in
l4C-dated palaeowaters from Central Europe and the Sahara // Field studies of
Groundwater dynamics with environmental. Proceedings of the International
Symposium on Isotope Hydrology. Vienna: IAEA, 1984. P. 467—477.Schafer J.M., Marchant D R., Denton G.H. et al. Many million years old
relict ice in Beacon Valley, Antarctica: new implication from a cosmogenic
noble-gas study // 8th International Conference on Accelerator Mass Spectro¬
metry. Palais Auersperg, Vienna, Austria 6—10 September. Abstracts. 1999.
P. 186-187.Schoch-Fischer H., Rozanski K., Jacob H. et al. Hydrometeorological factors
controlling the time variation of D, lsO and 3H in atmospheric water vapour
and precipitation in the Northern Westwind Belt // Isotope Hydrology. Procee¬
dings of a symposium Vienna, 12—16 September 1983 organized by IAEA in
co-operation with UNESCO. Vienna: International Atomic Energy Agency,
1984. P. 3-30.Schwander J., Stauffer B. Age difference between polar ice and the air trap¬
ped in its bubbles //Nature. 1984. Vol. 311. N 5981. P. 45-47.Shackleton N.J. The oxygen isotope stratigraphic record of the Late Pleis¬
tocene // Philosophical Transactions of the Royal Society of London. Series B.1977.	Vol. 280. P. 169-182.Shackleton N.J., Opdyke N.D. Oxygen isotope and paleomagnetic strati¬
graphy of equatorial Pacific core V28-238: oxygen isotope temperatures and
ice volumes on a 10^ and 106 year scale // Quaternary Research. 1973. Vol. 3.
P. 39-55.Shackleton N.J., Opdyke N.D. Oxygen isotope and paleomagnetic stratig¬
raphy of equatorial Pacific core V28-239: Late Pliocene to Latest Pleistocene //
Geological Society of America Memoir. 1976. Vol. 145. P. 449—464.597
Shen Ch., Liu Т., Yi W. et al. I4C dating of terrestrial moss in Tem Lake
deposits, Antarctica // Radiocarbon. 1998. Vol. 40. N2. (Proceedings of the
16th International 14C Conference / Eds. W.G. Mook, J. van der Plicht).
P. 849-854.Soddy F. Intra-atomic charge // Nature. 1913. Vol. 92. P. 399—400.Soddy F. The chemistry of the radioelements. London: Longmans, Green
and Co., Vol. 1. 1911, Der chemie der radio-elemente.Vol. 2. 1914. 85 s.Sowers Т., Bender М., Reynaud D., Korotkevich Y.S., Orchado J. The 5180
of atmospheric O, from air inclusions in the Vostok ice core // Paleoceano-
graphy. 1991. Vof 6. P. 679-696.Stafford T. W., Jull A.J.Т., Brendel K., Duhamel R.C., Donahue D. Study of
bone radiocarbon dating accuracy at the University of Arizona NSF accelerator
facility for radioisotope analysis // Radiocarbon. 1987. Vol. 29. N 1. P. 24—44.Statistical treatment of environmental isotope data in precipitation. Techni¬
cal Report Series. N206. Vienna: International Atomic Agency, 1981. P. 48—
53.Stauffer B., Neftel A., Oeschger H., Schwander J. CO, concentration in air
extracted from Greenland ice samples // American Geophysical Union. Geop¬
hysical Monograph Series. 1985. N 33. P. 85—89.Stuart A.J. Mammalian extinctions in the Late Pleistocene of Northern
Eurasia and North America // Biological Reviews. 1991. Vol. 66. P. 453—562.Stuiver M. Climate versus changes in l3C content of the organic compo¬
nents of lake sediments during the Late Quaternary // Quaternary Research.1975.	Vol. 5. P. 237-250.Stuiver M, Yang I.C., Denton G.H. Permafrost oxygen isotope ratios and
chronology of three cores from Antarctica //Nature. 1976. Vol. 261. N 5561.
P. 547-550.Sugden D.E. et al. Preservation of Miocene glacier ice in East Antarctica //
Nature. 1995. Vol. 376. P. 412-414.Suter М., Beer J., Bonani G. et al. 36C1 studies at the ETH/SIN AMS facili¬
ty // Nuclear Instruments and Methods in Physics Research В. B29. 1987.
P. 211.Synal H.-A., Beer J., Bonani G. et al. 36C1 measurements at the Zurich
AMS facility // Nuclear Instruments and Methods in Physics Research В. B92.
1994. P. 79.Taylor C.B. Vertical distribution of deuterium in atmospheric water vapour:
problems in application to assess atmospheric condensation models // Tellus.1984.	Vol. 36B. Nl.P. 67-72.Thompson L. G. Ice-core records with emphasis on the global record of the
last 2000 years // Global Changes of the Past. UCAR/Office for Interdisciplina¬
ry Earth Studies. 1989. Vol. 2 / Ed.: R.S. Bradley. Boulder: Global Change
Institute, 1991. P. 201-224.Thompson L.G., Mikhalenko V., Mosley-Thompson E. et al. Ice core re¬
cords of recent climatic variability: Grigoriev znd It-Tish ice caps in Central
Tien Shan, Central Asia // Мат-лы гляциологических исследований. 1997,
вып. 81. С. 100—109.Thompson L.G., Mosley-Thompson Е., Dansgaard W., Grootes P.M. The
little ice age as recorded in the stratigraphy of the tropical Quelccaya ice cap //
Science. 1986. Vol. 234. N 4774. P. 361-364.598
Thompson L.G., Mosley-Thompson E., Davis M.E. et al. Holocene-Late
Pleistocene climatic ice core records from Qinghai-Tibetan Plateau // Science.1989.	Vol. 246. N 4929. P. 474-477.Thompson L.G., Mosley-Thompson E., Davis M.E. et al. Late Glacial stage
and Holocene tropical ice core records from Huascaran, Peru // Science. 1995.
Vol. 269. N 5220. P. 46-50.Thouveny N., de Beaulieu J.-L., Bonifay E. et al. Climate variations in
Europe over the past 140 Kyr deduced from rock magnetism // Nature. 1994.
Vol. 371. N 6497. P. 503-506.Tong Boliang. Ice wedges in Northeastern China // Permafrost. Sixth Inter¬
national Conference, Proceedings. Vol. 1. Beijing, China. Wushan, Guangz¬
hou: South China University of Technology Press, 1993. P. 617—621.Tricart J., Cailleux A. Le modele des regions periglaciares // Traite de Geo-
morphologie. Vol. 2. Paris: SEDES, 1967. 512 p.Tuniz C., Bird JR., Fink D., Herzog G.F. Accelerator mass spectrometry.
Ultrasensitive Analysis for Global Science. Boca Raton: Florida CRC Press
LLC, 1998. 358 p.Urey H.C. The termodynamic properties of isotopic substances // J. Chem.
Soc. 1947. Vol. 11. P. 323-336.Urey H., Brickwedde, F., Murphy G. An isotope of hydrogen of mass 2 and
its concentration //Phys. Rev. 1931. Vol. 39. P. 164—165; Vol. 40. P. 1 — 15.van Donk J. I80 record of the Atlantic ocean for the entire Pleistocene
epoch // Investigation of Late Quaternary paleoceanography and paleoclimato-
logy / Eds. R.M. Cline, J.D. Hays. Geological Society of Amarica Memoir.1976.	Vol. 145. P. 147-163.van Roien J.J., van der Borg K, de Jong A., Oerlemans J. A correlation for
in-situ l4C in Antarctic ice with l4CO // Radiocarbon. 1995. Vol. 37. N 2 (Pro¬
ceedings of the 15th International l4C Conference / Eds. G.T. Cook. D.D. Har-
kness, B.F. Miller, E.M. Scott). P. 165-169.van Tatenhove F.G.M., van der Meer J.J.M., Koster E.A. Implications for
deglaciation chronology from new AMS age determinations in Central West
Greenland // Quaternary Research. 1996. Vol. 45. N 3. P. 245—253.Vandenherghe J. Periglacial phenomena and Pleistocene environmental
conditions in The Netherlands - an overview // Permafrost and Periglacial Pro¬
cesses. 1992. Vol. 3. P. 363-374.Vandenberghe J., Huijzer B.S., Miicher H., Laan W. Short climatic oscilla¬
tions in a western European loess sequence (Kesselt, Belgium) // J. of Quater¬
nary Science. 1998. Vol. 13. N 5. P. 471-485.Vandenberghe J., Kaase K. Periodic ice-wedge formation and Weichselian
cold-climate floodplain sedimentation in The Netherlands // Permafrost. Sixth
International Conference, Proceedings. Vol. 1. Beijing, China. Wushan,
Guangzhou: South China University of Technology Press, 1993. P. 643—647.Vandenberghe J., Pissart A. Permafrost changes in Europe during the Last
Glacial // Permafrost and Periglacial Processes. 1993. Vol. 4. N 2. P. 121 — 135.Vartanyan S.L., Arslanov Kh.A., Tertychnaya T.V., Chernov S B. Radiocar¬
bon dating evidence for mammoths of Wrangel Island, Arctic Ocean, until
2000 B.C. // Radiocarbon. 1995. Vol. 37, N 1. P. 1-6.Vasil'chuk Yu.K. Northern Asia cryolithozone evolution in Late Quaterna¬
ry // Permafrost. Sixth International Conference, Proceedings. Vol. 1. Beijing.599
China. Wushan, Guangzhou: South China University of Technology Press,
1993. P. 945-950.Vasil’chuk Yu.K., Punning J.-M., Vasil'chuk A.C. Radiocarbon ages of
mammoths in Northern Eurasia: implications for population development and
Late Quaternary environment // Radiocarbon. 1997. Vol. 39. N 1. P. 1 — 18.Vasil’chuk Yu.K., Trofimov V.T. Oxygen isotope variations in ice-wedge
and massive ice // Permafrost. Fifth International Conference, Proceedings.
Vol. 1. Trondheim. Norway: Tapir Publishers, 1988. P. 489—492.Vasil’chuk Yu.K., Vasil’chuk A.C. Climate variations last Late Pleistocene
cryochron 40—10 Kyr B.P. in Northern Eurasia // International Conference on
Past, Present and Future Climate. Proceedings of the SILMU conference held
in Helsinki. Publications of the Academy of Finland, 1995a. P. 67—70.Vasil’chuk Yu.K., Vasil'chuk A C. Ice-wedge formation in Northern Asia
during the Holocene // Permafrost and Periglacial Processes. 1995b. Vol. 6.
N 3. P. 273-279.Vasil’chuk Yu.K., Vasil'chuk A.C. Radiocarbon dating and oxygen isotope
variations in Late Pleistocene syngenetic ice-wedges, northern Siberia // Per¬
mafrost and Periglacial Processes. 1997. Vol. 8. N 3. P. 335—345.Vasil’chuk Yu.K., Vasil’chuk A.C. I4N and lsO in Siberian syngenetic ice
wedge complexes // Radiocarbon. 1998a. Vol. 40. N 2 (Proceedings of the
16th International 14C Conference / Eds. W.G. Mook, J. van der Plicht).
P. 883-893.Vasil'chuk Yu.K., Vasil’chuk A.C. Oxygen-isotope and enzymatic activity
variations in the syngenetic ice-wedge complex Seyaha of the Yamal Peninsula //
Permafrost. Seventh International Conference. Proceedings. Yellowknife.
Canada / Eds. A.G. Lewkowicz, M. Allard. Universite Laval. Collection
Nordicana. N57. Canada. 1998b. P. 1077—1082.Vasil’chuk Yu.K., Vasil’chuk A.C. Oxygen-isotope and ,4C data associated
with Late Pleistocene syngenetic ice-wedges in mountains of Magadan Region.
Siberia // Permafrost and Periglacial Processes. 1998c. Vol. 9. N 2. P. 177—183.Vasil'chuk Yu. K., van der Plicht J., Jungner H., Vasil’chuk A.C. AMS-dating
of Late Pleistocene and Holocene syngenetic ice-wedges // 8th International
Conference on Accelerator Mass Spectrometry. Palais Auersperg, Vienna,
Austria 6—10 September. Abstracts. 1999a. P. 141.Vasil’chuk Yu.K., Vasil'chuk A.C., Long A., Jull T. AMS-dating of mam¬
moth’s bones: comparison with conventional dating // 8th International Confe¬
rence on Accelerator Mass Spectrometry. Palais Auersperg, Vienna, Austria
6—10 September. Abstracts. 1999b. P. 162—163.Vasil’chuk Yu. K., van der Plicht J., Jungner H., Vasil'chuk A C. AMS-dating
of Late Pleistocene and Holocene syngenetic ice-wedges // Nuclear Instru¬
ments and Methods in Physics Research B. 2000. Vol. 172. P.637—641.Vries de H. Variation in concentration of radiocarbon with time and location
on earth // Koninkl. Nederlands Akad. Wetenschappen. Proceedings. Ser. B,
1958a. N61. P. 1-9.Vries de H. Die Chronologie der Wurmvereisung. Bericht iiber den 5.
Intern. Kongress fur Vor- und Fruhgeschichte. 1958b. P. 840—842.Vries de H., Barendsen G.W., Waterbolk H.T. Groningen radiocarbon
dates II // Science. 1958. Vol. 127. P. 129-137.600
Voelker A.H.L., Sarnthein М., Grootes P.M. et al. Correlation of marine
l4C ages from the Nordic seas with GISP2 isotope record: implications for 14C
calibration beyond 25 ka BP // Radiocarbon. 1998. Vol. 40. N1 (Proceedings
of the 16th International l4C Conference / Eds. W.G. Mook and J. van der
Plicht). P. 517-534.Walters J.C. Polygonal patterned ground in central New Jersey // Quaternary
Research. 1978. Vol. 10. P. 42-54.Wang Shaoling, Wang Ping, Zhang Tingjun. Applications of environmental
isotope tritium to research into ground ice in permafrost regions of Qinghai-
Xizang plateau // J. of Glaciology and Geocryology. 1989. Vol. 11. N 1.
P. 53-59.Washburn A.L. Geocryology. A survey of periglacial processes and envi¬
ronments. London: Edward Arnold publ., 1979. 406 p.Webb P.N., Harwood D.M., McKelvey B.C., Mercer J.H., Stott L.D. Ceno-
zoic marine sedimentation and ice volume variation on the Antarctic Craton //
Geology. 1984. N 12. P. 287.Weixin Zhang, Shuying Xu, Qizhi Xu, Shengren Shi. The periglacial envi¬
ronment of the Late Pleistocene along the Qinghai-Xizang highway // Perma¬
frost. Fourth International Conference, Proceedings. Fairbanks Alaska.
Washington: National Academy Press D.C., 1983. P. 1484—1489.West K.E., Krouse H R. Abundances of isotopic species of water in the
St. Elias mountains // Icefield ranges research project. New York, Montreal.
Sciences results. 1972. Vol. 3. P. 117—130.Williams V.S. Present and former equilibrium line altitudes near Mount
Everest, Nepal and Tibet // Arctic and Alpine Research. 1983. Vol. 15. N 2.
P. 201-211.Wilson A. T. A simple technique for converting CO, to AMS target graphite //
Radiocarbon. 1992. Vol. 34. N 3 (Proceedings of the 14lh International l4C
Conference / Eds. A. Long, R.S. Kra). P. 318—320.Wilson A T. Application of AMS 14C dating to ice core research // Radio¬
carbon. 1995. Vol. 37. N 2 (Proceedings of the 15th International l4C Confe¬
rence / Eds. G.T. Cook, D.D. Harkness, B.F. Miller, E.M. Scott). P. 637—641.Wilson A.T. I4C studies of natural ice // Radiocarbon. 1998. Vol 40. N 2
(Proceedings of the 16th International l4C Conference / Eds. W.G. Mook,
J. van der Plicht. P. 953—960.Wilson A.Т., Donahue D.J. AMS radiocarbon dating of ice: validity of
the technique and the problem of cosmogenic in-situ production in polar ice
cores // Radiocarbon. 1992. Vol. 34. N 3 (Proceedings of the 14,h International
l4C Conference / Eds. A. Long, R.S. Kra). P. 431—435.Wolfe B.B., Edwards T.W.D., Aravena R. Paleohydrology at treeline,
Northern Russia: a multifaceted isotope approach // Isotope Techniques in the
Study of Past and Current Environmental Changes in the Hydrosphere and the
Atmosphere. Proceedings of IAEA International Symposium held in Vienna.
Preprints IAEA-SM-349/9. Vienna: Publications of the International Atomic
Energy Agency, 1997. 12 p.Yapp C.J., Epstein S. Climatic implications of D/H ratios of meteoric water
over North America (9,500—22,000 BP) as inferred from ancient wood cellu¬
lose С—H hydrogen // Earth and Planetary Science Letters. 1977. Vol. 34. N 3.
P. 333-350.601
Yurtsever Y., Gal JR. Atmospheric waters // Stable isotope Hydrology.
Deuterium and oxygen-18 in the water cycle. Chapter 6 / Eds. J.R. Gat and
R. Gonfiantini. Vienna: International Atomic Energy Agency (Technical
Reports Series. 210), 1981. P. 103—142.Zagwijn W.H. Vegetation, climate and radiocarbon datings in the Late
Pleistocene of the Netherlands // Meded. Geol. Stichting. N. Ser. 1961. N 14.Zhou W., Donahue D., Jull A.J.T. Radiocarbon AMS dating of pollen
concentrated from eolian sediments: implications for monsoon climate change
since the Late Quaternary // Radiocarbon. 1997. Vol. 39. N 1. P. 19—26.Zimov S.A.. Chuprynin V.I., Oreshko A.P., Chapin III F.S. el al. Steppe-
tundra transition: a herbivore-driven biome shift at the end of the Pleistocene //
The American Naturalist. 1995. Vol. 146. N 5. P. 765—794.Zimov S.A., Voropaev Y.V., Semiletov I P. el al. North Siberian Lakes:
a methane source fueled by Pleistocene carbon // Science. 1997. Vol. 277.
P. 800-802.Zumbrunn R., Neftel A., Oeschger H. CO, measurements on ice samples
with an IR laserspectrometer combined with a new dry extraction device //
Earth and Planetary Science Letters. 1982. Vol. 60. P. 318—324.
ОГЛАВЛЕНИЕ#Введение	 5ЧАСТЬ 1. ИСТОРИЯ И МЕТОДОЛОГИЯ ИЗОТОПНЫХ
ИССЛЕДОВАНИЙГлава первая. История открытия стабильных и радиоактивных изото¬
пов, принципы их использования и техника измерений .. 71.1.	История открытия и изучения стабильных и радиоактивныхизотопов	 81.2.	Основы геохимии стабильных изотопов	 141.2.1.	Стабильные изотопы кислорода и водорода		14Стабильные изотопы кислорода		14Стабильные изотопы водорода		151.3.	Теория и техника масс-спектрометрических исследований ста¬
бильных изотопов		251.3.1.	Методы лабораторных измерений		251.3.2.	Объемы анализируемых образцов и их подготовка к
измерениям			301.3.3.	Стандарты		301.4.	Основы геохимии радиоактивного изотопа углерода		321.5.	Теория и техника измерений радиоуглеродного возраста		341.5.1.	Определение возраста по измерению радиоактивности
углерода		341.5.2.	Определение возраста методом ускорительной масс-
спектрометрии 		401.5.3.	Образцы, используемые для датирования, их объём,
подготовка к анализу, возрастные пределы датирова¬
ния 		43Датирование по торфу		45Датирование по рассеянной растительной органике		46Датирование по древесине		48Датирование по костям животных		481.6.	Выводы 		54Глава вторая. Применение стабильных и радиоактивных изотопов для
исследования возраста, генезиса и условий формирования
четвертичных объектов литосферы и гидросферы	 562.1.	Морские карбонаты: моллюски, фораминиферы и кораллы	 562.1.1.	Морские моллюски	 62603
2.1.2.	Фораминиферы		652.1.3.	Коралловые сооружения		792.2.	Пресноводные остракоды и диатомеи, мергелистые осадки иорганическое вещество в озерных толщах		832.2.1.	Пресноводные моллюски		832.2.2.	Мергелистые осадки		892.3.	Растения и торф	'		912.4.	Пещерные отложения		1002.5.	Кости млекопитающих		1112.6.	Останки мамонтов		1172.7.	Грунтовые воды		1272.8.	Выводы 		131Глава третья. Теоретические основы анализа стабильных изотоповв исследованиях криосферы		1333.1.	Источники влаги, формирующей различные типы подземныхи наземных льдов — изотопный аспект	.......а..	1333.1.1.	Вариации изотопного состава атмосферных осадков		133Дейтериевый эксцесс		1393.1.2.	Вариации изотопного состава в снежном покрове		1443.1.3.	Вариации изотопного состава в снеге и фирне горныхи полярных ледников		158Горные ледники					158Полярные ледники		169Ледниковые щиты								1733.1.4.	Вариации изотопного состава в снежном покрове вкриолитозоне и прилегающих регионах		182Криолитозона		182Регионы, прилегающие к криолитозоне		1843.2.	Проблемы сохранности содержания стабильных изотопов вподземных льдах и ледниках		1883.2.1.	Подземные льды			1883.2.2.	Наземные льды		1953.3.	Выводы				199ЧАСТЬ 2. ИЗОТОПНЫЙ ПАЛЕОТЕРМОМЕТРГлава четвертая. Связь состава стабильных изотопов с температурой .	2004.1.	Слои атмосферы		2004.2.	Атмосферные осадки: снег и дождь		2034.2.1.	Глобальные наблюдения на сети станций
ВМО/МАГАТЭ				2034.2.2.	Региональные особенности изотопного состава атмосфер¬
ных осадков				2164.2.3.	Наблюдения на метеостанциях в криолитозоне и при¬
легающих регионах		224604
4.3.	Наземные льды		2274.3.1.	Гренландия 		2294.3.2.	Антарктида		2354.4.	Подземные льды		2394.5.	Выводы 		247Глава пятая. Стабильные изотопы в исследованиях генезиса и усло¬
вий формирования наземных льдов		2505.1.	История изучения стабильных изотопов в наземных льдах		2505.2.	Ледниковые щиты		2525.2.1.	Антарктический ледниковый покров		2525.2.2.	Гренландский ледниковый покров		2565.2.3.	Скважины на ледниковом покрове Гренландии		259Станция Кемп Сенчури		259Станция Дай-3		268Станция Саммит		2725.2.4.	Скважины на ледниковом покрове Антарктиды		280Станция Бэрд		282Станция Восток		287Многолетнемерзлые отложения в кернах сухих долин....	3005.3.	Ледниковые шапки на островах Арктики		3035.3.1.	Острова Канадского Арктического архипелага		303Ледниковый купол острова Девон		303Ледниковый купол Агассиса		307Ледниковый купол острова Миен		3075.3.2.	Ледники Исландии		3115.3.3.	Острова Российской Арктики		313Ледниковый купол острова Грэм-Белл, Земля Франца-Иосифа 		313Ледниковые купола на архипелаге Шпицберген 		314Ледниковый купол Вавилова на архипелаге СевернаяЗемля		3165.4.	Горные ледники		3185.4.1.	Квингхай-Тибетское плато		318Ледник Данде		3185.4.2.	Гималаи		3225.4.3.	Южноамериканские Анды		323Ледник Келькайя		323Ледник Сахама		326Ледник Уаскаран		3295.4.4.	Тянь-Шань		332Ледник Григорьева		332Ледник Ит-Тиш		3335.4.5.	Кавказ		3345.4.6.	Камчатка		336Ледник вулкана Плоский Толбачик		336Ледник Горшковский		338605
5.5.	Основные особенности палеогляциологической и палеогеогра¬
фической интерпретации состава стабильных изотопов		338Глава шестая. Стабильные изотопы в подземных льдах и их исполь¬
зование при криогенетических, палеогеокриологичес-ких и палеогеографических построениях		3446.1.	История изучения стабильных изотопов в подземных льдах ....	3446.2.	Повторно-жильные льды		3456.2.1.	Механизм формирования сингенетических повторно¬
жильных льдов		3466.2.2.	Новая модель формирования мощных сингенетических
повторно-жильных льдов		3486.3.	Опорные разрезы с синкриогенными повторно-жильнымильдами					3636.3.1.	Поздний плейстоцен	,		363Север Западной Сибири		364Сеяхинский полигонально-жильный комплекс		364Полигонально-жильный комплекс в устье р. Гыда		370Таймырский полуостров		372Полигонально-жильный комплекс на мысе Саблера ..	373Северная Якутия		380Разрез Быковского полуострова		380Разрез у пос. Зеленый Мыс		384Разрез Дуванного Яра		387Разрез Плахинского Яра		392Разрез у пос. Кулар		396Северная Чукотка		399Разрез острова Айон		399Разрез Усть-Раучуа		402Южная Чукотка, долина р. Майн		403Ледовый обрыв		403Усть-Алганский обрыв		405Горные районы Магаданской области		406Опорный разрез Утиное		407Опорный разрез Феникс		407Центральная Якутия		410Разрез на р. Тыалычима		4106.3.2.	Главные особенности распределения стабильных изото¬
пов в позднеплейстоценовых повторно-жильных льдах иих палеотемпературная интерпретация		4126.3.3.	Голоцен					417Север Западной Сибири		418Сеяхинский полигонально-жильный комплекс		418Щучьинский полигонально-жильный комплекс		423Полигонально-жильные комплексы п-ова Мамонта		425606
Северная Якутия		429Центральная Якутия		431Разрез голоценовой озерной вкладки МамонтовойГоры	,				*		431Северное Забайкалье		433Долина р. Чара		433Чукотка		433Полигонально-жильный комплекс у г. Анадырь 		434Полигонально-жильный комплекс о. Айон		435Аляска		4366.3.4.	Главные особенности распределения стабильных изо¬
топов в голоценовых повторно-жильных льдах и ихпалеотемпературная интерпретация		4376.4.	Текстурообразующие льды 		4406.4.1.	Север Сибири		4456.4.2.	Север Канады и Аляски		4506.5.	Пластовые льды		4566.5.1.	Западная Сибирь		457Полуостров Ямал		457Гыданский полуостров		461Устье р. Гыда		4616.5.2.	Долина р. Енисей		462Ледяная гора		4626.5.3.	Чукотка		464Долина р. Амгуэмы		464Долина р. Танюрер		467Побережье залива Онемен		4706.5.4.	Север Канады 		472Дельта р. Маккензи		472Полуостров Фошеим на севере о. Элсмир		478Юкон		483ЧАСТЬ 3. ИЗОТОПНЫЙ ПАЛЕОХРОНОМЕТРГлава седьмая. Радиоактивные изотопы и исследование возраста на¬
земных льдов	 4947.1.	Датирование по радиоуглероду с использованием сцинтилля-
ционной техники 	 4947.2.	Датирование по радиоуглероду с использованием техники ус¬
корительной масс-спектрометрии	 496Долговременные вариации концентрации |4С в атмосфере и
калибровка радиоуглеродных данных	 5057.3.	Измерения концентраций радиоактивного бериллия, хлора и
алюминия с использованием техники ускорительной масс-
спектрометрии 	 507607
7.4.	Датирование моренных отложений		5147.4.1.	Горное оледенение		5147.4.2.	Антарктида		5247.4.3.	Гренландия 		5307.5.	Выводы 		532Глава восьмая. Радиоактивные изотопы и исследование возраста под¬
земных льдов	 5348.1.	Датирование по радиоуглероду с использованием сцинтилля-
ционной техники	 5348.1.1.	Датирование псевдоморфоз	 5348.1.2.	Датирование по радиоуглероду органики во вмещающих
подземные льды отложениях	 5468.1.3.	Радиоуглеродные датировки макровкпючений органикив повторно-жильных льдах	 5528.2.	Датирование подземных льдов с использованием ускоритель¬
ной масс-спектрометрии	 5558.2.1.	Радиоуглеродные датировки микровключений органикив повторно-жильных льдах		5558.2.2.	Радиоуглеродные датировки углекислого газа в пласто¬
вых и пещерных льдах		557Пластовый лёд		557Пещерный лёд	Г. ...		5618.2.3.	Радиоуглеродные датировки пузырьков метана в пов¬
торно-жильных льдах		5628.3.	Использование трития для изучения подземных льдов		5648.4.	Выводы 		569Заключение					Персоналии			 572Литература	 576