Relative paleointensity of geomagnetic field during the last 9000 years estimated by the pseudo Thellier method from the bottom sediments of Lake Shira, Northern Khakassia

全文:

ВВЕДЕНИЕ

Исследование поведения геомагнитного поля в геологическом прошлом заключается, во-первых, в накоплении данных о направлениях (склонение и наклонение) и интенсивности (палеонапряженность, Н_др) вектора древнего геомагнитного поля в Мировой базе данных (МБД). В особенности это касается данных о палеонапряженности древнего геомагнитного поля. Как правило, такие определения выполняются на вулканических породах, поскольку их естественная остаточная намагниченность приобретается в процессе их остывания в существовавшем на данный момент времени геомагнитном поле. Этот процесс относительно легко воспроизводится в лабораторных условиях, что позволяет выполнять определения абсолютной Н_др хорошо известным методом Телье [Thellier, Thellier, 1959] (мы здесь оставим в стороне сложности, возникающие при применении этого метода, поскольку это не является темой данного исследования). Однако вулканические породы в силу своего происхождения допускают только точечные определения Н_др, приуроченные к моменту и месту их извержения, в то время как было бы крайне желательно получить и непрерывную во времени запись изменений палеонапряженности, особенно в регионах, где отсутствуют магматические породы подобного возраста.

Такие определения можно было бы выполнить на осадочных породах, которые уже давно используются для получения непрерывного ряда палеонаправлений, но на этом пути стоят практически непреодолимые сложности. Во-первых, до сих пор физический механизм приобретения остаточной намагниченности осадков I_ro далек от адекватного его понимания [Tauxe, 1993; Carter-Stiglitz, 2006; Щербаков, Сычёва, 2009; Shcherbakov, Sycheva, 2010]. Действительно, процесс образования I_ro можно разбить на два этапа: 1) седиментационный – собственно осаждение частиц в водной среде с поверхности водоема на дно; 2) постседиментационный – последующее уплотнение и консолидация осадка при его погружении в более глубокие слои. При этом процесс ориентации магнитных моментов m магнитных частиц по направлению геомагнитного поля B_E происходит на обеих стадиях и продолжается до тех пор, пока возможность изменения ориентации частиц не заблокируется полностью. Исторически намагниченность, возникающая на стадии седиментации, носит название DRM, а на постседиментационной стадии – pDRM. Оба эти названия не слишком удачны, потому что на седиментационной стадии остаточной (remanent) намагниченности вообще не создается в силу отсутствия фиксации положения частиц в жидкости, а на постседиментационной стадии происходит не столько образование новой намагниченности (pDRM), сколько корректировка той ориентации частиц, которую они имели в момент касания осадочного слоя. Иными словами, образование остаточной намагниченности осадков является единым процессом и его нельзя описать в рамках раздельного рассмотрения в терминах DRM и pDRM. По этой причине еще в 1967 г. был предложен термин “ориентационная остаточная намагниченность” (I_ro) для обозначения различных видов намагниченностей, возникающих в результате физического вращения магнитных частиц во внешнем магнитном поле B [Храмов, Шолпо, 1967]. Поскольку блокировка положения частиц требует достаточной высокой эффективной вязкости окружающей среды, препятствующей их повороту, то она осуществляется уже на постседиментационной стадии, после захоронения осадка на глубину от нескольких до нескольких десятков сантиметров, в зависимости от свойств осадочной породы. Подробный обзор этой проблемы дан в работе [Shcherbakov, Sycheva, 2010]. Все эти процессы (особенно на постседиментационной стадии) плохо поддаются теоретическому анализу, и можно констатировать, что на настоящий момент мы не имеем удовлетворительной теории образования ориентационной остаточной намагниченности осадков.

Во-вторых, как следует из вышеизложенного, намагниченность природных осадков приобретается в течение длительного периода (от нескольких лет до, возможно, тысячелетий) и этот процесс невозможно воспроизвести в лаборатории ввиду совсем иных пространственно-временных масштабов. В-третьих, величина результирующей остаточной намагниченности I_ro зависит от ряда факторов, которые также очень трудно контролировать и смоделировать [Shcherbakov, Sycheva, 2010]. Ввиду перечисленных причин метод переосаждения, на который ранее возлагались надежды, оказывается непригоден для решения задачи получения непрерывной записи напряженности палеополя, поскольку процесс образования ориентационной намагниченности, в отличие от термоостаточной, невозможно адекватно воспроизвести в лабораторных условиях.

В качестве альтернативы методу переосаждения авторы работы [Tauxe et al., 1995] предложили использовать для оценки палеонапряженности безгистерезисную остаточную намагниченность (ARM), используя ее в качестве прокси для ориентационной остаточной намагниченности (ORM). Действительно, при малых полях и та, и другая намагниченности пропорциональны внешнему полю, то есть:

I_ro = k_ro Н_др, I_ri = k_riB_lab,                                                                        (1)

откуда

${Н}_{\mathrm{др}}= K{B}_{lab}$$\frac{k_{ri}}{k_{ro}}$, K = $\frac{I_{ro}}{I_{ri}}$,                                                                     (2)

Здесь: I_ri есть интенсивность ARM; k_ro и k_ri – коэффициенты пропорциональности; Н_др и B_lab – поля приобретения ORM и ARM, соответственно. В случае вулканических пород для естественной (NRM) и лабораторной термоостаточной намагниченностей (TRM) соотношения (1) записываются в виде NRM = k_n Н_др, TRM = k_tB_lab. Однако, поскольку в этом случае NRM и TRM имеют одну и ту же (термоостаточную природу), можно положить k_t = k_n и уравнение (2) упрощается до Н_др = B_lab $\frac{NRM}{TRM}.$ Но поскольку в соотношениях (1) эти коэффициенты не равны друг другу, и мы на нашем уровне знаний не можем оценить k_ro ни теоретически, ни экспериментально, оценка Н_др по (2) дает лишь относительное определение палеонапряженности (RPI), в отличие от определений, выполненных по вулканическим породам, имеющим NRM термоостаточной природы и призванным дать абсолютную палеонапряженность (API).

Однако на практике такой простой подход определения палеонапряженности даже для вулканических пород оказывается не вполне состоятельным, поскольку на самом деле все коэффициенты пропорциональности зависят от магнитных свойств каждого отдельного зерна и в случае, например, его химических или структурных особенностей или изменений этот коэффициент изменяется. В частности, равенство k_t = k_n нарушается для крупных псевдооднодоменных (ПОД) и многодоменных (МД) зёрен. Все это приводит к зависимости коэффицентов k_t и k_n от температуры T и, соответственно, к нелинейности диаграммы Араи. Для решения этого вопроса был предложен метод Телье, сравнивающий намагниченности NRM и TRM по небольшим интервалам блокирующих температур, а не сразу на всем их спектре, как это делается при непосредственном применении уравнения (2). По аналогии с этим, авторы работы [Tauxe et al., 1995] предложили метод псевдо-Телье, основанный на последовательном замещении NRM парциальными АRМ (pARM) путем приложения к образцу переменного поля (AF) возрастающей амплитуды B_af. По результатам этих измерений может быть построена диаграмма псевдо-Араи (остаток ORM после приложения к образцу AF амплитудой B_af vs pARM, полученной в AF поле той же амплитуды, то есть диаграмма I_ro(B_af) vs I_ri(B_af)), в полной аналогии с классической диаграммой Араи (остаток TRM vs pTRM после нагрева образца до температуры T). Хотя при этой процедуре никаких химических или структурных изменений не происходит, коэффициенты пропорциональности k_ro и k_ri зависят от свойств ферримагнитных зёрен породы, что может выражаться, в частности, в зависимости k_ro и k_ri от коэрцитивной силы B_cr (или других магнитных параметров). В силу различной физической природы ORM и ARM, эти зависимости, скорее всего, различны, что, в свою очередь, может выразиться в отличии зависимостей I_ro(B_af) и I_ri(B_af) и привести к нелинейным псевдо-Араи диаграммам, как это было проиллюстрировано в работе [Tauxe et al., 1995], так что перед исследователем зачастую стоит вопрос, какую часть диаграммы выбрать для определения Н_др. В настоящее время метод псевдо-Телье для определения относительной палеонапряженности получает все более широкое распространение [Kruiver et al., 1999; Turner et al., 2015; Xiao et al., 2016; Hatfield et al., 2021].

В данной статье мы приводим результаты определений относительной палеонапряженности методом псевдо-Телье по образцам из керна донных отложений озера Шира (Хакасия, Россия) и сравниваем полученные результаты с модельными значениями поля. Это озеро выбрано в качестве объекта исследований в связи с хорошим качеством полученной палеомагнитной записи, а также из-за отсутствия данных по палеонапряженности для прилегающих территорий.

Сопоставление полученных лабораторных данных с модельными представляет интерес для оценки качества и возможности применения глобальных моделей для данного региона. Для сравнения были выбраны наиболее популярные модели эволюции геомагнитного поля, значения которых можно получить с помощью базы данных Geomagia50 [Brown et al., 2015] – (CALS10K.1b [Korte et al., 2011], PFM9k.1 [Nilsson et al., 2014], HFM.OL1.AL1, CALS10k.2 ARCH10k.1 [Constable et al., 2016]). Все приведенные модели основаны на данных по абсолютной и относительной палеонапряженности, кроме ARCH10k.1, которая основана только на данных по абсолютной палеонапряженности, а основные различия моделей разных семейств состоят в особенностях учета качества данных.

Качество моделей обусловлено, прежде всего, качеством и количеством определений в регионе. Именно неравномерное пространственное распределение данных является основной проблемой, возникающей при создании глобальных моделей, и может приводить к ошибкам при использовании этих моделей для регионов с малым количеством определений или их отсутствием. В базе данных Geomagia50 [Brown et al., 2015] не имеется данных на территории в пределах круга, радиусом ∼800 км с центром в оз. Шира, в пределах которого можно считать геомагнитное поле однородным [Tarling, 1983], поэтому возникает вопрос о возможности использования моделей поля на данной территории. А данные, полученные в ходе исследования кернов оз. Шира, представляют интерес и для пополнения базы определений относительной палеонапряженности.

В то же время, мы сравниваем новые данные с выборкой по соседнему региону с достаточным количеством (166 точек) абсолютных определений палеонапряженности. Этот набор данных получен по археомагнитным объектам Сибири и Монголии в 1970–2015 гг. [Бурлацкая, 1970; Бурлацкая и др., 1976; Начасова, Бураков, 1997a; 1997б; 2008; Бураков и др., 2000; Начасова и др., 2015].

ОБЪЕКТ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Озеро Шира (рис. 1) приурочено к бессточной впадине в пределах Ширинской денудационно-аккумулятивной субравнины. Длина озера – 9.35 км, ширина – 5.3 км, максимальная глубина – 23.8 м, средняя глубина – 11.0 м, абсолютная отметка уреза воды – 353.9 м. Дно озера ровное, максимальные глубины приурочены к его центральной части. В озеро впадает небольшая речка Сон, которая обеспечивает до 40% питания водоема, остальная часть питания осуществляется за счет атмосферных, подземных и антропогенных поступлений [Геология и минерагения…, 2006]. По химическому составу вода сульфатно-хлоридная, натриево-магниевая с щелочной реакцией (рН + 8.9–9.2). В составе солей присутствуют следующие компоненты: K⁺+Na⁺ – 4.6 г/л; Ca²⁺ – 0.06 г/л; Mg²⁺ – 1.52 г/л; SO₄^2– – 10.91 г/л; Cl^– – 2.58 г/л, HCO^– – 1.0 г/л [Геология и минерагения…, 2006].

 

Рис. 1. Расположение озера Шира. Красной точкой отмечено место отбора исследованного керна (54°31′12.3″ N, 90°10′38.6″ E).

 

Всего, на основе сейсмоакустических исследований, были отобраны 4 керновые колонки длиной от 376 до 508 см. Отбор образцов производился с помощью специальной установки, разработанной в Институте геологии и нефтегазовых технологий КФУ и, позволяющей отбирать непрерывный керн длиной до 6 метров [Борисов, 2004]. Для лабораторных исследований был выполнен сплошной отбор образцов с шагом 2 см. Детальные исследования проведены на самой длинной колонке № 3, количество образцов 254, что соответствует длине колонки в 508 см.

Радиоуглеродное датирование

Хронология отложений третьей колонки была определена с помощью радиоуглеродного датирования (¹⁴С) в лаборатории NTUAMS на факультете наук о Земле Национального университета Тайваня. Лаборатория NTUAMS оснащена ускорительным масс-спектрометром (УМС) модели 4110 BO мощностью 1.0 МВ и тремя вакуумными линиями графитизации [Li et al., 2022]. Для датирования озерных отложений в первую очередь отбираются образцы, содержащие остатки растений или раковинный материал. Однако в осадках керновой колонки № 3 озера Шира такие образцы отсутствовали, поэтому радиоуглеродное датирование было проведено по содержанию общего органического углерода (TOC) в отложениях. Образцы лиофилизированного осадка навеской 100∼200 мг предварительно подвергались кислотно-щелочной обработке [Brock et al., 2010]. Для удаления карбонатов и фульвокислот в образец добавлялось 15 мл 0.5 N HCl [Misra et al., 2024]. Образцы нагревались на плите при температуре 80°С в течение часа. Далее раствор кислоты проверялся с помощью лакмусовой бумаги, чтобы гарантировать уровень pH <3, означающий отсутствие карбонатов в обработанных образцах. После центрифугирования раствор кислоты удалялся из пробирки. Затем в образец на 30 минут добавлялось 10 мл 0.5 моль NaOH для растворения гуминовых кислот. После центрифугирования NaOH удаляли из образца. После этого в образец быстро вливали 10 мл 0.5 N HCl для удаления остатков NaOH, чтобы избежать поглощения углекислого газа (CO₂), содержащегося в атмосфере. Снова проводили центрифугирование для удаления кислоты. Последними этапами обработки являлись промывка образца деионизированной водой и лиофильная сушка. После предварительной кислотно-щелочной обработки образцы не содержат карбонатов и подвижных органических кислот (включая фульвокислоты и гуминовые кислоты). Таким образом, исключается влияние резервуарного эффекта, обусловленного карбонатной компонентой осадка, на радиоуглеродный (¹⁴С) возраст образцов. Общий органический углерод обработанных образцов в основном содержит гумин, который считается исходным органическим компонентом растений (см. [Misra et al., 2024] и ссылки в статье). Предварительно высушенный и обработанный образец помещался в кварцевую пробирку с порошком CuO и серебряной проволокой, вакуумировался до 10^–6 мбар и герметизировался. Сжигание в образце TOC проводилось при температуре 850°C в течение 8 часов. CO₂, образующийся в кварцевой трубке, очищался на вакуумной линии и переносился в комбинированную трубку, содержащую порошки Zn/TiH₂ и Fe для графитизации (получение графитовой мишени) [Blyakharchuk et al., 2020]. Полученные графитовые мишени измерялись вместе с графитовыми мишенями, изготовленными по международным стандартам OXII (NIST SRM 4990C), фоновыми значениями антрацита и образцами известного возраста (распределенными Университетом Глазго) для взаимного сравнения. В NTUAMS ускорительный масс-спектрометр имеет колесо для 50-ти мишеней, таким образом максимальное количество графитовых мишеней в каждой партии составляет 50. Каждая партия образцов содержит как минимум три мишени OXII, три фоновых (антрацитовых) мишени и две мишени для образцов взаимного сравнения. Соотношения ¹⁴C/¹²C и ¹³C/¹²C каждой мишени измерялось в режиме ¹⁴C³⁺. Для каждой партии проводится пять циклов измерений на УМС. В цикле измеряются все 50 блоков (30 секунд каждый) для каждой мишени, включая образец, OXII, фон и образцы взаимного сравнения. Таким образом, для каждой мишени требуется около 2.2 часа для определения ¹⁴C. Возраст был рассчитан по методике, представленной в работе [Li et al., 2022]. Последним шагом являлась калибровка возраста с использованием базы данных IntCal 20 [Reimer et al., 2020]. Калиброванный возраст ¹⁴С определялся с погрешностью 2σ (95% вероятность в возрастном диапазоне).

Петро- и палеомагнитные исследования

Для проведения магнитно-минералогического анализа были использованы стандартные методики. Измерение гистерезисных параметров проводилось на коэрцитивном спектрометре J_meter [Буров и др., 1986; Iassonov et al., 1998; Нургалиев, Ясонов, 2009]. Получены кривые нормального остаточного намагничивания образцов объемом около 1 см³ при непрерывном росте внешнего магнитного поля до 1.5 Тл. Возможность получения полной петли гистерезиса одновременно по остаточной и индуктивной намагниченностям позволяет определить параметры B_c, B_cr, J_s, J_rs. В полученные величины J_s и B_c вводилась поправка за вклад парамагнитной составляющей. По значениям намагниченности в интервале 1.4–1.5 Тл рассчитывалось уравнение прямой, которое затем вычиталось из значений индуктивной намагниченности.

Дифференциальный термомагнитный анализ (ДТМА) проводился по индуцированной намагниченности и выполнялся на авторегистрирующих крутильных магнитных весах, действующих по нулевому методу [Буров, Ясонов, 1979]. Скорость нагрева составила 100 °С/мин. Для каждого образца получены 2 термокривые по индуктивной намагниченности J_i(T) до температуры 800°С в поле 0.4 Тл. Вторая кривая снималась на той же навеске образца после охлаждения до комнатной температуры и повторного нагрева. Для одного образца (546) было проведено травление органики с помощью перекиси водорода (30%) и керосина (для другой навески). В течение двух недель образцы заливались соответствующими жидкостями до прекращения реакции (образование пузырьков). Органика устранялась в целях определения первичных магнитных минералов в осадке, поскольку в процессе нагрева она начинает гореть и создаются благоприятные условия для формирования новых магнитных минералов, искажая реальную картину по первичным магнитным минералам, присутствующим в осадке.

Рентгеновский дифракционный анализ использовался для определения минерального состава осадочных отложений. Анализ образцов (504, 581, 750) был проведен методом порошковой рентгеновской дифракции на многофункциональном дифрактометре STADI–MP (STOE, Германия), использующим строго монохроматизированное CоK -излучение (длина волны 1.78896 Å). Рентгеносъемка велась при комнатной температуре в дискретном режиме записи дифракционной картины в широком угловом диапазоне 10° ≤ 2Θ ≤ 120° с шагом сканирования 0.02°. Следует отметить, что до проведения рентгенофазового анализа каждый образец предварительно вручную растирался в порошок в яшмовой ступке, затем диспергировался ультразвуком в водном, содержащим поверхностно-активное вещество, растворе, из которого по стенке пробирки вручную с помощью неодимового магнита вытягивалась ферримагнитная фракция.

Лабораторные исследования по изучению относительной палеонапряженности проводились в ресурсном центре “Геомодель” (Санкт-Петербургский государственный университет) на криогенном магнитометре SQUID SRM-755, (2G Enterprises, США). Эксперименты по определению относительной палеонапряженности предусматривали создание и измерение парциальной безгистерезисной остаточной намагниченности (pARM) на образцах, предварительно размагниченных переменным полем. Для пилотной коллекции была проведена детальная чистка с целью подбора оптимального режима чистки остальной коллекции, максимальное поле размагничивания в этом случае достигало 100 мТл. Оставшуюся часть коллекции было решено размагничивать до 70 мТл. Таким образом, размагничивание выполнялось ступенчато до максимального поля 70 или 100 мТл. Далее на размагниченных образцах была создана безгистерезисная остаточная намагниченность с тем же шагом, с каким они были размагничены. Шаг эксперимента составлял от 2.5 до 30 мТл. Постоянное поле при создании pARM использовалось близкое к современному, т.е. 50 мкТл. После создания безгистерезисной намагниченности образцы снова были размагничены. Обработка результатов лабораторных исследований осуществлялась с помощью специально разработанной программы в Excel. Результаты измерений представлялись на диаграмме псевдо-Араи–Нагаты [Tauxe et al., 1995], где по оси абсцисс приводились значения создаваемой pARM, а по оси ординат – величины остатка NRM после воздействия соответствующего переменного поля. Диаграмма псевдо-Араи–Нагаты является аналогом диаграммы Араи–Нагаты [Nagata et al., 1963], используемой для оценки абсолютной палеонапряженности на основе изучения термоостаточных намагниченностей – естественной и лабораторной с той разницей, что вместо pTRM приводятся значения pARM. Относительная палеонапряженность определялась по тангенсу угла наклона прямолинейного отрезка на диаграмме псевдо-Араи–Нагаты. При оценке качества определений Н_др используются те же критерии Коэ [Coe et al., 1978], что и для оценки качества определений абсолютной палеонапряженности. Дополнительно, для проверки выполнения законов взаимности образцы с созданной ARM были размагничены в тех же полях. На основе результатов измерений намагничивания образцов, создания на них pARM и последующего размагничивания, строился график ARM_left–ARM_gained, который в идеальном случае должен быть линеен, а тангенс угла наклона равен 1, что свидетельствует о соответствии диапазонов полей при создании и размагничивании pARM. В качестве дополнения к методу псевдо-Телье используется и отношение NRM/ARM_max, хотя такой подход в некоторых случаях может приводить к систематическим ошибкам [Tauxe et al., 1995].

РЕЗУЛЬТАТЫ

Возраст изучаемых отложений

В табл. 1 отображены результаты 16 измерений ¹⁴С возраста 14 образцов керновой колонки № 3 озера Шира. Первая партия образцов (NTUAMS 7293∼7302) была датирована в апреле 2021 г. Затем для увеличения частоты измерений в августе 2021 г. была запущена 2-я партия образцов (NTUAMS 7466∼7469) для датирования. Во второй партии проводились повторные измерения для двух образцов: NTUAMS-7467b и 7469b. Дубликаты представляли собой аликвоты первоначальных образцов. Для этих образцов эксперимент проводился по той же методике: от сжигания обработанного образца до измерения на УМС. Возраст двух пар образцов имеет хорошую сходимость с учетом погрешности, что указывает на хорошее качество датирования.

 

Таблица 1. Результаты радиоуглеродного датирования

Код лаборатории	ID образца	Глубина, см	12C, A	14C подсчетов	14C статистическая ошибка, %	Возраст, лет до наших дней	Ошибка (±)	Калиброванный 14C возраст, лет до наших дней	Ошибка (±)
NTUAMS-7293	Shira core3_503	6	5.05704E-06	31 369	0.56	863	90	800	135
NTUAMS-7294	Shira core3_519	38	5.89772E-06	34 738	0.54	1451	59	1350	75
NTUAMS-7466	Shira core3_550	100	6.66108E-06	56 758	0.42	2144	73	2160	175
NTUAMS-7295	Shira core3_573	146	5.14051E-06	26 794	0.61	2403	47	2445	100
NTUAMS-7296	Shira core3_598	196	6.57259E-06	32 234	0.56	3067	71	3240	170
NTUAMS-7467	Shira core3_620	240	7.04638E-06	46 325	0.46	3928	104	4365	285
NTUAMS-7467b	Shira core3_620	240	1.14797E-05	65 380	0.39	3677	186	4005	450
NTUAMS-7297	Shira core3_638	276	6.48278E-06	28 285	0.59	3435	65	3700	150
NTUAMS-7298	Shira core3_654	308	5.94562E-06	27 833	0.60	3714	71	4050	205
NTUAMS-7468	Shira core3_680	360	1.80097E-05	72 019	0.37	4899	69	5615	140
NTUAMS-7299	Shira core3_685	370	8.63505E-06	32 421	0.56	5004	58	5775	125
NTUAMS-7300	Shira core3_713	426	4.24125E-06	16 963	0.77	5830	107	6650	250
NTUAMS-7301	Shira core3_725	450	8.55887E-06	24 066	0.64	6849	75	7710	140
NTUAMS-7469	Shira core3_735	470	1.13275E-05	43 099	0.48	6104	75	6975	195
NTUAMS-7469b	Shira core3_735	470	1.42059E-05	57 132	0.42	6042	170	6885	395
NTUAMS-7302	Shira core3_749	498	7.68484E-06	19 768	0.71	8584	98	9660	240

Примечание: ¹²C отражает качество графита. Когда ¹²C ниже 10^–6 A, качество графита низкое. Измерения будут давать большую погрешность. Неопределенность возраста связана с ошибками стандартных, фоновых и выборочных измерений. Для калибровки возраста используется база данных IntCal 20 [Reimer et al., 2020].

 

Возраст двух образцов (с глубины 240 и 450 см) не соответствует стратиграфической последовательности, поскольку более глубокие слои должны иметь более древний возраст отложений (табл. 1). Поскольку ТОС в отложениях имеет разные источники, влияние старого углерода могло привести к расхождению возраста с соседними образцами [Blyakharchuk et al., 2020; Misra et al., 2024]. Тем не менее, полученный радиоуглеродный возраст всех образцов обеспечивает хорошую хронологическую последовательность с глубиной отложений (рис. 2). Что касается двух возрастов на глубине 240 см, то у нас нет достаточных оснований для их исключения из-за хорошего дублирования возрастов. Аналогично, для двух полученных возрастов на глубине 470 см, их возраст должен быть истинным. У нас нет убедительных причин для исключения возраста на глубине 450 см. Следовательно, для построения хронологической модели нами были использованы все ¹⁴C возраста. Для построения возрастной модели осадконакопления использовалась модель Bacon [Blaauw, Christen, 2011] (рис. 2).

 

Рис. 2. Возраст озерных отложений по керновой колонке 3, полученной с помощью полиноминального уравнения и модели Bacon. Итоговая возрастная модель получена на основе модели Bacon выше 426 см и на основе полиноминального уравнения ниже данного уровня.

 

Для нижней части колонки возраст определен с помощью полиномиального уравнения (рис. 2), поскольку модель Bacon в малой степени учитывает возраст на уровне 470 см. Согласно модели, возраст самого верхнего образца в керне составляет 840 кал. лет назад. В процессе отбора длинных керновых колонок часть придонного осадка может быть утеряна, в этой связи такой возраст вполне обоснован. Следовательно, 840 кал. лет назад не являются современным возрастом осадков озера. Фактически современный возраст нам дает короткий керн (GC4), отобранный гравитационным пробоотборником рядом с колонкой № 3. Именно он позволяет выявить на кривой ¹⁴C эффект от испытаний ядерных бомб (после 1950 года н.э.). (Исследование керна GC4 было представлено в журнал Radiocarbon в ноябре 2023 г.). Несмотря на то, что озеро Шира является соленым, предварительная кислотно-щелочная обработка осадка позволяет устранить резервуарный эффект, вызванный наличием углерода. Наличие “старого” углерода (OCI) может оказывать влияние на возраст ¹⁴C, в связи с поглощением растворенного CO₂ в результате фотосинтеза водных растений в озере [Li et al., 2019; Blyakharchuk et al., 2020; Misra et al., 2024], но тем не менее это влияние часто отсутствовало в изучаемых образцах, в результате того, что растворенный в озере CO₂ хорошо обменивался с атмосферным. Если увеличение возраста на глубинах 240 и 450 см, вызвано OCI, можно сделать вывод о том, что его влияние в двух слоях составляет менее 1000 лет, и не распространяется на всю керновую колонку. Таким образом, лучший способ построить хронологию керна – это использовать все доступные возрасты. ¹⁴С возраст донных отложений колонки № 3 составляет 9030 кал. лет назад, и, соответственно, хронология изученной последовательности отложений (длиной 508 см) охватывает последние 9100 лет (рис. 2).

Результаты петро-, палеомагнитных исследований

Вариации гистерезисных параметров с возрастом и глубиной представлены на рис. 3. В большей части колонки показатели J_rs, J_s, B_cr изменяются не слишком сильно, лишь на глубинах более 4 метров (около 7 т.л. до наших дней) видны заметные вариации параметров. B_c, в отличие от остальных гистерезисных параметров, значительно изменяется по всему разрезу. Изменение параметров образцов древнее 7000 лет может объясняться сменой литологии, примерно в это время заканчивают накапливаться более красноцветные породы.

Согласно диаграмме Дэя [Day et al., 1977; Dunlop, 2002] образцы по большей части представлены смесью однодоменных (ОД) и мелких псевдооднодоменных (ПОД) частиц (на рис. 4 они показаны фиолетовым цветом). По гистерезисным параметрам образцы на диаграмме группируются в четыре кластера с различным наполнением. Группа, выделенная синим цветом, относится к самым верхним (граница вода–осадок) образцам, также часть образцов из этой группы находится на глубинах ниже 4.5 метров, неравномерно распределенных до глубины 5.08 м. Наиболее многочисленная группа, обозначенная фиолетовым, в основном приурочена к глубинам 90–450 см, некоторые образцы также расположены выше по колонке. Образцы, относящиеся к группе, обозначенной красным, происходят из двух интервалов 10–90 и 452–500 см, в которых также присутствуют образцы других групп. Зеленая звездочка соответствует образцу с глубины 476 см.

 

Рис. 3. Распределение гистерезисных параметров по керновой колонке.

 

Проблема для интерпретации доменного состояния (ДС) образцов по диаграмме, приведенной на рис. 4, заключается в необычности распределения репрезентативных точек на диаграмме, занимающих область между линиями ОД–МД и СПМ–ОД смесимости [Dunlop, 2002]. Сочетание СПМ–ОД следует отбросить сразу, поскольку суперпарамагнитная восприимчивость, оцененная по петлям гистерезиса [Kosareva et al., 2015], всех образцов крайне мала, составляет всего ∼ (10^–9–10^–11) м³/кг. Сильный сдвиг вправо линии ОД–МД от области реального распределения точек на диаграмме можно формально объяснить следующим. Дело в том, что линия смесимости по работе [Dunlop, 2002] рассчитывается из предположения B_cr/B_c = 5 и J_rs/J_s = 0.02, в то время как для нашей коллекции при B_cr/B_c = 5 отношение J_rs/J_s > 0.1 (красные точки на диаграмме). Все это говорит о том, что концепция объяснения гистерезисных свойств природных образцов, содержащих смеси зёрен как по минералогии, так и по размерам, простой смесью ОД и МД частиц, чересчур упрощена. На деле же, как показано в ряде теоретических и экспериментальных работ [Dunlop, 2002; Conbhui et al., 2018; Nagy et al., 2019], в большинстве случаев решающую роль в образовании этих свойств играют ПОД частицы, существование которых игнорируется в схеме линий смесимости, а форма области распределения точек на диаграмме объясняется обратной корреляцией между J_rs/J_s и B_cr/B_с (чем выше остаточная намагниченность J_r, тем ближе B_cr к B_c). Сказанное выше не отрицает возможной пользы от использования линий смесимости, но предостерегает от их бездумного использования во всех случаях.

 

Рис. 4. Диаграмма Дэя–Данлопа. Представлены образцы, использованные для анализа относительной палеонапряженности (критерии отбора указаны в тексте статьи). Однодоменные и мелкие псевдооднодоменные зерна – фиолетовый цвет, крупные псевдооднодоменные – красный цвет, образцы с аномальными свойствами – голубой и зеленый.

 

Другая проблема для интерпретации доменного состояния (ДС) образцов по диаграмме, приведенной на рис. 4, заключается в необычности поведения нескольких образцов, отмеченных зеленым и голубым цветом, которые сочетают ПОД и МД свойства, то есть высокое J_rs/J_s > 0.1 и одновременно с этим высокое B_cr/B_c ≈ 10. На самом деле такое сочетание теоретически возможно, поскольку при высокой внутренней восприимчивости k_i МД зёрен J_rs/J_s ≈ B_c/NJ_s, а B_cr/B_c ≈ (1 + Nk_i), где N < 1 – размагничивающий фактор. Отсюда видно, что при k_i > 20 имеем B_cr/B_c ≈ 10. Что касается J_rs/J_s, то значение J_rs/J_s ≈ 0.1 может быть достигнуто либо при относительно высокой В_с и относительно низкой J_s, то есть в этом случае следует предположить, что магнитный минерал в этих образцах представлен не магнетитом, а каким-то минералом с невысокой J_s. Подробное исследование этого вопроса требует отдельного анализа и значительных экспериментальных усилий, что не вписывается в рамки настоящей работы, тем более, что число аномальных образцов всего около 10, а результаты по определению палеонапряженности, полученные по ним, статистически никак не выпадают из общего массива данных (табл. 2).

 

Таблица 2. Корреляционная матрица по Спирмену между Н_др и гистерезисными параметрами

	Hдр	Jrs	Bcr	Js	Bc	Jr/Js	Bcr/Bc
Hдр	1.00	–0.02	0.04	0.04	0.03	0.03	–0.06
Jrs	–0.02	1.00	0.54	0.93	0.08	–0.19	0.16
Bcr	0.04	0.54	1.00	0.57	–0.15	–0.34	0.51
Js	0.04	0.93	0.57	1.00	–0.23	–0.50	0.43
Bc	0.03	0.08	–0.15	–0.23	1.00	0.92	–0.88
Jr/Js	0.03	–0.19	–0.34	–0.50	0.92	1.00	–0.93
Bcr/Bc	–0.06	0.16	0.51	0.43	–0.88	–0.93	1.00

 

Из приведенного анализа следует, что ферримагнитная компонента образцов достаточно однородна и представлена в основном смесью однодоменных (ОД) и мелких псевдооднодоменных (ПОД) частиц. Однако, как показал наш анализ, такое различие в доменной структуре (ДС) не отразилось на определении Н_др – значимая корреляция между величиной Н_др и гистерезисными параметрами J_rs/J_s и B_cr/B_c отсутствует (табл. 2). Отметим, что при построении табл. 2 использовалась непараметрическая статистика и рассчитывалась ранговая корреляция по Спирмену, поскольку закон распределения рассматриваемых переменных в данном случае неизвестен [Симушкин, 1998; 2006].

 

Рис. 5. Термомагнитные кривые: (а) – образец 545 (90 см); (б) – образец 546 (92 см) после травления органики (исходное состояние); (в) – обработка перекисью водорода; (г) – обработка керосином.

 

Согласно термомагнитным исследованиям 20-ти образцов, равномерно отобранных по разрезу, образцы в исходном состоянии (без травления органики, рис. 5а) показывают рост намагниченности почти при каждом последующем нагреве, что говорит об образовании в процессе нагревания новых магнитных минералов. На уровне шума можно предположить наличие в образце гематита, который выделяется на дифференциальной кривой до 700°С. Также на кривых до 400, 500 и 600°С предположительно видна фаза с температурой Кюри в области 360–380°С. Можно предполагать, что это грейгит, но рентгеноструктурный анализ не нашел следов грейгита ни на свежем, ни на прогретом до 400°С образце. Следует отметить, что в минеральной фракции сульфиды тоже не были обнаружены, так что следы ферримагнитной фазы с Т_с ≈ 360–380°С, скорее всего, являются артефактом, и в любом случае ее присутствие (если она все же реальна) не влияет существенно на свойства осадка.

Для улучшения результатов ДТМА в образце 546 (92 см) травилась органика, так как ее горение во время эксперимента может давать ложные эффекты. Для этого использовался керосин и перекись водорода. Дифференциальные термомагнитные кривые образца 546 в исходном состоянии (рис. 5б) зашумлены, по ним сложно однозначно идентифицировать магнитные минералы. На рис. 5в хорошо видно, что после обработки перекисью водорода органика удалена, роста намагниченности при ступенчатом нагреве не происходит, а, напротив, наблюдается уменьшение намагниченности, вероятно, за счет окисления мелкодисперсного магнетита. Амплитуда дифференциальной кривой в низкотемпературной области от комнатной температуры до 200–250°С уменьшается после каждой ступени нагрева. На дифференциальных кривых до 600 и 700°С, наблюдается присутствие магнетита (температура Кюри в районе 580°С). Керосин хуже справляется с органикой (рис. 5г), на кривых виден рост намагниченности, тем не менее по сравнению с исходным образцом (рис. 5б) кривые более информативны, на дифференциальных кривых прослеживаются магнитные эффекты.

 

Таблица 3. Результаты рентгеноструктурного анализа

	504 (4 см)	581 (162 см)	750 (500 см)
Минеральная  фракция	Кварц 34.3% Кальцит 23.1% Альбит 13.8% Микроклин 10.3% Мусковит 5.2% Вермикулит 1.7% Лепидолит 5.5% Клинохлор 6.1%	Кварц 33.8% Кальцит 28.7% Альбит 15.2% Микроклин 12.2% Мусковит 4.3% Лепидолит 1.6% Клинохлор 4.2%	Кварц 37.3% Кальцит 20.3% Альбит 21.3% Микроклин 12.8% Мусковит 4.1% Клинохлор 4.2%
Магнитная  фракция	a = 8.386 Å Магнетит ≈ 99% Гематит ≈ 1%		a = 8.388 Å Магнетит – 72.38% Гематит – 12.51% a = 8.365 Å Магнетит – 15.11%

 

В ходе исследований были получены дифрактограммы трех образцов, по которым были определены присутствующие в образцах кристаллические фазы и их процентное содержание (табл. 3). Магнитная фракция представлена магнетитом с той или иной степенью окисления, о чем свидетельствуют меньшие по сравнению со стехиометрическим магнетитом значения постоянной решетки, и (в очень небольшой степени) гематитом. В образце 581 (162 см) магнитной фракции было слишком мало и установить ее состав не удалось. В целом минеральная фракция указывает на геологию водосбора, вокруг озера это в основном выходы четвертичных отложений (черные глины, пески, аллювий рек, элювиальные и делювиальные отложения), девонские (песчаники, алевролиты, аргиллиты красноцветные, известняки серые, часто органогенные), также недалеко есть выход дайки габбрового состава. Кроме того, учитывая большую долю однодоменного магнетита, можно предположить его биогенное происхождение.

Для получения качественных определений относительной палеонапряженности были использованы прямолинейные отрезки на диаграммах псевдо-Араи–Нагаты, а для выборки использовались следующие критерии:

1. Число точек для расчета наклона – не менее 5;
2. Критерий качества q ≥ 1;
3. Доля NRM, разрушенной в интервале определения палеонапряженности f ≥ 25%;
4. Ошибка определения относительной палеонапряженности – σ ≤ 20 %.

Помимо этого, для того, чтобы избежать сложностей с выбором интервала определения Н_др, были отброшены нелинейные диаграммы или диаграммы с двумя составляющими.

Таким образом, из имеющихся в нашем распоряжении 254 определений было выбрано 190 определений, которые были получены в интервалах полей 5–10÷15–50 мТл на основе расчета по 5–13 точкам на диаграмме псевдо-Араи–Нагаты. Критерий f составлял от 25 до 97% (медианное значение 57%), а фактор q – 2–127 (медианное значение 7.2). Низкий фактор q вероятно связан с низкой долей NRM, разрушенной в интервале определения палеонапряженности, а также с тем, что определение палеонапряженности ведется в малых полях, например, до 25 и даже до 15 мТл. Еще одной причиной низкого критерия q стало то, что значения палеонапряженности относительно малы, таким образом, ошибка определений – σ относительно Н_др велика и составляет 17% (медианное значение 6%).

 

Рис. 6. Примеры определения Н_др методом псевдо-Телье. Слева-направо: диаграмма псевдо-Араи–Нагаты; кривые размагничивания NRM, ARM и намагничивания ARM; диаграмма Зийдервельда; диаграмма Араи–Нагаты (ARM_left–ARM_gained).

 

На 11 образцах проведено исследование приобретенной ARM(ARM_gained) и разрушенной в тех же полях ARM(ARM_left), зависимость ARM_left–ARM_gained линейная, а тангенс угла наклона графика составил от 1.04 до 1.11 (медианное значение 1.07). Коэффициент около 1 свидетельствует о разрушении ARM в тех же полях, в которых она была создана. Отклонение составляет не более 11%, а поскольку, образец не изменяется в процессе эксперимента, отличие от 1 может быть связано с погрешностью самого эксперимента. На рис. 6 приведены примеры результатов исследований.

 

Рис. 7. Сопоставление наклонения по оз. Шира: (а) – результаты отвечают радиоуглеродному возрасту; (б) – результаты по возрасту сдвинуты на ∼850 лет с модельными значениями, рассчитанными для различных моделей для координат оз. Шира.

 

На рис. 7 представлено сравнение наклонения по озеру Шира с модельными данными. В нескольких интервалах колонки наблюдаются аномальные выбросы значений наклонения (на глубинах 360–370 см (5580–5735 лет назад), 480 см (∼8100 лет назад), а также в единичных образцах выше по разрезу) связанные с деформацией образцов при отборе. Эти образцы удалены для лучшей наглядности на рисунке. Среднее значение наклонения составляет 68.8°, что достаточно близко к средней величине по всем моделям (рис. 7а). Данные по наклонению оз. Шира по морфологии похожи на модели PFM9k.1 [Nilsson et al., 2014], HFM.OL1.AL1, ARCH10k.1, CALS10.k2 [Constable et al., 2016]) (рис. 7а). Тем не менее, существует сдвиг по временной шкале, причем для более молодых осадков он значительнее, чем для более древних. При смещении данных по оз. Шира на ∼850 лет в сторону омоложения, графики наклонения оз. Шира и модельные показывают заметно лучшую корреляцию (рис. 7б). 850 лет соответствует примерно 27 см, это определено на основе сопоставления керновой колонки № 3 и короткой керновой колонки GC4 (см. раздел “возраст изучаемых отложений”).

 

Рис. 8. Сопоставление значений относительной палеонапряженности, рассчитанных двумя способами: (а) – из отношения NRM/ARMmax умноженного на лабораторное поле (50 мкТл); (б) – по методу псевдо-Телье.

 

Результаты Н_др полученные по отношению NRM/ARM_max×50 мкТл, схожи между собой, коэффициент корреляции составляет 0.69 (рис. 8). Однако первые данные систематически ниже, чем вторые, что вероятно связано с выполаживанием графика NRM/ARM на диаграмме Араи–Нагаты в высоких полях (рис. 8б) и, соответственно, с увеличением доли ARM в сравнении с NRM.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

В ходе детальных исследований керна оз. Шира было получен ряд из 190 определений относительной палеонапряженности, дополненных необходимым комплексом магнито-минералогических исследований и датированных радиоуглеродным методом.

Рентгеновский дифракционный анализ показал, что магнитная фракция в основном представлена магнетитом с различной степенью окисления и, в малой степени, гематитом. Исследование гистерезисных параметров выявило, что ферримагнитная фракция достаточно однородна и представлена в основном смесью ОД и мелких ПОД частиц, что позволяет использовать данные образцы для определения относительной палеонапряженности.

Значимая корреляция между величиной Н_др и гистерезисными параметрами J_rs/J_s и B_cr/B_c по большей части разреза отсутствует, что позволяет сделать вывод о независимости возможных вариаций магнито-минералогического состава на получаемые результаты Н_др.

 

Рис. 9. Сопоставление новых данных по относительной палеонапряженности оз. Шира, средних величин относительной палеонапряженности по оз. Шира и модельных значений, рассчитанных для различных моделей для координат оз. Шира. Все значения относительной палеонапряженности (точки на графике) умножены на коэффициент 4.25 с тем, чтобы средние значения данных по псевдо-Телье и модельных данных по оз. Шира совпадали.

 

График изменения относительной палеонапряженности (рис. 9) показывает, что в период с 10 000 до 5000 лет назад Н_др была понижена относительно интервала от 4000 лет до настоящего времени, исключая короткий период всплеска Н_др в период 7130–7300 лет назад. Здесь, резкое повышение Н_др коррелирует с изменением параметров – J_rs, J_s и B_c. Поэтому можно считать этот всплеск палеонапряженности как реально существующим, так и связанным с изменением магнитной минералогии. При этом рост J_rs и J_s отмечается и в возрастном интервале ∼8600 лет назад без существенных изменений B_c и Н_др, что скорее говорит в пользу независимости Н_др от петромагнитных параметров. В целом, в интервале ∼6500–7300 лет назад отмечается умеренная корреляция Н_др с J_rs, J_s и B_c (0.54; 0.51; 0.60 соответственно) в отличие от всего разреза (табл. 2).

Сопоставление полученных рядов данных относительной палеонапряженности со значениями палеонапряженности, рассчитанными для координат оз. Шира по модели CALS10k2 [Constable et al., 2016] показало, что они хорошо согласуются между собой (рис. 9), коэффициент корреляции R по Спирмену = 0.59, а между усредненными значениями относительной палеонапряженности (голубая линия) и модельными данными (черная линия) R = 0.72.

Можно отметить следующие элементы сходства указанных кривых (рис. 9): уменьшение палеонапряженности ближе к современности, наличие максимума в области от 1000 до 4500 лет назад, минимума от 4500 до 6000 лет назад, максимума в области от 7000 до 9000 лет назад. Отличия кривых заключаются в следующих особенностях: некоторое смещение максимумов в области от 1000 до 4500 лет назад и от 7000 до 9000 лет назад, наличие на кривой относительной палеонапряженности, полученной по донным отложениям оз. Шира дополнительного максимума в интервале от 7100 до 7300 лет назад, который можно объяснить как резким изменением петромагнитных характеристик, так и реальным изменением палеонапряженности. Тем не менее, хотелось бы отметить, что подобное сходство поведений графиков проявляется только в одном коротком интервале несмотря на то, что вниз по разрезу гистерезисные параметры также вариативны и обладают большими величинами, при этом величины относительной палеонапряженности не показывают резких изменений. Подобный максимум, но значительно меньшей амплитуды, можно увидеть и на модельных кривых. Также можно заметить, что при сдвиге полученных данных относительной напряженности оз. Шира в сторону омоложения, совпадение с модельными кривыми улучшается.

Подчеркнем, что эти выводы сохраняются, если рассмотреть и другие известные на настоящее время модели геомагнитного поля за последние 10000 лет, в основе которых лежат как данные по абсолютной палеонапряженности (ARCH10k.1 [Constable et al., 2016]), так и совокупность результатов исследований по осадочным и магматическим породам, а также археомагнитным объектам (CALS10K.1b [Korte et al., 2011], PFM9k.1 [Nilsson et al., 2014], HFM.OL1.AL1, CALS10k.2 [Constable et al., 2016]) (рис. 9).

Хорошее согласие между различными моделями обосновано, очевидно, тем, что во всех моделях используется один и тот же набор данных, полученных непосредственно для региона вокруг оз. Шира. Как результат, указанные модели практически полностью повторяют археомагнитные данные по Сибири и Монголии, отобранные с территории, близкой к оз. Шира (координаты 46–57° с.ш. и 102–115° в.д.) [Бурлацкая, 1970; Бурлацкая и др., 1976; Начасова, Бураков, 1997a; 1997б; Бураков и др., 2000; Начасова, Бураков, 2008; Начасова и др., 2015] (рис. 10).

 

Рис. 10. Сопоставление новых данных по относительной палеонапряженности оз. Шира, средних величин относительной палеонапряженности по оз. Шира, рассчитанных методом скользящего среднего по 11 точкам, и модельных данных CALS10k.2 для координат оз. Шира (54.5° с.ш., 89.9° в.д.) [Constable, 2016], а также выборки из базы данных Geomagia [Brown et al., 2015] для координат 46–57° с.ш. и 102–115° в.д. Все значения относительной палеонапряженности (точки на графике) умножены на коэффициент 4.25 с тем, чтобы средние значения данных по псевдо-Телье и модельных данных по оз. Шира совпадали.

 

Как видно из рис. 9 и рис. 10, вглубь веков наблюдается естественная убыль как в целом данных палеонапряженности из-за снижения количества объектов исследования, так и качества определений. Снижение качества данных связано с трудностями определения возраста как для данных абсолютной палеонапряженности, так и для данных относительной палеонапряженности, а также эффектами отложенной фиксации NRM и соответствующего этому эффекту усреднения величины NRM в осадке по некоторому интервалу времени [Roberts, Winkеlhofer, 2004]. Снижение количества качественных данных во временном интервале 4000–10 000 лет назад, конечно, влияет на точность моделей и фиксацию мелкомасштабных во времени и пространстве вековых вариаций в силу ограниченности набора данных, но не приводит к значимым различиям результатов по оз. Шира и модельных значений на временном масштабе в сотни и тысячи лет, отражая общую тенденцию в вариациях геомагнитного поля.

Что касается отличий между модельными значениями Н_др и определениями, полученными в настоящей работе, то они могут быть обусловлены вкладом недипольных составляющих поля, поскольку модели основаны на данных с территории, расположенной на расстоянии более чем 800 км от оз. Шира. Кроме того, наблюдаемые различия при сравнении моделей возникают в силу неизбежных ошибок в определении относительной палеонапряженности, а также ввиду неточности определения возраста фиксации намагниченности исследуемых пород.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Сравнение результатов определения палеонапряженности методом псевдо-Телье по осадочным породам оз. Шира с предсказаниями, полученными по различным моделям поведения напряженности геомагнитного поля в последние 9000 лет, показало их согласие, если иметь в виду общий тренд изменения напряженности, а не соответствие отдельных определений. Такой вывод дает основания для применения данной методики к определению палеонапряженности методом псевдо-Телье в применении к осадочным породам. Однако стоит учитывать, что для обоснованных выводов необходимо проводить строгий отбор полученных определений и располагать достаточно большим и протяженным во времени набором данных с тем, чтобы иметь надежную статистику для фиксации тех или иных трендов в изменении палеонапряженности во времени.

Ценность наших данных состоит, в частности, в том, что на большой территории вокруг оз. Шира, расположенного на расстоянии не менее 800 км от упомянутых мест отбора, в геомагнитной базе Geomagia 50 [Brown et al., 2015] на настоящее время полностью отсутствуют данные по палеонапряженности как относительной, так и абсолютной.

Полученные результаты также демонстрируют некоторые особенности и отличия вариаций относительной палеонапряженности, полученной по донным отложениям оз. Шира методом псевдо-Телье, от различных модельных кривых (CALS10K.1b [Korte et al., 2011], PFM9k.1 [Nilsson et al., 2014], HFM.OL1.AL1, CALS10k.2 ARCH10k.1 [Constable et al., 2016]). Например, аномалия максимума напряженности в интервале от 7100 до 7300 лет тому назад может быть проявлением как недипольной вариации, которая не учтена в современных моделях, так и проявлением резкого изменения петромагнитных параметров. Необходимо получение новых данных об относительной палеонапряженности по данному региону и по Сибири для оценки достоверности данной аномалии и для наращивания базы данных по палеонапряженности.

ФИНАНСИРОВАНИЕ РАБОТЫ

Работа выполнена при финансовой поддержке гранта РНФ No 22-47-08001, https://rscf.ru/project/22-47-08001/ Рентгеновский дифракционный анализ и математическая обработка петромагнитных данных выполнялись при поддержке Госпрограммы ГО Борок ИФЗ РАН FMWU-2022-0026.

БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы выражают благодарность А.А. Костерову за ценные замечания по статье, которые помогли улучшить рукопись.

作者简介

D. Kuzina

Kazan (Volga Region) Federal University

编辑信件的主要联系方式.
Email: di.kuzina@gmail.com

Институт геологии и нефтегазовых технологий

俄罗斯联邦, Kazan, 420008

V. Shcherbakov

Geophysical Observatory “Borok,” Schmidt Institute of Physics of the Earth, Russian Academy of Sciences

Email: shcherbakovv@list.ru
俄罗斯联邦, Borok, Yaroslavl oblast, 152742

N. Salnaia

Geological Institute, Russian Academy of Sciences

Email: natasavi@inbox.ru
俄罗斯联邦, Moscow, 119017

A. Yusupova

Kazan (Volga Region) Federal University

Email: yusupovaanast095@gmail.com

Институт геологии и нефтегазовых технологий

俄罗斯联邦, Kazan, 420008

H-Ch. Li

National Taiwan University

Email: hcli1960@ntu.edu.tw
台湾, Taipei, 106319

D. Nurgaliev

Kazan (Volga Region) Federal University

Email: Danis.Nourgaliev@kpfu.ru

Институт геологии и нефтегазовых технологий

俄罗斯联邦, Kazan, 42000

参考

补充文件