Zastosowanie ziemskich izotopów kosmogenicznych w datowaniu glin lodowcowych
– potencja³, ograniczenia i perspektywy badawcze
Karol Tylmann
1, Damian Moskalewicz
2Application ofin situ cosmogenic nuclides in dating glacial till – research potential, limita-tions and prospects. Prz. Geol., 68: 764–773; doi: 10.7306/2020.32
A b s t r a c t. Determination of numerical age for glacial till is one of the most intriguing issues in glacial geology and geomorphology. Till layers are unequivocal evidence of ice sheets advances and retreats, and therefore they are very important for Quaternary palaeoclimatic reconstructions. Herein, we present a review dedicated to the methodology of glacial till dating with in situ cosmogenic nuclides. This relatively novel approach enables direct dating of depo-sition of till and its exposure after deglaciation. Getting reliable numerical age (in years) of till opens a new prospect for reconstructions of past glaciations and palaeogeographic studies. Despite some limitations of applying in situ cosmogenic exposure and burial dating, we argue that this technique may be successfully employed in studies of glacial deposits in Poland. Keywords: in situ cosmogenic nuclides, glacial till, burial dating
Wiek gliny lodowcowej jest jednym z najbardziej istot-nych zagadnieñ geologii czwartorzêdu. Poziomy glin lodowcowych, które powszechnie wystêpuj¹ w profilach osadów plejstocenu, s¹ bezsprzecznym zapisem obecnoœci l¹dolodów. Maj¹ wiêc wa¿n¹ wymowê paleoklimatyczn¹, a okreœlanie ich wieku umo¿liwia tworzenie chronologii zdarzeñ glacjalnych i zwi¹zanych z nimi transgresji oraz recesji l¹dolodów. W zwi¹zku z tym przyporz¹dkowanie glin lodowcowych do poszczególnych zlodowaceñ i okre-œlenie wieku bezwzglêdnego zdarzeñ glacjalnych jest niezwykle wa¿ne dla poprawnoœci schematów stratygra-ficznych, jak równie¿ rekonstrukcji paleogeograficznych. Niestety, datowanie wieku glin lodowcowych nastrêcza wielu trudnoœci. Materia organiczna i skamienia³oœci zawarte w glinach s¹ redeponowane, wiêc nie nadaj¹ siê do precyzyjnego okreœlenia wieku osadu metod¹ radiowê-glow¹. Osady te nie by³y te¿ dostatecznie eksponowane na œwiat³o s³oneczne podczas transportu i depozycji, aby mo¿liwe by³o efektywne zastosowanie metod lumine-scencyjnych. W przesz³oœci próbowano wykorzystaæ miêdzy innymi metodê termoluminescencyjn¹ (TL) do bez-poœredniego datowania wieku glin (np. Lindner i in., 1989; Olszak i in., 2008), jednak okaza³a siê ona niepoprawna z metodycznego punktu widzenia i obecnie jest uwa¿ana za niewiarygodn¹. Dlatego te¿ stratygrafia glin lodowcowych oraz wynikaj¹ca z niej chronologia zlodowaceñ by³a dotychczas ustalana na podstawie wyników analizy sk³adu petrograficznego glin (ryc. 1A) oraz datowania osadów znajduj¹cych siê pod sp¹giem i nad stropem glin (ryc. 1B).
Badania litopetrograficzne umo¿liwiaj¹ lokaln¹ kore-lacjê warstw glin i powi¹zanie ich z poszczególnymi zlodo-waceniami (Czerwonka i in., 1997; Ga³¹zka i in., 1999; Lisicki, 2003; Czerwonka, 2004; WoŸniak, 2004; Zabielski, 2004). Za pomoc¹ datowania radiowêglowego szcz¹tków i osadów organicznych wystêpuj¹cych pod i nad glin¹ okre-œla siê jej minimalny i maksymalny wiek (np. Zaretskaya i in., 2020), jednak metodê tê mo¿na stosowaæ do okreœlania wieku jedynie tych osadów, które powsta³y w ci¹gu
ostat-nich 50 tys. lat (Hajdas i in., 2008). Podobnie, na podstawie wyników badañ osadów mineralnych znajduj¹cych siê pod
1
Zak³ad Geofizyki, Wydzia³ Oceanografii i Geografii, Uniwersytet Gdañski, al. Marsza³ka Pi³sudskiego 46, 81-378 Gdynia; k.tylmann@ug.edu.pl
2
Zak³ad Geomorfologii i Geologii Czwartorzêdu, Wydzia³ Oceanografii i Geografii, Uniwersytet Gdañski, ul. Ba¿yñskiego 4, 80-309 Gdañsk; damian.moskalewicz@ug.edu.pl
D. Moskalewicz K. Tylmann
Ryc. 1. Tradycyjne metody okreœlania wieku gliny lodowcowej: A – ustalanie wzglêdnej pozycji stratygraficznej na podstawie badañ petrograficznych; B – okreœlanie wieku gliny z wyko-rzystaniem datowania radiowêglowego materii organicznej lub datowania OSL osadów mineralnych wystêpuj¹cych pod sp¹giem gliny i nad jej stropem
Fig. 1. Traditional methods of till dating: A – determination of the relative stratigraphic order based on petrographic studies; B – esti-mation of till age with radiocarbon dating of organic matter or OSL dating of mineral deposits occurring below and above the till
i nad glin¹ lodowcow¹ – reprezentuj¹cych zazwyczaj œro-dowiska fluwialne, fluwioglacjalne oraz eoliczne – mo¿li-we jest okreœlenie wieku minimalnego i maksymalnego gliny z zastosowaniem metod luminescencyjnych, z których naj-powszechniej jest stosowana metoda optycznie stymulowa-nej luminescencji – OSL (np. Przegiêtka i in., 2008; Wysota i in., 2009; Weckwerth i in., 2011; Hardt i in., 2016).
Problem okreœlania wieku glin lodowcowych jest wci¹¿ istotn¹ kwesti¹, która nierzadko budzi du¿e kontrowersje i o¿ywione dyskusje w œrodowisku geologów czwartorzêdu i geomorfologów. Pod w¹tpliwoœæ poddaje siê zarówno zasadnoœæ stosowania okreœlonych metod w datowaniu glin (np. luminescencji), jak równie¿ interpretacje chrono-logii zlodowaceñ uzyskane w rezultacie datowania osadów towarzysz¹cych glinom i uznanych za odpowiednie do datowania luminescencyjnego (np. Bluszcz, 2000; Alexan-derson, Murray, 2009). Jest to spowodowane du¿¹ z³o¿ono-œci¹ procesów sedymentacji, erozji i deformacji, dzia³aj¹cych w œrodowisku glacjalnym, które zapisuj¹ siê w profilach osadów plejstoceñskich (Fuchs, Owen, 2008).
W ci¹gu ostatnich 20–30 lat nast¹pi³ du¿y postêp w badaniach wykorzystuj¹cych do datowania ziemskie izoto-py kosmogeniczne (TCN – Terrestrial Cosmogenic
Nucli-des). Maj¹ one zastosowanie w badaniach osadów ró¿nych
œrodowisk sedymentacji, w tym œrodowiska glacjalnego. Dotychczas wykorzystywano je – np. izotopy10Be,26Al oraz
36
Cl – g³ównie do okreœlania wieku ekspozycji na pro-mieniowanie kosmiczne g³azów narzutowych oraz prze-kszta³conych glacjalnie wychodni skalnych (np. Briner i in., 2014; Potter i in., 2019; Tylmann i in., 2019). Coraz wiêk-sz¹ popularnoœæ zyskuje te¿ zastosowanie wymienionych izotopów do okreœlania wieku osadów pogrzebanych (Granger, Muzikar, 2001), w tym glin lodowcowych (Balco
i in., 2005a, b, c; Wüthrich i in., 2017). Celem niniejszego przegl¹dowego artyku³u jest prezentacja mo¿liwoœci bez-poœredniego datowania glin lodowcowych na podstawie analizy koncentracji ziemskich izotopów kosmogenicz-nych oraz ocena potencja³u i ograniczeñ tej metody.
ZIEMSKIE IZOTOPY KOSMOGENICZNE Mechanizm powstawania ziemskich izotopów kosmo-genicznych jest szeroko opisywany w literaturze anglojê-zycznej (np. Gosse, Philips, 2001; Dunai, 2010; Darvill, 2013), jak równie¿ w niektórych publikacjach polskojê-zycznych (np. Sobczyk, 2016), dlatego w tym artykule przytoczono jedynie najwa¿niejsze informacje dotycz¹ce ich powstawania oraz mo¿liwoœci wykorzystania w bada-niach geologicznych i geomorfologicznych.
Promieniowanie kosmiczne sk³ada siê z cz¹stek wysokoenergetycznych, tj. protonów, elektronów, cz¹steka i ciê¿kich j¹der (Gosse, Philips, 2001). Jego Ÿród³em s¹ przede wszystkim wybuchy supernowych, a w bezpoœred-nim otoczeniu Ziemi równie¿ aktywnoœæ S³oñca. Promie-niowanie docieraj¹ce do naszej planety jest znacz¹co redukowane przez ziemskie pole magnetyczne, które zakrzywia trajektorie przep³ywu cz¹stek i uniemo¿liwia penetracjê atmosfery ziemskiej przez ich wiêksz¹ czêœæ. Jedynie cz¹stki o odpowiednio du¿ej energii pokonuj¹ barie-rê ziemskiego pola magnetycznego i docieraj¹ do atmosfery (Darvill, 2013). Wskutek odzia³ywañ zachodz¹cych pomiê-dzy tymi cz¹stkami a atomami pierwiastków obecnych w atmosferze dochodzi do wielu reakcji j¹drowych, w wyniku których powstaj¹ izotopy kosmogeniczne nazywane atmos-ferycznymi lub te¿ meteorycznymi (ryc. 2). Oprócz izoto-pów atmosferycznych (np.10
Be,14
C,21
Ne) efektem tych
Ryc. 2. Schemat powstawania izotopów kosmogenicznych w atmosferze i powierzchniowych warstwach litosfery wraz z lokalnymi czynnikami wp³ywaj¹cymi na tempo ich produkcji: e+– pozytron, e–– elektron,g – foton (gamma), a – cz¹stka alfa, N, n – neutron, P, p – proton,p – pion, μ – mion (opracowano na podstawie Darvill, 2013)
Fig. 2. Formation of cosmogenic nuclides in atmosphere and surficial layers of lithosphere, and local factors influencing nuclides production rate: e+– positron, e–– electron,g – photon (gamma), a – alpha particle, N, n – neutron, P, p – proton, p – pion, μ – muon (figure based on Darvill, 2013)
reakcji s¹ równie¿ liczne nowe cz¹stki, np. neutrony, proto-ny, elektroproto-ny, pozytroproto-ny, mioproto-ny, pioproto-ny, cz¹stkia i inne, które tworz¹ tzw. kaskadê wtórnego promieniowania kosmicznego (Gosse, Philips, 2001). Po dotarciu do powierzchni Ziemi promieniowanie to wywo³uje reakcje j¹drowe w minera³ach wystêpuj¹cych w powierzchniowej warstwie litosfery. Efektem tych reakcji jest formowanie w sieciach krystalicznych ziemskich minera³ów izotopów kosmogenicznych, czyli tzw. izotopów in situ (ryc. 2). Wiêkszoœæ z nich to izotopy nietrwa³e (radionuklidy), zani-kaj¹ce zgodnie z okreœlonym czasem po³owicznego rozpa-du (np. 10Be, 26Al, 14C, 36Cl), choæ zdarzaj¹ siê równie¿ izotopy stabilne (np.21
Ne czy3
He).
Tempo produkcji izotopów kosmogenicznych in situ jest uzale¿nione od kilku czynników, z których najwa¿niej-sze to: najwa¿niej-szerokoœæ geograficzna, wysokoœæ nad poziomem morza i stopieñ przes³oniêcia horyzontu w miejscu poboru próbek (wyra¿ony pomiarami azymutu oraz wysokoœci k¹towej przeszkód topograficznych przes³aniaj¹cych liniê horyzontu; ma on istotne znaczenie w obszarach górskich, na nizinach jest zazwyczaj pomijany), jak równie¿ nachy-lenie analizowanej powierzchni oraz mi¹¿szoœæ i cechy fizyczne osadów, ska³, œniegu b¹dŸ roœlinnoœci, które j¹ pokrywaj¹ (Darvill, 2013). Tempo to wyra¿a siê w atomach powstaj¹cych w jednym gramie danego minera³u w ci¹gu jednego roku i bywa ono równie¿ nazywane dawk¹ roczn¹. Dawka ta jest wyznaczana dla poszczególnych izotopów na podstawie: 1) kalibracji geologicznej, czyli pomiarów koncentracji danego izotopu kosmogenicznego w ska³ach o znanym czasie ekspozycji, precyzyjnie okreœlonym nie-zale¿nymi metodami datowania, np. metod¹ radiowêglow¹ (m.in. Schimmelpfennig i in., 2012; Putnam i in., 2019); 2) pomiarów eksperymentalnych, np. w materia³ach wysta-wionych przez kilka lat na promieniowanie kosmiczne na du¿ych wysokoœciach (np. Nishiizumi i in., 1996) oraz 3)
nu-merycznego modelowania interakcji promieniowania
kosmicznego docieraj¹cego do powierzchni Ziemi z mine-ra³ami (Masarik, Reedy, 1995). Badania tego typu dopro-wadzi³y do opracowania globalnych i lokalnych dawek rocznych poszczególnych izotopów, znormalizowanych do poziomu morza oraz wysokich szerokoœci geograficznych (> 60°; SLHL – Sea Level High Latitude; Dunai, 2010). Na przyk³ad tempo produkcji izotopów kosmogenicznych
26
Al,10Be oraz14C w kwarcu, obliczone na podstawie glo-balnego zestawu danych, wynosi odpowiednio 28,54; 3,92 oraz 12,76 atomów× g–1× rok–1(Borchers i in., 2016). Zasto-sowanie tzw. skalowania umo¿liwia okreœlenie dawki rocz-nej danego izotopu w dowolrocz-nej szerokoœci i d³ugoœci geograficznej oraz wysokoœci nad poziomem morza (Lal, 1991). Istotny wp³yw na lokalne tempo produkcji izotopów kosmogenicznych ma tak¿e przes³oniêcie horyzontu czy te¿ nachylenie analizowanej powierzchni (ryc. 2).
Pierwsze badania geologiczne z wykorzystaniem izo-topów kosmogenicznych prowadzono w drugiej po³owie XX w., gdy po udanych testach na ska³ach pochodzenia ksiê¿ycowego rozpoczêto badania na ska³ach ziemskich (m.in. Davis, Schaffer, 1955; Srinivasan, 1976; Klein i in., 1986). Wraz z pojawieniem siê nowych mo¿liwoœci pomia-rów bardzo niewielkich koncentracji izotopów w próbkach za pomoc¹ atomowej spektrometrii mas (Christl i in., 2014) izotopy kosmogeniczne znalaz³y szerokie zastosowanie w naukach o Ziemi, obejmuj¹ce m.in.: rekonstrukcje chrono-logii zdarzeñ glacjalnych, datowanie erupcji
wulkanicz-nych i procesów tektoniczwulkanicz-nych, chronologiê formowania
tarasów rzecznych, datowanie ruchów masowych,
okreœlanie tempa denudacji i rozwoju procesów glebo-wych, a tak¿e datowanie ekspozycji i pogrzebania osadów w ró¿nych œrodowiskach sedymentacyjnych (m.in. Ivy-Ochs i in., 1998; Liu i in., 2013; Ivy-Ochs, Briner, 2014; Benedetti, Woerd, 2014; Dixon, Riebe, 2014; Ruszkiczay-Rüdiger i in., 2016). Niestabilne ziemskie izotopy kosmogeniczne mog¹ byæ tak¿e z powodzeniem wykorzystywane w datowaniu osadów o genezie glacjalnej (Balco i in., 2005a, b, c; Balco, Rovey, 2008; Hein i in., 2009; Darvill i in., 2015).
IZOTOPY KOSMOGENICZNE JAKO NARZÊDZIE DO DATOWANIA GLIN Zjawisko powstawania niestabilnych izotopów kosmo-genicznych in situ w warstwach eksponowanych na dzia³anie wtórnego promieniowania kosmicznego oraz zahamowanie tego procesu i promieniotwórczy rozpad tych izotopów w warstwach odciêtych od wp³ywu promie-niowania mo¿na wykorzystaæ do okreœlenia czasu pogrze-bania i ekspozycji osadów (Fabel, Harbor, 1999; Granger, Muzikar, 2001; Dehnert, Schlüchter, 2008). Mo¿liwoœæ ta odnosi siê tak¿e do warstw bazalnych glin lodowcowych, które nie nadaj¹ siê do bezpoœredniego datowania z zasto-sowaniem innych metod.
Glina bazalna powstaje w specyficznych warunkach depozycji materia³u morenowego w strefie kontaktu stopy l¹dolodu z pod³o¿em (Evans i in., 2006). W rezultacie pro-cesów subglacjalnych, oddzia³uj¹cych pomiêdzy l¹dolo-dem a jego pod³o¿em, takich jak. odk³adanie, wytapianie czy deformacja, materia³ morenowy transportowany w lodzie oraz materia³ inkorporowany przez l¹dolód z pod³o¿a s¹ deponowane najczêœciej w formie diamiktonu two-rz¹cego warstwê gliny lodowcowej. Osad ten jest wiêc odciêty od wp³ywu promieniowania kosmicznego podczas transportu i depozycji pod l¹dolodem, co umo¿liwia wyko-rzystanie niestabilnych izotopów kosmogenicznych (np. takich, jak powstaj¹ce w kwarcu10
Be,26
Al czy14
C) i zmian ich zawartoœci w profilu pionowym do okreœlenia czasu ekspozycji lub pogrzebania warstw glin.
Czas ekspozycji glin na promieniowanie Gliny, które wystêpuj¹ na powierzchni terenu i s¹ zapi-sem ostatniego epizodu glacjalnego na danym obszarze, mo¿na datowaæ za pomoc¹ izotopów kosmogenicznych, okreœlaj¹c czas ich ekspozycji na promieniowanie po deglacjacji. Mechanizm tego typu datowania polega na analizie zawartoœci badanego izotopu w profilu gliny oraz dopasowaniu najbardziej odpowiedniej krzywej zmian jego zawartoœci wraz z g³êbokoœci¹, której przebieg zale¿y miêdzy innymi od czasu ekspozycji warstwy osadu na dzia³anie wtórnego promieniowania kosmicznego (m.in. Hidy i in., 2010; Dortz i in., 2012; Wüthrich i in., 2017).
Roczna produkcja danego izotopu kosmogenicznego na okreœlonej g³êbokoœci w profilu osadów jest zale¿na od tempa jego produkcji na powierzchni Ziemi, g³êbokoœci, na której znajduje siê badana próbka, gêstoœci pokrywaj¹cych j¹ osadów oraz t³umienia wyra¿onego jako wspó³czynnik os³abienia strumienia promieniowania kosmicznego wraz z g³êbokoœci¹, zgodnie z nastêpuj¹c¹ formu³¹ (Gosse, Phi-lips, 2001):
Pz P e z = -0 r L [1] gdzie:
Pz– roczna dawka izotopu na g³êbokoœci z [atomy× g
–1×
rok–1];
P0– roczna dawka izotopu na powierzchni Ziemi [atomy×
g–1× rok–1];
z – g³êbokoœæ [cm];
r – gêstoœæ osadu [g × cm–3
];
L – wspó³czynnik os³abienia strumienia promieniowania wraz z g³êbokoœci¹ [g× cm–2].
Roczna dawka danego izotopu zmniejsza siê wiêc wy-k³adniczo wraz ze wzrostem g³êbokoœci w badanym profilu osadów. W konsekwencji równie¿ zawartoœæ tego izotopu w osadzie spada wyk³adniczo wraz ze wzrostem g³êboko-œci, a ca³kowit¹ koncentracjê na danej g³êbokoœci mo¿na obliczyæ, korzystaj¹c ze wzoru (Gosse, Philips, 2001):
Ct z Pz e t C e inh t ( , ) ( ) ( ) = + - - + + -l re l re l L L 1 [2] gdzie:
C(t, z)– koncentracja izotopu po czasie t na g³êbokoœci z
[atomy× g–1];
Pz– dawka roczna izotopu na g³êbokoœci z [atomy× g
–1× rok–1
]; l – sta³a rozpadu promieniotwórczego izotopu [rok–1
]; e – tempo erozji stropu osadów po ich ods³oniêciu [cm × rok–1
]; r – gêstoœæ osadu [g × cm–3
];
L – wspó³czynnik os³abienia strumienia promieniowania
wraz z g³êbokoœci¹ [g× cm–2];
t – czas [lata];
Cinh– koncentracja izotopów odziedziczonych po
wczeœ-niejszych epizodach ekspozycji.
Oprócz dawki rocznej kluczowe znaczenie dla koncen-tracji izotopu na danej g³êbokoœci w profilu osadów maj¹ zatem: liczba atomów odziedziczona po epizodach ekspo-zycji osadów wczeœniejszych ni¿ ostatnia deglacjacja (Cinh),
tempo erozji profilu (e), sta³a rozpadu promieniotwórczego izotopu (l) i czas ekspozycji badanej warstwy (t). Kwestia odziedziczenia atomów po wczeœniejszych epizodach eks-pozycji wynika z mo¿liwoœci przetrwania w osadzie ziaren kwarcu, które zawieraj¹ czêœæ izotopów zakumulowanych podczas ewentualnych ekspozycji na promieniowanie kosmiczne przed inkorporacj¹ ska³ do transportu glacjalne-go, tj. przed pobraniem ich przez l¹dolód – dotyczy to g³ównie nuklidów o d³ugim czasie po³owicznego rozpadu. Takie nuklidy mog¹ przetrwaæ okres transportu i depozycji pod l¹dolodem bez istotnego spadku ich zawartoœci w osa-dzie. Oddzia³ywanie erozji podczas transportu ska³ i osadu w l¹dolodzie powoduje œcieranie powierzchni klastów i zia-ren mineralnych oraz usuwanie zakumulowanych w nich nuklidów kosmogenicznych (np. Matthews i in., 2017). Jednak nie w ka¿dych warunkach erozja glacjalna oddzia³uje w sposób efektywny (dotyczy to np. zimnego re¿imu termicznego stopy l¹dolodu). Co wiêcej, mniejsze ziarna w osadzie (np. drobny ¿wir i piasek) mog¹ byæ pro-duktem œcierania powierzchni wiêkszych fragmentów skalnych i w konsekwencji zazwyczaj zawieraj¹ one izoto-py odziedziczone.
W uproszczonym scenariuszu, który zak³ada brak nuklidów odziedziczonych oraz zerow¹ erozjê profilu, krzywe koncentracji radioizotopów kosmogenicznych
10
Be,26Al i14C w warstwie gliny ods³oniêtej spod l¹dolodu 20 tys. lat temu bêd¹ obrazowaæ ich wyk³adniczy spadek i prawie zupe³ny zanik na g³êbokoœci ok. 300 cm (ryc. 3A). W takim przypadku wzór [2] przyjmuje prostsz¹ postaæ – bez komponentu odziedziczonego (Cinhe
–lt) oraz wyra¿enia
opisuj¹cego erozjê profilu (re×L–1) – w której pozostaje tyl-ko jedna niewiadoma, jak¹ jest czas (t). W takiej sytuacji okreœlenie czasu ekspozycji warstwy gliny wymaga jedy-nie rozwi¹zania wzoru dla zmiennej t na podstawie pomia-ru koncentracji radionuklidu kosmogenicznego w stropie osadów, jego powierzchniowej dawki rocznej, skalowanej do szerokoœci geograficznej i wysokoœci bezwzglêdnej miejsca poboru próbki (Dunai, 2010) oraz sta³ej rozpadu promieniotwórczego. Sprowadza siê to do prostego dato-wania ekspozycji powierzchni osadów, analogicznie jak w przypadku wykorzystania eratyków lub wychodni skal-nych do datowania zaniku lodowców i l¹dolodów (Ivy-Ochs, Briner, 2014).
W rzeczywistoœci zupe³ny brak nuklidów odziedziczo-nych oraz erozji stropu gliny podczas jej ekspozycji po zlo-dowaceniu wystêpuje niezwykle rzadko. Zazwyczaj osad zawiera nuklidy odziedziczone, a jego profil uleg³ b¹dŸ wci¹¿ ulega erozji w rezultacie oddzia³ywania czynników niszcz¹cych w warunkach subaeralnych (Anderson i in., 1996; Wüthrich i in., 2017). W takim przypadku wzór [2] oprócz czasu ekspozycji (t), bêdzie zawieraæ jeszcze dwie niewiadome: zawartoœæ nuklidów odziedziczonych (Cinh)
i tempo erozji profilu (e).
W analizowanym scenariuszu krzywe koncentracji radioizotopów kosmogenicznych10
Be,26
Al i 14
C w war-stwie gliny ods³oniêtej spod l¹dolodu 20 tys. lat temu, ulegaj¹cej od tego czasu erozji w jednostajnym tempie 2 cm na tysi¹c lat oraz zawieraj¹cej nuklidy odziedziczone po przyk³adowo 10 tys. lat wczeœniejszej ekspozycji, rów-nie¿ bêd¹ wykazywaæ wyk³adniczy spadek wraz ze wzro-stem g³êbokoœci. Jednak¿e na g³êbokoœci ok. 300 cm spadek ten bêdzie ju¿ znikomy i profile koncentracji izoto-pów bêd¹ siê asymptotycznie zbli¿aæ do pewnych sta³ych wartoœci, które mo¿emy odnieœæ do zawartoœci izotopów odziedziczonych (Dortz i in., 2012). Koncentracja izoto-pów odziedziczonych jest wiêc de facto zawartoœci¹ ato-mów danego nuklidu, jak¹ stwierdzimy w profilu na g³êbokoœci, na której wp³yw promieniowania kosmicznego dochodz¹cego z powierzchni terenu jest ju¿ znikomy. Je¿eli zatem izotopy kosmogeniczne wystêpuj¹ tak g³êbo-ko w profilu glin, to mog¹ one pochodziæ z epizodów wcze-œniejszych ekspozycji, na które by³y wystawione Ÿród³owe ziarna osadu lub sam osad przed pokryciem go przez l¹dolód. W konsekwencji zawartoœæ nuklidów odziedzi-czonych mo¿emy okreœliæ poprzez analizê próbek pobra-nych w zadanym interwale pionowym z odpowiednio mi¹¿szego profilu osadu (³ 300 cm), odnosz¹c poziom odziedziczenia do koncentracji nuklidów, która ju¿ nie ule-ga istotnej zmianie pomimo wzrostu g³êbokoœci (ryc. 3B).
Kluczowy wp³yw na udzia³ izotopów odziedziczonych w ogólnej koncentracji radionuklidów kosmogenicznych ma czas odciêcia osadu od oddzia³ywania promieniowania kosmicznego oraz okres po³owicznego rozpadu analizowa-nego izotopu. Nuklidy o krótkim okresie po³owiczanalizowa-nego rozpadu (np. 14C – 5730 lat) stosunkowo szybko ulegaj¹ zanikowi i ich zawartoœæ w formie odziedziczonej jest za-zwyczaj bardzo ma³a lub nawet trudna do wykrycia (ryc. 3B). W przypadku nuklidów o zdecydowanie d³u¿szym okresie po³owicznego rozpadu (np. 10Be – 1,387 mln lat i26Al – 0,717 mln lat) nale¿y uwzglêdniæ, jaka czêœæ ich zawartoœci w profilu gliny zosta³a odziedziczona i wtedy we wzorze
[2] pozostaj¹ tylko dwie niewiadome: czas (t) oraz tempo erozji (e). Najbardziej prawdopodobny czas ekspozycji gli-ny na promieniowanie mo¿na w takiej sytuacji okreœliæ poprzez dopasowanie modelowej krzywej, która najlepiej odzwierciedla zmianê zawartoœci nuklidów w profilu, okreœlon¹ na podstawie pomiarów wykonanych na prób-kach pobranych w odpowiednim interwale pionowym. Dopasowanie krzywej (optymalizacjê parametrów funkcji) mo¿na przeprowadziæ np. poprzez aproksymacjê zmienno-œci nieliniowej metod¹ najmniejszych kwadratów (Gran-ger, Smith, 2000) lub te¿ poprzez wielokrotne próbkowanie czasu (t) i tempa erozji (e) metod¹ symulacji Monte-Carlo (Hidy i in., 2010). Umo¿liwia to znalezienie takiego czasu ekspozycji i tempa erozji, dla których modelowana krzywa bêdzie najlepiej dopasowana do pomiarów, a wiêc bêdzie odzwierciedlaæ zmianê koncentracji badanego radionuklidu w profilu gliny. Najbardziej prawdopodobny wiek ekspo-zycji warstwy gliny, a wiêc czas, który up³yn¹³ od momen-tu jej finalnej depozycji, jest w rezultacie czasem (t), jaki otrzymujemy jako wynik modelowania krzywej.
Czas pogrzebania glin
Analiza koncentracji w profilach glin pary izotopów kosmogenicznych o ró¿nym oraz wystarczaj¹co d³ugim czasie po³owicznego rozpadu (np.26Al i 10Be) umo¿liwia datowanie pogrzebania tych osadów. W ten sposób datuje siê zazwyczaj osady sto¿ków aluwialnych, tarasów
rzecz-nych czy osadów wodnolodowcowych, które powsta³y w efekcie stosunkowo szybkiej i nag³ej akumulacji (m.in. Granger, Smith, 2000; Häuselman i in., 2007; Darvill i in., 2015). Gliny bazalne mo¿na datowaæ t¹ metod¹ w sytuacji, gdy w analizowanym profilu wystêpuj¹ kopalne osady nie-zredukowane erozyjnie, z zachowan¹ oryginaln¹ powierz-chni¹ (np. poziomem gleby kopalnej), przykryte kolejn¹ warstw¹ gliny. Wyniki datowania tego typu osadów meto-dami luminescencyjnymi s¹ problematyczne ze wzglêdu na wysokie prawdopodobieñstwo niekompletnego wyga-szenia ziaren (tzn. wyzerowania sygna³u luminescencyjne-go w efekcie oddzia³ywania œwiat³a). Ponadto metoda izotopów kosmogenicznych oferuje o wiele wiêkszy prze-dzia³ czasowy datowania ni¿ metody luminescencyjne, siê-gaj¹cy milionów lat (np. Davis i in., 2011).
Do datowania pogrzebania osadów na podstawie anali-zy stosunku koncentracji pary izotopów kosmogenicznych wykorzystuje siê fakt, i¿ podczas ekspozycji osadu na wtórne promieniowanie kosmiczne nuklidy tworz¹ siê w okreœlonym tempie, zwi¹zanym z ich dawk¹ roczn¹, a po odciêciu osadu od promieniowania kosmicznego ich zawartoœæ w osadzie ulega zmniejszeniu zgodnie ze sta³¹ po³owicznego rozpadu danego radionuklidu. W zwi¹zku z tym ca³kowite odciêcie osadu od promieniowania kosmicznego powoduje, i¿ izotopy kosmogeniczne zakumulowane w kwarcu zaczynaj¹ zanikaæ zgodnie z cechuj¹cym je czasem po³owicznego rozpadu, wiêc ich stosunki ulegaj¹ zmianie wraz z up³ywaj¹cym czasem pogrzebania osadu (Gosse,
Ryc. 3. Profile koncentracji izotopów kosmogenicznych powstaj¹cych w kwarcu (26Al,10Be i14C) w warstwie osadu
o gêstoœci typowej dla glin lodowcowych (2,2 g× cm–3) po 20 tys. lat ci¹g³ej ekspozycji. Koncentracja izotopów na danej g³êbokoœci zosta³a okreœlona na podstawie wzoru przedstawionego w tekœcie. Za³o¿ono os³abienie strumienia promieniowania kosmicznego wraz z g³êbokoœci¹ na poziomie 160 g× cm–2: A – brak nuklidów odziedziczonych i erozji stropu gliny; B – zawartoœæ nuklidów odziedziczonych odpowiadaj¹ca 10 tys. lat wczeœniejszej ekspozycji czêœci ziaren oraz erozja stropu gliny po jej ods³oniêciu w tempie 2 cm na tys. lat
Fig. 3. Profiles of cosmogenic nuclides concentration in quartz (26Al,10Be and14C) in a layer of deposits with density typical for till (2.2 g× cm–3) and after 20,000 years of continuous exposition. Concentration of nuclides at certain depth
was calculated based on the formula explained in the text and parameters presented in this Figure. The attenuation length of 160 g× cm–2was assumed: A – no inheritance and no till erosion at the top; B – amount of inherited nuclides from 10,000 years of exposure of part of grains, and till erosion at the top after exposure at a rate of 2 cm per 1,000 years
Philips, 2001; Granger, Muzikar, 2001). W osadach, które przez dziesi¹tki tysiêcy lat by³y eksponowane na dzia³anie promieniowania kosmicznego, stosunek powstaj¹cych w kwarcu izotopów26Al do10Be wynika z ró¿nego tempa ich
produkcji i wynosi ~7,2 (Borchers i in., 2016). Okres po³owicznego rozpadu10
Be (1,387 mln lat) jest oko³o dwu-krotnie d³u¿szy ni¿ okres po³owicznego rozpadu 26Al (0,717 mln lat), st¹d te¿ zanikaj¹ one w ró¿nym tempie.
Ryc. 4. Schemat datowania glin bazalnych z wykorzystaniem pary ziemskich izotopów kosmogenicznych26Al i10Be oraz techniki burial dating. Scenariusz zdarzeñ zak³ada powstanie trzech warstw glin bazalnych (G1, G2 i G3) oraz gleb kopalnych lub te¿ struktur peryglacjalnych w rezultacie trzech epizodów depozycji i ekspozycji glin (T1, T2 i T3). Za³o¿ony czas trwania epizodów zosta³ opisany pod rycinami obrazuj¹cymi depozycjê glin pod l¹dolodem. Profile koncentracji26Al i10Be po poszczególnych epizodach zosta³y wykreœlone przy za³o¿eniu gêstoœci gliny 2,2 g× cm–3oraz os³abienia strumienia promieniowania kosmicznego wraz z g³êbokoœci¹ na poziomie 160 g× cm–2
Fig. 4. Mechanism of basal till burial dating with paired in situ cosmogenic nuclides26Al and10Be. The scenario assumes formation of
three basal till layers (G1, G2 and G3), buried soils or periglacial structures as a result of three episodes of till deposition and exposition (T1, T2 and T3). The time assumed for each episode was described in this Figure. Profiles of26Al and10Be concentration after each episode were created based on till density of 2.2 g× cm–3and attenuation length of 160 g× cm–2
Schemat datowania warstw gliny bazalnej na podsta-wie analizy par ziemskich izotopów kosmogenicznych powstaj¹cych w kwarcu obrazuje ryc. 4. W przyjêtym sce-nariuszu (ryc. 4) za³o¿ono depozycjê trzech warstw glin bazalnych (G1, G2 i G3) podczas trzech epizodów depozy-cji i ekspozydepozy-cji osadów (T1, T2 i T3). Najstarsza warstwa gliny (G1) zosta³a od³o¿ona podczas pierwszego nasuniê-cia l¹dolodu, a po jego recesji by³a eksponowana na dzia³anie wtórnego promieniowania kosmicznego przez 50 tys. lat (T1). Podczas okresu ekspozycji w ziarnach kwarcu znajduj¹cych siê w glinie powstawa³y nuklidy
26
Al i10
Be w tempie bêd¹cym wypadkow¹ ich dawek rocz-nych na okreœlonej g³êbokoœci i czasu po³owicznego rozpa-du (ryc. 4). Strop gliny ulega³ bardzo niewielkiej erozji, czego dowodem mog¹ byæ zachowany poziom gleby kopalnej lub te¿ horyzont struktur peryglacjalnych, bêd¹ce zapisem okresu ekspozycji gliny. Stosunek izotopów
26
Al/10Be ustali³ siê na poziomie ~7,2, który charakteryzuje ich ró¿ne tempo produkcji (dawkê roczn¹).
W nastêpnym epizodzie (T2) glina G1 zosta³a przykry-ta przez nasuwaj¹cy siê l¹dolód, który rozpocz¹³ odk³ada-nie gliny G2. W tym momencie glina G1 zosta³a odciêta od wp³ywu wtórnego promieniowania kosmicznego i moment transgresji l¹dolodu, który od³o¿y³ glinê G2, jest tu równo-czasowy z momentem pogrzebania gliny G1 (ryc. 4). Od momentu pogrzebania gliny G1 (epizod T2) powstawanie w niej nuklidów26Al i10Be zosta³o zahamowane i ich kon-centracja w profilu zaczê³a siê zmieniaæ zgodnie z czasem ich po³owicznego rozpadu. Po epizodzie T2, obejmuj¹cym 80 tys. lat depozycji gliny G2 oraz jej ekspozycjê po recesji l¹dolodu przez kolejne 60 tys. lat, stosunek26Al/10Be w gli-nie G1 zmala³ do ~6,7. Jednoczeœgli-nie w gligli-nie G2 podczas 60 tys. lat ekspozycji powsta³y izotopy kosmogeniczne
26
Al i10
Be (ryc. 4).
Epizod T3 to depozycja oraz ekspozycja trzeciej, najm³odszej warstwy gliny (G3). Transgresjê l¹dolodu, który od³o¿y³ glinê G3, mo¿na odnieœæ do momentu pogrzebania gliny G2 i odciêcia jej od wp³ywu promienio-wania kosmicznego. Depozycja najm³odszej gliny trwa³a 50 tys. lat, a jej ekspozycja po ostatecznym ust¹pieniu l¹dolodu 160 tys. lat. Spowodowa³o to dalszy spadek sto-sunku nuklidów26
Al/10
Be – w glinie G1 do ~6,1, a w glinie G2 do ~6,5 (ryc. 4). Analizuj¹c zmiany stosunku26
Al/10
Be w glinie G1 mo¿na wiêc okreœliæ wiek jej pogrzebania, któ-ry jest równoznaczny z czasem, jaki up³yn¹³ od nasuniêcia l¹dolodu, który od³o¿y³ glinê G2, do dziœ. Zmiany stosunku
26
Al/10
Be w glinie G2 równie¿ wskazuj¹ na wiek jej pogrze-bania, który jest z kolei równoznaczny z czasem, jaki up³yn¹³ od transgresji l¹dolodu, który od³o¿y³ glinê G3, do dziœ. Zawartoœæ analizowanych radionuklidów w profilu gliny G1 wskazuje zatem na moment transgresji l¹dolodu odk³adaj¹cego glinê G2, natomiast ich zawartoœæ w profilu gliny G2 wskazuje na moment transgresji l¹dolodu odk³adaj¹cego glinê G3.
Zastosowanie pary izotopów kosmogenicznych o ró¿-nym okresie po³owicznego rozpadu do datowania glin w profilach osadów z zachowanym oryginalnym stropem, które zosta³y przykryte glin¹ bazaln¹, pozwala zatem na datowanie prawdopodobnego pocz¹tku depozycji gliny (Fabel, Harbor, 1999). Wyniki tego typu datowania wska-zuj¹ bezpoœrednio na moment nasuniêcia l¹dolodu, nato-miast datowanie czasu ekspozycji glin na promieniowanie dostarcza informacji o czasie recesji l¹dolodu. Analiza zawartoœci ziemskich izotopów kosmogenicznych w profi-lach glin umo¿liwia wiêc okreœlenie czasu nasuniêæ oraz recesji l¹dolodów.
PRZYK£AD DATOWANIA GLIN METOD¥ IZOTOPÓW KOSMOGENICZNYCH
Pionierem w stosowaniu metody izotopów kosmoge-nicznych do okreœlania chronologii etapów akumulacji warstw glin lodowcowych jest Balco i in. (2005a, b, c). G³ówn¹ motywacj¹ do podjêcia tego typu badañ by³a mo¿liwoœæ okreœlenia wieku glin, których szacunkowa pozycja stratygraficzna znacznie przekracza zakres czaso-wy metody radiowêglowej i metod luminescencyjnych. Balco i in. (2005a, b, c) badaniom poddali profil osadów zlokalizowany w œrodkowej czêœci Ameryki Pó³nocnej, w strefie maksymalnego zasiêgu ostatniego l¹dolodu lau-rentyjskiego. Obejmuje on warstwê lessów o mi¹¿szoœci 2 m, dwie warstwy glin (formacji Moberly i Atlanta o ³¹cznej mi¹¿szoœci 18 m), a tak¿e koluwium formacji Whippoor-will o mi¹¿szoœci ok. 1,5 m. Osady te zalegaj¹ na pod³o¿u ska³ wêglanowych. Próbki pobrano z profili gleb kopal-nych rozwiniêtych w formacjach Whipporwill oraz Atlanta (ryc. 5). Nastêpnie poddano je standardowej procedurze preparatyki do pomiarów zawartoœci izotopów26Al i10Be w kwarcu z wykorzystaniem atomowej spektrometrii mas (Kohl, Nishiizumi, 1992). Wyniki pomiarów pos³u¿y³y do kalkulacji czasu pogrzebania glin na podstawie za³o¿eñ techniki burial dating. Aby by³o to mo¿liwe, badacze stworzyli model wiek/g³êbokoœæ, obrazuj¹cy g³êbokoœæ pogrzebania warstwy osadów wzglêdem kolejnych epizo-dów sedymentacji i ekspozycji (ryc. 5). Oszacowanie wie-ku glin w latach wymaga³o okreœlonych za³o¿eñ oraz przekszta³ceñ modelu, co w efekcie zaowocowa³o funkcj¹ tempa produkcji nuklidów w czasie P(t) i mo¿liwoœci¹ pre-dykcji bie¿¹cej koncentracji nuklidów w osadzie dla dowolnego nuklidu i poziomu pogrzebania, przy za³o¿eniu
tÎ [0,t1+ t2+ t3] dla starszej formacji Whippoorwill oraz
tÎ [t1, t1+ t2+ t3] dla m³odszej formacji Atlanta (Balco i in.,
2005a): dN dt P t N j j j j = ( )- l [3] gdzie:
Nj– koncentracja nuklidu j w kwarcu [atomy× g–1];
Pj(t) – tempo produkcji nuklidu j w czasie t [atomy × g
–1×
rok–1];
lj– sta³a rozpadu nuklidu j.
Warunki pocz¹tkowe zosta³y ustalone nastêpuj¹co:
N P dla t N P dla t t w j w a j j j a j , , , , , , = + = = + = ì í ï ï ï î 0 0 0 1 l e l e L L ï ï ï ï [4] gdzie: w – formacja Whippoorwill; a – formacja Atlanta;
L – wspó³czynnik os³abienia strumienia promieniowania wraz z g³êbokoœci¹ [160 g× cm–2];
e – tempo erozji profilu przed pogrzebaniem [0,001 g × cm–2
× rok–1
].
Na podstawie lokalnej stratygrafii przyjêto, ¿e wiek depozycji i ekspozycji lessów (t3) wynosi ok. 125 tys. lat.
Nastêpnie, uwzglêdniaj¹c koncentracjê izotopów26Al i10Be, dokonano optymalizacji funkcji z czterema niewiadomy-mi: 1) czas, jaki up³yn¹³ od depozycji gliny formacji Atlan-ta do depozycji gliny formacji Moberly (t1); 2) czas, jaki
up³yn¹³ od depozycji gliny formacji Moberly do depozycji lessów (t2); 3) tempo erozji koluwium formacji
Whippoor-will (ew) oraz 4) tempo erozji gliny formacji Atlanta (ea).
W wyniku rozwi¹zania równania otrzymano: t1= 0,61 mln lat;
t2= 1,68 mln lat;ew= 2,7× 10 –4 g× cm–2× rok–1;ea= 1,8× 10 –3 g × cm–2× rok–1
. Zgodnie z za³o¿eniami metody burial dating depozycja gliny formacji Atlanta spowodowa³a pogrzeba-nie gleby kopalnej rozwiniêtej w stropie koluwium formacji Whippoorwill i nast¹pi³o to w czasie t1+ t2+ t3= 2,415 mln
lat, co (po interpretacji i uwzglêdnieniu b³êdu) da³o wiek ok. 2,4–2,7 mln lat (Balco i in., 2005a, b, c), natomiast depozycja gliny formacji Moberly spowodowa³a pogrze-banie gleby kopalnej rozwiniêtej w stropie gliny Atlanta w czasie t2+ t3= 1,8 mln lat temu, co (równie¿ po interpretacji
i uwzglêdnieniu b³êdu) nast¹pi³o ok. 1,6–1,7 mln lat temu
(Balco i in., 2005a, b, c). Niepewnoœæ otrzymanego wieku glin by³a uzale¿niona g³ównie od sta³ej rozpadu izotopów
26
Al i10Be, natomiast inne czynniki, tj. niepewnoœci anali-tyczne czy dotycz¹ce tempa produkcji analizowanych izo-topów, nie wp³ynê³y w zasadniczy sposób na b³¹d oszacowania wieku ze wzglêdu na stosunkowo du¿e kon-centracje izotopów w próbkach oraz pogrzebanie badanych profili gleb kopalnych przez mi¹¿sze warstwy osadów (ryc. 5).
Balco i in. (2005a) udowodnili, ¿e transgresja l¹dolo-du laurentyjskiego, najstarszego plejstoceñskiego l¹do-lodu na kontynencie pó³nocnoamerykañskim, nast¹pi³a ok. 2,4–2,7 mln lat temu. Wiek badanych glin porównano z okresami och³odzeñ klimatu zapisanymi w osadach ocea-nicznych (rozpoznanymi na podstawie zmiennoœci d18O, procentowej zawartoœci CaCO3 w osadzie czy te¿ jego
podatnoœci magnetycznej) i okaza³o siê, ¿e mo¿na je bar-dzo dobrze skorelowaæ.
POTENCJA£ I OGRANICZENIA METODY Analiza koncentracji ziemskich izotopów kosmoge-nicznych w glinach lodowcowych jest obecnie jedyn¹ metod¹, któr¹ mo¿na stosowaæ do bezpoœredniego datowa-nia tego typu osadów. W przeciwieñstwie do stosowanej w przesz³oœci metody TL ma ona solidne podstawy fizyczne
Ryc. 5. Ilustracja pierwszej próby bezpoœredniego okreœlenia wieku glin lodowcowych na podstawie izotopów kosmogenicznych (Balco i in., 2005a; zmieniona). Zgoda na reprodukcjê ryciny z czasopisma Science via CCC-4776950815157
Fig. 5. Illustration of the first studies in till dating with in situ cosmogenic nuclides (Balco et al., 2005a; modified). Permission for figure reproduction from Science magazine via CCC-4776950815157
i uwzglêdnia specyfikê œrodowiska depozycji glin lodow-cowych, które s¹ odk³adane pod lodem, a wiêc w warunkach odciêcia od wp³ywu œwiat³a s³onecznego i promieniowania kosmicznego. Umo¿liwia ona modelowanie wieku glin w latach i rozwi¹zywanie wielu problemów stratygrafii plej-stocenu oraz historii zlodowaceñ. Za spraw¹ tej metody glina lodowcowa, stanowi¹ca dot¹d jedynie bezpoœredni i bezsprzeczny zapis obecnoœci l¹dolodu, uzyska³a now¹, unikaln¹ wartoœæ w kontekœcie rekonstrukcji paleoklima-tycznych, gdy¿ jej depozycja zosta³a powi¹zana ze skal¹ czasu. W zwi¹zku z tym zastosowanie izotopów kosmoge-nicznych do datowania glin lodowcowych mo¿e przyczyniæ siê do rozwi¹zania zagadek stratygrafii czwartorzêdu oraz problemów zmian paleoklimatu w ci¹gu 2 ostatnich mln lat. Ma to szczególne znaczenie w odniesieniu do glin uformo-wanych we wczesnym i œrodkowym plejstocenie, gdy¿ okreœlenie ich wieku nie jest mo¿liwe nawet poprzez dato-wanie wspó³wystêpuj¹cych osadów piaszczystych metod¹ OSL, ze wzglêdu na zasiêg czasowy tej metody, ograniczo-ny zazwyczaj do ok. 150 tys. lat (Wallinga, Cunnigham, 2015).
Metoda datowania glin lodowcowych na podstawie zawartoœci ziemskich izotopów kosmogenicznych, mimo znacznego potencja³u, ma równie¿ wiele ograniczeñ, które trzeba braæ pod uwagê w trakcie jej stosowania i interpreta-cji wyników. S¹ one zwi¹zane z uwarunkowaniami geolo-gicznymi, które musz¹ zostaæ spe³nione, aby wyniki badañ by³y wiarygodne i stanowi³y Ÿród³o rzetelnej dyskusji.
W celu okreœlenia czasu ekspozycji gliny nale¿y wybraæ jej powierzchniow¹ warstê o mi¹¿szoœci przynajmniej 3 m, aby z profilu koncentracji nuklidów mo¿na by³o wywnio-skowaæ koncentracjê izotopów odziedziczonych. Ponadto dok³adnoœæ modelowania wieku gliny znajduj¹cej siê na powierzchni terenu istotnie zale¿y od tego, czy znane jest tempo erozji jej stropu, czy te¿ jest ono jedn¹ z dwóch nie-wiadomych (t ie). Dlatego wiêkszy potencja³ badawczy, umo¿liwiaj¹cy dok³adne okreœlenie czasu ekspozycji gli-ny, który mo¿na interpretowaæ jako okres, jaki up³yn¹³ od deglacjacji, maj¹ te profile, w których na podstawie nieza-le¿nych przes³anek, np. sedymentologicznych lub glebo-znawczych, mo¿na oszacowaæ tempo erozji.
Jeœli celem badañ jest okreœlenie czasu pogrzebania warstw gliny, do datowania nale¿y wytypowaæ profile glin, w których wystêpuj¹ dowody œwiadcz¹ce o zachowaniu niezerodowanego stropu osadów (np. w profilu s¹ obecne poziomy gleb kopalnych lub horyzonty struktur perygla-cjalnych). Niestety, na skutek erozji warstwy osadów
plej-stoceñskich bardzo czêsto s¹ pozbawione stropowych
partii i zachowane jedynie fragmentarycznie, a pe³ne ich profile s¹ rzadkoœci¹. Warto te¿ zwróciæ uwagê na to, ¿e obecnoœæ niektórych struktur peryglacjalnych (np. klinów mrozowych) nie gwarantuje zachowania pe³nego profilu osadów, a mo¿e jedynie wskazywaæ na ograniczony wp³yw erozji na ich strop. Gleby kopalne s¹ zatem pewniejszym wskaŸnikiem zachowania oryginalnego stropu osadów, choæ ich wystêpowanie pod glinami lodowcowymi jest zja-wiskiem bardzo rzadkim. Ponadto, wiarygodne wyniki dato-wañ mo¿na uzyskaæ tylko wówczas, gdy mi¹¿szoœæ glin w profilu jest na tyle du¿a, ¿eby depozycja kolejnej warstwy gliny powodowa³a ca³kowite zahamowanie produkcji izoto-pów kosmogenicznych w warstwie le¿¹cej poni¿ej. Oznacza to, ¿e powinno siê analizowaæ warstwy glin o mi¹¿szoœci co najmniej 3 m, pokrywaj¹ce niezerodowane osady z
za-chowan¹ pierwotn¹ powierzchni¹. Mog¹ to byæ profile jed-nej warstwy gliny, która spe³nia wymienione kryteria, lub te¿ profile sekwencji glin, jak w scenariuszu za³o-¿onym w niniejszym artykule (ryc. 4). Zatem kluczowe dla powodzenia badañ jest znalezienie i wytypowanie odpo-wiednich profili glin lodowcowych. Profile, w których wystêpuj¹ gliny o mi¹¿szoœci mniejszej ni¿ 3 m i nie zawie-raj¹ form œwiadcz¹cych o zachowaniu pierwotnej po-wierzchni warstw lub te¿ kontakty pomiêdzy warstwami maj¹ genezê erozyjn¹, nie powinny byæ brane pod uwagê.
Mimo wielu istotnych ograniczeñ analiza zawartoœci ziemskich izotopów kosmogenicznych ma znacz¹cy po-tencja³ w datowaniu glin lodowcowych i jej zastosowanie do badania osadów czwartorzêdowych mo¿e znacznie poszerzyæ nasz¹ wiedzê na temat chronologii procesów glacjalnych. Metoda ta by³a, jak dot¹d, sporadycznie stoso-wana w Ameryce Pó³nocnej i Europie (Balco i in., 2005a, b, c; Wüthrich i in., 2017). Autorzy uwa¿aj¹, ¿e wykorzy-stanie jej do badañ z zakresu geologii czwartorzêdu i geo-morfologii na polskich stanowiskach mo¿e siê przyczyniæ do rozwi¹zania wielu problemów i udzieli odpowiedzi na pytania od lat nurtuj¹ce badaczy czwartorzêdu w naszym kraju.
Dziêkujemy Recenzentom za krytyczne i konstruktywne uwagi oraz wiele pytañ i w¹tpliwoœci, które przyczyni³y siê do poprawienia tekstu. Artyku³ zosta³ przygotowany w ramach realizacji grantu Narodowego Centrum Nauki MINIATURA nr 2019/03/X/ST10/00930.
LITERATURA
ALEXANDERSON H., MURRAY A.S. 2009 – Problems and potential of OSL dating Weichselian and Holocene sediment in Sweden. Quatern. Sci. Rev., 44: 37–50.
ANDERSON R.S., REPKA J.L., DICK G.S. 1996 – Explicit treatment of inheritance in dating depositional surfaces using in situ10Be and26Al. Geology, 24: 47–51.
BALCO G., ROVEY II C.W. 2008 – An isochron method for cosmoge-nic-nuclide dating of buried soils and sediments. Am. J. Sci., 308: 1083–1114.
BALCO G., ROVEY II, C.W., STONE J.O. 2005a – The first glacial maximum in North America. Science, 307: 222.
BALCO G., STONE J.O.H., JENNINGS C. 2005b – Dating Plio-Pleisto-cene glacial sediments using the cosmic-ray-produced radionuclides10
Be and26Al. Am. J. Sci., 305: 1–41.
BALCO G., STONE J.O.H., MASON J.A. 2005c – Numerical ages for Plio-Pleistocene glacial sediment sequences by26
Al/10
Be dating of quartz in buried paleosols. Earth and Planetary Sci. Lett., 232: 179–191. BENEDETTI L.C., WOERD J. 2014 – Cosmogenic Nuclide Dating of Earthquakes, Faults, and Toppled Blocks. Elements, 10: 357–361. BLUSZCZ A . 2000 – Datowanie luminescencyjne osadów czwartorzê-dowych – teoria, ograniczenia, problemy interpretacyjne. Zesz. Nauk. Politechniki Œl¹skiej, Ser. Matematyka–Fizyka, 86, Geochronometria, 17: 104.
BORCHERS B., MARRERO S., BALCO G., CAFFEE M., GOEHRING B., LIFTON N., NISHIIZUMI K., PHILIPS F., SCHAEFER J., STONE J. 2016 – Geological calibration of spallation production rates in the CRO-NUS-Earth project. Quatern. Geochron., 31: 188–198.
BRINER J.P., LIFTON N.A., MILLER G.H., REFSNIDER K., ANDERSON R., FINKEL R. 2014 – Using in situ cosmogenic10Be,14C, and26Al to decipher the history of polythermal ice sheets on Baffin Island, Arctic Canada. Quatern. Geochron., 19: 4–13.
CHRISTL M., WIELER R., FINKEL R.C. 2014 – Measuring one atom in a million billion with mass spectrometry. Elements, 10: 330–331. CZERWONKA J.A. 2004 – Œl¹ska i wielkopolska prowincja litostraty-graficzna glin zwa³owych. Prz. Geol., 52 (5): 421–429.
CZERWONKA J.A., DOBOSZ T., KRZYSZKOWSKI D. 1997 – Till stratigraphy of the northern part of Silesia (southwestern Poland). Geol. Quart., 41 (2): 209–242.
DARVILL C.M. 2013 – Cosmogenic nuclide analysis. [W:] Cook S.J., Clarke L.E., Nield J.M. (red.), Geomorphological Techniques. British Soc. Geomorph., London.
DARVILL C.M., BENTLEY M.J., STOKES C.R., HEIN A.S., RODÉS Á. 2015 – Extensive MIS 3 glaciation in southernmost Patagonia revealed by cosmogenic nuclide dating of outwash sediments. Earth and Planetary Sci. Lett., 429: 157–169.
DAVIS M., MATMON A., FINK D., RON H., NIEDERMANN S. 2011 – Dating Pliocene lacustrine sediments in the central Jordan Valley, Israel – Implications for cosmogenic burial dating. Earth and Planetary Sci. Lett., 305: 317–327.
DAVIS R., SCHAEFFER O.A. 1955 – Chlorine-36 in Nature. Ann. New York Acad. Sci., 62: 107–121.
DEHNERT A., SCHLÜCHTER C. 2008 – Sediment burial dating using terrestrial cosmogenic nuclides. E&G Quatern. Sci. J., 57: 210–225. DIXON J.L., RIEBE C.S. 2014 – Tracing and Pacing Soil Across Slopes. Elements, 10: 363–368.
DORTZ K.L., MEYER B., SÉBRIER M., BRAUCHER R., BOURLOS D., BENEDETTI L., NAZARI H., FOROUTAN M. 2012 – Interpreting scattered in situ produced cosmogenic nuclide depth-profile data. Quatern. Geochron., 11: 98–115.
DUNAI T. 2010 – Cosmogenic Nuclides: Principles, concepts and appli-cations in the Earth surface sciences. Cambridge Univ. Press: 187. EVANS D.J.A., PHILLIPS E.R., HIEMSTRA J.F, AUTON C.A. 2006 – Subglacial till: Formation, sedimentary characteristics and classification. Earth Sci. Rev., 78: 115–176.
FABEL D., HARBOR J. 1999 – The use of in situ produced cosmogenic radionuclides in glaciology and glacial geomorphology. Ann. Glacio-logy, 28: 103–110.
FUCHS M., OWEN L.A. 2008 – Luminescence dating of glacial and associated sediments. Boreas, 37: 636–659.
GA£¥ZKA D., MARKS L., ZABIELSKI R. 1999 – Czy litostratygrafia glin lodowcowych mo¿e byæ przydatna dla stratygrafii czwartorzêdu Pol-ski? Prz. Geol., 47 (3): 261–265.
GOSSE J., PHILLIPS F. 2001 – Terrestrial in situ cosmogenic nuclides: theory and application. Quatern. Sci. Rev., 20: 1475–1560.
GRANGER D.E., MUZIKAR P.F. 2001 – Dating sediment burial with in situ-produced cosmogenic nuclides: theory, techniques, and limitations. Earth and Planetary Sci. Lett., 188: 269–281.
GRANGER D.E., SMITH A.L. 2000 – Dating buried sediments using radioactive decay and muogenic production of26Al and10Be. Nuclear Instruments and Methods in Physics Res. B, 172: 822–826.
HAJDAS I., IVY-OCHS S., PICKERING R., PREUSSER F. 2008 – Recent developments in Quaternary dating methods. Geographica Helve-tica, 63: 176–180.
HARDT J., LÜTHGENS C., HEBENSTREIT R., BÖSE M. 2016 – Geo-chronological (OSL) and geomorphological investigations at the presu-med Frankfurt ice marginal position in northeast Germany. Quatern. Sci. Rev., 154: 85–99.
HAÜSELMANN P.H.., FIEBIG M., KUBIK P.W., ADRIAN H. 2007 – A first attempt to date the original “Deckenschotter” of Penck and Brückner with cosmogenic nuclides. Quatern. Intern., 164–165: 33–42. HEIN A.S, HULTON N.R.J., DUNAI T.J., SCHNABEL C., KAPLAN M.R., NAYLOR M., XU S. 2009 – Middle Pleistocene glaciation in Pata-gonia dated by cosmogenic-nuclide measurements on outwash gravels. Earth and Planetary Sci. Lett., 286: 184–197.
HIDY A.J., GOSSE J.C., PEDERSON J.L., MATTERN J.P., FINKEL R.C. 2010 – A geologically constrained Monte Carlo approach to modeling exposure ages from profiles of cosmogenic nuclides: An example from Lees Ferry, Arizona, Geochemistry Geophysics Geosystems, 11: Q0AA10; doi.org/10.1029/2010GC003084
IVY-OCHS S., BRINER J.P. 2014 – Dating Disappearing Ice with Cosmogenic Nuclides. Elements, 10: 351–356.
IVY-OCHS S., HEUBERGER H., KUBIK P.W., KERSCHNER H., BONANI G., FRANK M., SCHLÜCHTER C. 1998 – The age of the Köf-els event. Relative14C and cosmogenic isotope dating of an early Holoce-ne landslide in the central Alps (Tyrol, Austria). Z. Gletscherkunde und Glazialgeol., 34: 57–68.
KLEIN J., GIEGENGACK R., MIDDLETON R., SHARMA P., UNDERWOOD J., WEEKS R.A. 1986 – Revealing histories of exposure using in situ produced26Al and10Be in Libyan desert glass. Radiocarbon, 28: 547–555.
KOHL C.P., NISHIIZUMI K. 1992 – Chemical isolation of quartz for measurement of in situ-produced cosmogenic nuclides. Geochim. Cosmochim. Acta, 56: 3583–3587.
LAL D. 1991 – Cosmic ray labeling of erosion surfaces: in situ nuclide production rates and erosion rates. Earth and Planetary Sci. Lett., 104: 424–439.
LINDNER L., SEMIL J., FEDOROWICZ S., OLSZAK I.J. 1989 – O bra-ku wp³ywu ska³ pod³o¿a na wiek TL glin zwa³owych. Prz. Geol., 37 (3): 140–141.
LISICKI S. 2003 – Zasiêgi l¹dolodu skandynawskiego w dorzeczu Wis³y wyznaczone na podstawie petrograficznych badañ glin lodowcowych, w nawi¹zaniu do izotopowych stadiów tlenowych. Prz. Geol., 51 (3): 217–223. LIU Y., WANG S., XU S., LIU X., FABEL D., ZHANG X., WEIJUN L., CHENG A. 2013 – New evidence for the incision history of the Liuchong River, Southwest China, from cosmogenic26
Al/10
Be burial ages in cave sediments. J. Asian Earth Sci., 73: 274–283.
MASARIK J., REEDY R.C. 1995 – Terrestrial cosmogenic-nuclide pro-duction systematics calculated from numerical simulations. Earth and Planetary Sci. Lett., 136: 381–395.
MATTHEWS J.A., SHAKESBY R.A., FABEL D. 2017 – Very low inhe-ritance in cosmogenic surface exposure ages of glacial deposits: A field experiment from two Norwegian glacier forelands. Holocene, 27: 1406–1414.
NISHIIZUMI K., FINKEL R.C., KLEIN J., KOHL C.P. 1996 – Cosmo-genic production of7Be and10Be in water targets. J. Geophys. Res., 101: 22225–22232.
OLSZAK I.J., FLOREK W., SEUL C., MAJEWSKI M. 2008 – Stratygra-fia i litologia mineralnych osadów wystêpuj¹cych w klifach œrodkowej czêœci polskiego wybrze¿a Ba³tyku. Landform Anal., 7: 113–118. POTTER R., LI Y., HORN S.P., ORVIS K.H. 2019 – Cosmogenic Cl-36 surface exposure dating of late Quaternary glacial events in the Cordille-ra de Talamanca, Costa Rica. Quatern. Res., 92: 216–231.
PUTNAM A.E., BROMLEY G.R.M., RADEMAKER K., SCHAEFER J.M. 2019 – In situ10Be production-rate calibration from a14C-dated late-glacial moraine belt in Rannoch Moor, central Scottish Highlands. Quatern. Geochron., 50: 109–125.
PRZEGIÊTKA K.R., CHRUŒCIÑSKA A., OCZKOWSKI H.L., MO-LEWSKI P. 2008 – Chronostratigraphy of the Vistulian glaciation on the Kujawy moraine plateau (central Poland) based on lithostratigraphic research and OSL dating. Geochronometria, 32: 69–77.
RUSZKICZAY-RÜDIGER Z., BRAUCHER R., NOVOTHNY Á., CSILLAG G., FODOR L., MOLNÁR G., MADARÁSZ B. 2016 – Tecto-nic and climatic control on terrace formation: Coupling in situ produced
10
Be depth profiles and luminescence approach, Danube River, Hungary, Central Europe. Quatern. Sci. Rev., 131: 127–147.
SCHIMMELPFENNIG I., SCHAEFER J.M., GOEHRING B.M., LIF-TON N., PUTNAM A.E., BARRELL D.J.A. 2012 – Calibration of the in
situ cosmogenic14
C production rate in New Zealand’s Southern Alps. J. Quatern. Sci., 27: 671–674.
SOBCZYK A. 2016 – Zastosowanie ziemskich izotopów kosmogenicz-nych10
Be i26
Al w badaniach geologicznych – zarys metody oraz stan badañ w Polsce. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 466: 279–290.
SRINIVASAN B. 1976 – Barites – Anomalous xenon from spallation and neutron-induced reactions. Earth and Planetary Sci. Lett., 31: 129–141. TYLMANN K., RINTERKNECHT V.R., WONIAK P.P., BOURLOS D., SCHIMMELPFENNIG I., GUILLOU V., ASTER T. 2019 – The Local Last Glacial Maximum of the southern Scandinavian Ice Sheet front: Cosmogenic nuclide dating of erratics in northern Poland. Quatern. Scien. Rev., 219: 36–46.
WALLINGA J., CUNNINGHAM A.C. 2015 – Luminescence Dating, Uncertainties, and Age Range. [W:] Rink W.J., Thompson J.W. Encyclo-pedia of Scientific Dating Methods. Springer Reference: 440–445. WECKWERTH P., PRZEGIÊTKA K., CHRUŒCIÑSKA A., WO-RONKO B., OCZKOWSKI H.L. 2011 – Age and sedimentological featu-res of fluvial series in the Toruñ basin and the Drwêca valley (Poland). Geochronometria, 38: 397–412.
WONIAK P.P. 2004 – Przydatnoœæ analizy litologicznej glin moreno-wych w badaniach geomorfologicznych stref marginalnych ostatniego zlodowacenia. Prz. Geol., 52 (4): 336–339.
WÜTHRICH L., BRÄNDLI C., BRAUCHER R., VEIT H., HAGHI-POUR N., TERRIZZANO C., CHRISTL M., GNÄGI C., ZECH R. 2017 –10
Be depth profiles in glacial sediments on the Swiss Plateau: deposition age, denudation and (pseudo-)inheritance. E&G Quatern. Sci. J., 66: 57–68.
WYSOTA W., MOLEWSKI P., SOKO£OWSKI R.J. 2009 – Record of the Vistula ice lobe advances in the Late Weichselian glacial sequence in north-central Poland. Quat. Intern., 207: 26–41.
ZABIELSKI R. 2004 – Jakie cechy sk³adu petrograficznego ¿wirów glin lodowcowych mog¹ byæ przydatne w litostratygrafii? Prz. Geol., 52 (4): 340–346.
ZARETSKAYA N., PANIN A., MOLOD’KOV A., TROFIMOVA S., SIMAKOVA A., BARANOV D. 2020 – Pleistocene stratigraphy of the Vychegda River basin, European North-East. Quat. Intern., 546: 185–195.
Praca wp³ynê³a do redakcji 4.05.2020 r. Akceptowano do druku 10.09.2020 r.
