ИДЕНТИФИКАЦИЯ СЛЕДОВ ПОЗДНЕЧЕТВЕРТИЧНЫХ ВУЛКАНИЧЕСКИХ СОБЫТИЙ В ЭОЛОВЫХ И ОЗЕРНЫХ ОТЛОЖЕНИЯХ НА ОСНОВЕ КОМПЛЕКСНОГО ПЕТРОМАГНИТНО-ГРАНУЛОМЕТРИЧЕСКОГО АНАЛИЗА

1. ВВЕДЕНИЕ

Юго-западный фланг Байкальской рифтовой зоны входит в состав Южно-Байкальской вулканической области (рис. 1, а). Последняя активизация вулканической деятельности проявилась в двух центрах – в пределах долины р. Жом-Болок в Восточном Саяне и в днище Тункинского рифта (рис. 1, б). Исследования данных вулканических событий продолжаются уже много десятилетий, однако информация о хронологии извержений все еще активно пополняется и уточняется.

В Тункинском рифте результатом последнего этапа вулканической активности является группа шлаковых конусов высотой до 116 м и погребенные под новейшими отложениями лавовые потоки. По мнению Н.А. Логачева и Н.А. Флоренсова [Logachev, 1955; Florensov, Loskutova, 1953; Florensov, 1974], финальная фаза их формирования относится ко второй половине позднего плейстоцена (предголоценовому времени). При этом особенности геоморфологического строения тункинских вулканов, согласно работе [Florensov, Loskutova, 1953], свидетельствуют об их примерно одинаковом возрасте с постледниковыми вулканами троговой долины р. Жом-Болок в Восточном Саяне. С.В. Рассказовым на основе K-Ar метода датирования была предпринята попытка оспорить выводы Н.А. Логачева и Н.А. Флоренсова, возраст четвертичных вулканических построек в днище Тункинского рифта им существенно удревнялся и был оценен в широком возрастном диапазоне – от 2.5 до 0.8 млн л.н. [Rasskazov, 1993; Rasskazov et al., 2000]. При этом автор в своих публикациях не уделял должного внимания описанию условий пробоотбора и его корректности, а полученные единичные датировки характеризовались чрезмерно большим доверительным интервалом. Все это на фоне потери актуальности устаревшего K-Ar метода датирования, а также спорадичности и неточности датировок свидетельствует о критичном уровне валидности рассматриваемых данных в целом. Позже по базальтам вулкана ара-Болдок (Черского) была получена еще одна K-Ar дата – 0.7±0.4 млн лет [Hase et al., 2003] также с неприемлемой погрешностью определения.

В очевидном противоречии с оценкой возраста на основе K-Ar датирования находятся многочисленные геологические и геоморфологические данные. Прежде всего обращает на себя внимание морфологическая «юность» тункинских вулканических построек, сохранивших свой первозданный облик в области многократного развития плейстоценового оледенения и семигумидных условий климата в межледниковья с высокой активностью эрозионно-денудационных процессов. За многие сотни тысяч лет вулканы, сложенные рыхлыми пирокластическими образованиями (шлаками и агглютинатами), должны были как минимум покрыться сетью барранкосов. В реальности же на склонах вулканических конусов эрозионные формы практически отсутствуют. Исключение составляет расположенный несколько в стороне от основной группы, на склоне Еловской междувпадинной перемычки, вулкан Коврижка, в микрорельефе которого просматриваются признаки инициальной стадии эрозионного расчленения.

В пользу представлений Н.А. Флоренсова и Н.А. Логачева свидетельствует и наличие геотермальной активности в районе локализации вулканов, благодаря чему одно из крупнейших вулканических сооружений Тункинской долины получило название Тальские вершины, при том что мощность кайнозойских отложений под вулканом приближается к 3 км [Lunina et al., 2009]. Основная часть тункинских вулканов тяготеет именно к депоцентру впадины – области интенсивных и устойчивых новейших и современных тектонических погружений [Shchetnikov, 2016, 2017], где фиксируется направленный процесс их погребения аллювиально-озерно-болотными отложениями [Florensov, Loskutova, 1953; Ufimtsev et al., 1999; Shchetnikov et al., 2012]. Однако, несмотря на устойчивый характер и высокую скорость погружений днища впадины, у части вулканов позднеплейстоцен-голоценовыми [Ufimtsev et al., 1999, 2003] осадками перекрыты лишь подножия. Важным представляется и тот факт, что в кратерах вулканов, например Шангтая (Священной горы) (рис. 2), который в виде правильного усеченного конуса возвышается над пойменным уровнем днища впадины на высоту до 23 м, отсутствуют озерные отложения, которые должны были в них накопиться при формировании 24–15 тыс. л. н. в Тункинской котловине крупного, глубиной порядка 100 м, подпрудного озера, затапливавшего все ее днище [Chebotarev et al., 2024], в том числе область локализации тункинских вулканов, за исключением расположенных на Еловском отроге. Все это свидетельствует о появлении вулкана Шангтай позже 15 тыс. л.н., т.е. в предголоценовое время. С другой стороны, известно, что кратеры вулканической группы Тальские вершины заполнены лессовыми отложениями позднеплейстоцен-голоценового возраста, а более древние осадочные образования в них отсутствуют.

Лавовые потоки и вулканы долины р. Жом-Болок на крайнем западном фланге Байкальской рифтовой зоны представляют крупнейшее проявление голоценовых извержений в Центральной Азии [Yarmolyuk et al., 2003]. Днище троговой долины р. Жом-Болок на всем ее 70-километровом протяжении занято мощными (до 200 м) потоками базальтовых лав, а вулканические шлаковые конусы в самых верховьях долины фиксируют главный центр извержений (рис. 3). К настоящему времени получены подробные сведения о строении, составе, источниках и механизме долинных излияний лавовых потоков. При этом их хронологическая последовательность все еще уточняется. Установлено, что вулканические события были многофазными, начались на рубеже плейстоцена и голоцена и продолжались вплоть до последнего тысячелетия [Yarmolyuk et al., 2003; Arzhannikov et al., 2017; Shchetnikov et al., 2019b].

В данной работе представлены результаты комплексных петромагнитных и гранулометрических исследований разрезов верхнечетвертичных субаэральных и озерных отложений, расположенных в непосредственной близости от центров молодой вулканической активности в Юго-Западном Прибайкалье, с целью диагностики тефросодержащих горизонтов и детализации представлений о периодичности извержений.

2. ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ, СТРОЕНИЕ РАЗРЕЗОВ И ОТБОР ПРОБ

2.1. Белый Яр-1

Белый Яр (51°43'21" с.ш., 102°40'21" в.д.) расположен в юго-восточной части Тункинской котловины в основании междувпадинной перемычки Еловского отрога, на левом берегу р. Иркут (рис. 4).

Разрез представлен двумя обнажениями, расположенными в 2 км друг от друга, получившими названия Белый Яр-1 и Белый Яр-2. Белый Яр-1 подразделяется на четыре пачки (сверху вниз) [Shchetnikov et al., 2015]: 1) лессовидные супеси и суглинки; 2) осадки пойменной фации с горизонтами субаэральных отложений (пылеватые пески); 3) старичные осадки (суглинки); 4) русловой аллювий (грубозернистые пески). Лессовидные супеси и суглинки пачки 1 представляют собой наиболее полный разрез субаэральных отложений Тункинской впадины, охватывающий последние 50 тыс. лет [Shchetnikov et al., 2012]. Для разреза Белый Яр-1 были получены две радиоуглеродные даты. Образец кости крупного млекопитающего из горизонта на глубине 9.6 м был датирован в Познаньской радиоуглеродной лаборатории методом AMS ¹⁴C и показал возраст 26982±230 лет (Poz-86142, настоящая работа). По древесному углю, отобранному с глубины разреза 26 м, в ГИН РАН (г. Москва) методом сцинтилляционного измерения активности была получена ¹⁴С-дата 48442±3362 лет. [Shchetnikov et al., 2019b]. Здесь и далее в тексте приводятся калиброванные даты, полученные с использованием шкалы IntCal20 [Reimer et al., 2020] в интервале ±2σ.

Петромагнитное опробование в разрезе Белый Яр-1 проводилось с интервалами 5–10 см до глубины 27.4 м (270 образцов). Образцы на гранулометрический анализ отбирались через 20 см, коллекция включала 133 образца.

2.2. Озеро Тухурен-Нур

Оз. Тухурен-Нур (52°40'32.00" с.ш., 99°00'55.11" в.д.) расположено в непосредственной близости от центра голоценовых вулканических извержений Жом-Болока в восточной части Восточного Саяна (см. рис. 3). Водоем имеет ледниковое (моренно-подпрудное) происхождение, его площадь составляет 0.8 км², высота уровня воды – 1999 м, глубина – 8 м. Долина р. Барун-Хадарус, в которой расположено оз. Тухурен-Нур, имеет типичную троговую морфологию. Плотину озера образует дугообразный вал конечной морены. Западная часть котловины водоема практически лишена чехла донных отложений и сложена коренными породами.

В геометрическом центре оз. Тухурен-Нур на глубине 8 м был отобран керн донных отложений с помощью гравитационного керноотборного устройства UWITEC (Австрия), оснащенного ПВХ трубкой диаметром 63 мм. Длина извлеченного керна составила 98 см. Отложения представлены озерными диатомовыми илами, которые на глубине 83.5 см подстилаются ледниковыми ленточными глинами. Возраст отложений в основании опробованного разреза составил 13209±113 лет [Shchetnikov, Bezrukova, 2019]. Полученный керн был отобран на петромагнитный анализ с интервалом 2 см (49 образцов).

3. МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ

3.1. Гранулометрический анализ

Лазерная гранулометрия проводилась на лазерном микроанализаторе Microtrac X100. Размер измеряемых частиц, которые для удобства объединены в 50 фракций, представленных в объемных процентах для каждой пробы, варьировался от 0.146 до 704 мкм. Диспергирование образцов проводилось с помощью ультразвуковой обработки. Статистическая обработка данных о размерах зерен проводилась с помощью компьютерной программы GRADISTAT [Blott, Pye, 2001]. Для каждого образца были рассчитаны моды распределения зерен, средний размер зерна, сортировка, асимметрия и эксцесс по методу арифметических моментов [Gradziński et al., 1976].

3.2. Тефростратиграфия

В разрезе Белый Яр-1 на тефростратиграфический анализ отбирались пробы с интервалом 10 см. В донных отложениях оз. Тухурен-Нур отбирался каждый пятый сантиметр керна. Далее отобранные пробы подвергались стандартным методам тефростратиграфических исследований [Rose et al., 1996; Blockley et al., 2005]. Образцы обрабатывали 30 % H₂O₂ для удаления органического материала. Фракции плотнее 2 г/см³ отделяли в тяжелой жидкости KI с последующим мокрым просеиванием. Далее образцы высушивались в сублиматоре VaCo 5. Для анализа отбирались навески сухого осадка массой 0.2 г. Смер-слайды для микроскопии покрывали канадским бальзамом и исследовали под поляризационным микроскопом Micromed POLARZ при увеличении ×100.

3.3. Петромагнитные исследования

Параметры магнитного гистерезиса (намагниченность насыщения (Js), изотермическая остаточная намагниченность насыщения (Jrs), коэрцитивная сила (Bc) и остаточная коэрцитивная сила (Bcr)) измерены в Палеомагнитном центре Института нефтегазовой геологии и геофизики СО РАН с помощью коэрцитивного спектрометра J_meter [Jasonov et al., 1998] с максимальным полем 700 мТл. По параметрам гистерезиса также были рассчитаны нормированные по массе магнитные значения восприимчивости парамагнитных и ферромагнитных минералов (Kp и Kfer соответственно). Значения Js, Bc и Kfer корректировались с учетом парамагнитного вклада путем вычитания парамагнитного сигнала [Kosareva et al., 2015]. Вклад суперпарамагнитных зерен (ΔJrs) оценивали по уменьшению значения Jrs на кривой спада Jrs в низких полях от 10 до 0 мТл [Kosareva et al., 2015] и относительному приросту суперпарамагнитной части магнитной восприимчивости Ksp.

Эффективный размер магнитных зерен оценивался по соотношению Kfer/Jrs, которое синхронно изменяется с размером зерна. Доменное состояние ферромагнитных частиц оценивали по биплоту Bcr/Bc – Jrs/Js [Day et al., 1977; Dunlop, 2002].

Состав магнитных минералов определялся по температурным зависимостям нормальной остаточной намагниченности Jr(T), созданной в поле 0.4 Тл, и магнитной восприимчивости K(T). Кривые Jr(T) и K(T) измерялись с помощью термомагнитометра, разработанного П.Г. Ясоновым (КФУ, г. Казань) и каппабриджа MFK1-FA (AGICO Inc., Брно, Чехия) соответственно. Максимальная температура нагрева в обоих экспериментах составляла 700 °C. Все измерения проводились по стандартным методикам [Walden et al., 1999; Evans, Heller, 2003] с учетом закономерностей, характерных для лессовидных пород Сибири [Matasova, Kazansky, 2004; Kazansky et al., 2024]. Как показано в этих публикациях, в отличие от китайских и европейских лессовых отложений, сибирские лессовидные отложения характеризуются преобладанием многодоменного магнетита, а в отдельных случаях в палеопочвах присутствуют также и псевдооднодоменные зерна. Кроме того, в палеопочвах, наряду с магнетитом, практически всегда присутствует гематит.

4. РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

4.1. Белый Яр-1

Гранулометрический анализ. Гранулометрический состав отложений разреза Белый Яр-1 (до глубины 25 м) отличается от субаэральных отложений разрезов Забайкалья [Kazansky et al., 2006, 2024] и Западной Сибири [Zhdanova et al., 2007] прежде всего низким (<30 %) содержанием лессовой (алевритовой) фракции (10–50 мкм). Это указывает на то, что изучаемые отложения не являются лессовыми [Kriger, 1965]. Кроме того, отсутствие в этой части разреза частиц менее 1.375 мкм исключает возможное участие процессов флювиальной седиментации [Vandenberghe, 2013]. Русловые хорошо сортированные косослойчатые пески залегают только в основании разреза на глубине 25–28 м.

Для диагностики основных литотипов гранулометрические фракции были объединены согласно [Raukas, 1981] в три группы: песок (125–500 мкм), алеврит (10–125 мкм) и глину (<10 мкм). На тройной диаграмме «глина – песок – алеврит» (классификация [Verzilin, 1995]) выделяются четыре основных литотипа: песок, алевритовый песок, песчаный алеврит и алеврит. Анализ распределения размерных фракций и среднего диаметра зерен по разрезу позволил выделить 15 слоев с различным гранулометрическим составом (рис. 5).

Такое расчленение не противоречит традиционному расчленению разреза Белый Яр-1 [Shchetnikov et al., 2012], но дает более детальную литологическую характеристику. Для каждого литологического горизонта построены гранулометрические спектры по размерам зерен. Оказалось, что сходные литологические типы имеют достаточно близкие спектры, что позволило провести усреднение гранулометрического состава для каждого литотипа (рис. 6).

Песок представлен аллювиальными отложениями с бимодальным распределением гранулометрических фракций и модальными диаметрами зерен (Md) 296 и 498–892 мкм и тремя различными типами эоловых отложений с характерными для них, согласно [Seppälä, 2004], модальными диаметрами зерен Md 176, 209 и 248 мкм. Песчаные алевриты с бимодальным распределением (Md 88 и 176 мкм) имеют делювиальный генезис, а алевритовые пески с унимодальным распределением (Md=104.8 мкм), вероятно, являются рудиментами ископаемых почв, поскольку их гранулометрический состав почти не отличается от гранулометрического состава погребенной почвы в нижней части разреза.

Петромагнитные исследования. Изменение концентрационно-зависимых петромагнитных параметров не обнаруживает резких колебаний, которые можно интерпретировать как горизонты тефры (рис. 7).

Однако поведение структурно-чувствительных магнитных характеристик по разрезу существенно различается. На глубине 450–650 и 1000–1200 см наблюдается уменьшение эффективного размера магнитных зерен (Kfer/Jrs), обнаружено заметное увеличение остаточной намагниченности насыщения (Jrs) и коэрцитивной силы (Bc) (рис. 8). Термомагнитный анализ показал, что единственным магнитным минералом в отложениях является магнетит (Tc=580 °C); кривые K(T) практически одинаковы во всех горизонтах разреза (рис. 9). Таким образом, отмеченное выше аномальное поведение Jrs, Bc и kfer/Jrs в разрезе не связано ни с концентрацией, ни с составом магнитной фракции.

Оценка доменного состояния частиц (рис. 10, а) показала, что в аномальных интервалах магнитные зерна имеют отношение Bcr/Bc от 3.1< до <4.5 (рис. 10, а) и, таким образом, соответствуют псевдооднодоменному (PSD) состоянию (содержат от 5 до 25 % однодоменных частиц); вне этих интервалов осадки содержат только многодоменные (MD) частицы. Согласно диаграмме [Thompson, Oldfield, 1986] размер PSD частиц оценивается в 6–12 мкм, MD частиц – в 16–120 мкм (рис. 10, б). Кроме того, согласно увеличению значений параметров ΔJrs и Ksp (на рисунке не показаны) в этих же интервалах фиксируется повышение содержания суперпарамагнитных (SP) зерен.

Корреляция между петромагнитными и гранулометрическими данными. Горизонты отложений с зернами MD и PSD характеризуются различными соотношениями между магнитными и гранулометрическими параметрами (табл. 1). Анализ корреляции между петромагнитными и гранулометрическими параметрами отдельно для горизонтов с MD и PSD зернами показал, что корреляция параметров магнитного размера зерна и доменного состояния (Bcr/Bc) с гранулометрическими параметрами для интервалов с MD частицами значимая прямая, в то время как в отложениях с PSD зернами такая корреляция либо отрицательная, либо незначимая (табл. 1).

Это значит, что присутствие PSD частиц в отложениях не связано с эоловыми процессами, а обусловлено осаждением пирокластического материала. В пользу такого предположения говорит и значимая корреляция между петромагнитными параметрами и сортировкой (прямая для Jrs и обратная для Bcr и Bc), что означает, что аномальные горизонты в разрезах Белый Яр-1 представлены наиболее плохо сортированными отложениями, образованными смесью эолового и пирокластического материала.

Исходя из предложенной интерпретации, в разрезе Белый Яр-1 в интервале глубин 450–650 и 1000–1200 см можно выделить два интервала, обогащенных пирокластическим материалом. Мы предполагаем, что эти слои сформировались в результате серии локальных вулканических извержений, представляющих два различных периода вулканизма (см. рис. 8). Согласно ¹⁴С-датам [Shchetnikov et al., 2015], возраст этого вулканического этапа Тункинской впадины оценивается в пределах 27–12 тыс. лет.

4.2. Озеро Тухурен-Нур

Петромагнитные исследования. Структурно-чувствительные петромагнитные параметры в диатомовом иле не обнаруживают ярко выраженных колебаний по разрезу, которые однозначно можно интерпретировать как горизонты криптотефры. Приблизительно с глубины 40–45 см наблюдается постепенное снижение характеристик, связанных с эффективным размером магнитных зерен и их доменным состоянием (рис. 11). Явные изменения в поведении Kfer/Jrs, Bcr/Bc и S наблюдаются ниже границы 83.5 см, где диатомовые илы сменяются ледниковыми глинами, что вызвано с литологическими причинами.

Напротив, концентрационно-зависимые параметры демонстрируют резкое увеличение (Kfer и Js больше в 2–3 раза) в нижней части горизонта илов (60–82 см), которое сменяется резким снижением значений в интервале на 83–92 см (рис. 12, а). Близкую тенденцию демонстрирует изменение вклада суперпарамагнитных зерен (ΔJrs) и значений Jrs (рис. 12, а) и значения Bc и Bcr (на рисунке не показаны). Термомагнитный анализ указывает на достаточно однородную магнитную минералогию по всему керну (см. рис. 9, в, г).

Преобладающим магнитным минералом, обнаруженным в этом разрезе, является магнетит (Tc=580 °C) в ассоциации с пиритом. Преобразование пирита в магнетит приводит к увеличению Jr после первого нагрева в 6–10 раз (см. рис. 9, в, г). Оценка доменного состояния частиц по диаграмме [Day et al., 1977; Dunlop, 2002] показала, что внутри интервалов с повышенной концентрацией магнитных минералов частицы с 1.7<Bcr/Bc<2.0 соответствуют границе SD и PSD зерен (содержат от 60 до 70 % SD частиц). За пределами этих интервалов разброс значений Bcr/Bc значительно больше (2.1–4.4) и может соответствовать PSD и MD зернам (содержат от 5 до 50 % SD частиц; (рис. 13, а).

Приблизительная оценка размеров магнитных зерен по диаграмме Р. Томпсона и Ф. Олдфилда [Thompson, Oldfield, 1986] показала, что в осадках из аномального интервала размер зерен составляет 1–3 мкм, а размер частиц вне этого интервала колеблется в широких пределах – от 5 до 128 мкм (рис. 13, б). Такая оценка размера магнитных зерен является интегральной характеристикой и в случае смеси SD и MD зерен она приведет к завышению реальных размеров. Тем не менее принципиальная разница в размерах зерен из обогащенного магнитным материалом слоя и других отложений очевидна. С учетом литологической однородности осадка и неизменности состава магнитной фракции резкое увеличение количества мелких частиц (граница SD/PSD) в осадке свидетельствует об их поступлении извне, поэтому представляется весьма вероятным то, что в донных отложениях оз. Тухурен-Нур в интервале глубин 60–82 см зафиксированы следы вулканического события, возраст которого, согласно ¹⁴C-дате, составляет 12–13 тыс. лет.

На основании минералогических исследований в отложениях оз. Тухурен-Нур на глубине от 65 до 82 см был выявлен интервал с повышенным содержанием микротефры (частицы вулканического стекла) (см. рис. 12, б). Таким образом, выводы, сделанные на основе петромагнитных данных, подтверждаются прямыми микроскопическими наблюдениями.

5. ОБСУЖДЕНИЕ

Петромагнитные исследования осадочных серий, содержащих прослои тефры, широко распространены и обычно сосредоточены на озерных отложениях (например [Hodgson et al., 1998; Frank, 2007; De Fontaine et al., 2007; Venuti, Verosub, 2010; Shane et al., 2013; Sun et al., 2017]) и морских отложениях (например [Roberts et al., 1995; Machida, 2002; Touchard, Rochette, 2004; Kawamura et al., 2007; Peters et al., 2010]). Методы магнитной диагностики пирокластических материалов, применяемые в этих исследованиях, имеют несколько общих аспектов. Известно, что магнитные методы позволяют идентифицировать прослои тефры, которые визуально не обнаруживаются в разрезе («невидимая тефра» или «криптотефра») [Kawamura et al., 2007; De Fontaine et al., 2007; Vogel et al., 2009; Venuti, Verosub, 2010; Shane et al., 2013]. В большинстве случаев данных измерений концентрационно-зависимых петромагнитных параметров в основном магнитной восприимчивости достаточно для идентификации слоев криптотефры. Тем не менее их желательно дополнять исследованиями магнитного гистерезиса и термомагнитного анализа, поскольку не все пики магнитной восприимчивости соответствуют горизонтам тефры [Sun et al., 2017] или, наоборот, известные горизонты тефры не проявляются в изменениях концентрационно-зависимых петромагнитных параметров [Namier et al., 2023].

Присутствие тефры изменяет не только концентрацию, но и эффективный размер магнитных зерен. Так, А. Робертс с соавторами [Roberts et al., 1995] зарегистрировали широкие вариации размера магнитных зерен в различных слоях тефры в четвертичных отложениях из северной части Тихого океана. Магнитные частицы в тефровых горизонтах могут находиться в PSD состоянии [Frank, 2007], а повышенные значения безгистерезисной остаточной намагниченности [Venuti, Verosub, 2010], вероятно, указывают на повышенную концентрацию SD зерен.

Более сложная ситуация наблюдается для эоловых отложений: слабомагнитные эоловые отложения Европы демонстрируют явное различие в магнитной восприимчивости между горизонтами тефры и окружающим лёссом (объемная магнитная восприимчивость тефры в 1.5–2.0 раза выше, чем у лёсса), при этом размер магнитных зерен также уменьшается [Taylor et al., 2014]. Сильномагнитные лессовые отложения Аляски не обнаруживают значимой разницы в концентрационно-зависимых магнитных параметрах между горизонтами тефры и отложениями, где пирокластический материал отсутствует [Beget et al., 1990; Vlag et al., 1999; Lagroix, Banerjee, 2002, 2004b; Lagroix et al., 2004].

Однако размер магнитных зерен в горизонтах тефры и окружающего лесса, по-видимому, различен. В частности, тефра Old Crow в лессах Аляски демонстрирует отношение Bcr/Bc в основном <3 [Lagroix, Banerjee, 2004a], тогда как в окружающем лессе это отношение обычно >3 [Lagroix, Banerjee, 2002]. Детальное петромагнитное исследование тефры Old Crow [Lagroix, Banerjee, 2004a] также выявило разницу в магнитном минеральном составе: магнетит в лёссах и смесь магнетита и титаномагнетита в тефре Old Crow.

В обзорной работе по петромагнитной диагностике горизонтов тефры в лессовых отложениях юга Европы [Namier et al., 2023] было показано, что пока не существует универсального петромагнитного критерия, позволяющего различать криптотефру и вмещающие осадки. Единственным исключением, как полагают авторы, является состав ферримагнетиков, поскольку предполагается, что в тефре, в отличие от вмещающих толщ, преобладает титаномагнетит. Однако разница в составе магнитных минералов на самом деле тоже не является универсальным признаком криптотефры, поскольку контраст в составе магнитных зерен будет существенно зависеть как от типа вулканизма, так и от магнитных свойств вмещающих отложений. Тефры с магнетитовым составом широко распространены в Исландии [Gonzalez et al., 1999; Xia et al., 2007], магнетит также является основным магнитным минералом в пеплах извержения вулкана St. Helens (США) в 1980 г. [Evans, 1999].

Таким образом, учитывая сложность и неоднозначность петромагнитной диагностики прослоев тефры в различных седиментационных обстановках и климатических условиях, необходимо в каждом конкретном регионе, как справедливо полагает ряд исследователей [Veres et al., 2008; Lowe, 2011], подобрать определенный набор петромагнитных критериев, который бы наилучшим образом горизонты тефры во вмещающих отложениях.

Исследованные нами разрезы характеризуются единым носителем намагниченности – магнетитом, и разделение пирокластических и осадочных горизонтов по составу магнитных минералов невозможно. Более того, эоловые отложения в Байкальской рифтовой зоне относятся к высокомагнитным осадкам – их магнитная восприимчивость сопоставима с магнитной восприимчивостью лессов Аляски, поэтому, как и на Аляске, концентрационно-зависимые магнитные параметры не позволяют однозначно идентифицировать наличие пирокластического материала в эоловых отложениях разреза Белый Яр-1. Модель «true loess line», позволяющая диагностировать горизонты криптотефры в европейских лессах по соотношению магнитной восприимчивости и ее частотной зависимости [Namier et al., 2023], здесь тоже не работает, поскольку в субаэральных отложениях Байкальской рифтовой зоны действуют иные закономерности формирования магнитных свойств осадков (т.н. «сибирский механизм» [Matasova et al., 2003]).

Выделенные нами в разрезе Белый Яр-1 интервалы уменьшения размера магнитных зерен, изменения их общего доменного состояния из MD в PSD и присутствия SP зерен в действительности являются интервалами с высоким содержанием микротефры (т.е. непосредственных следов вулканических событий), что подтверждается прямыми микроскопическими наблюдениями частиц тефры в осадках под микроскопом. Рассматривая, согласно [Dunlop, 2002], PSD состояние как смесь SD и MD частиц, мы предполагаем, что такое изменение размера магнитных зерен и их общего магнитного состояния обусловлено повышением концентрации SD и, вероятно, SP/SD частиц за счет ветрового привноса пирокластического материала. При этом средний гранулометрический размер зерен осадка не будет принципиально изменяться, поскольку размер частиц тефры варьируется в пределах 70–100 мкм (см. рис. 11, 12, б).

Этот факт позволяет впервые охарактеризовать фундаментальную закономерность между размерами осадочных и магнитных зерен в эоловых отложениях Байкальской рифтовой зоны, содержащих пирокластический материал. В отложениях, в которых тефра отсутствует, наблюдается прямая корреляция между размером осадочных и магнитных зерен, тогда как в стратиграфических интервалах, содержащих тефру, корреляция обратная или незначимая (табл. 1).

Для донных отложений оз. Тухурен-Нур, в силу меньшей концентрации ферримагнитных зерен, присутствие криптотефры проявляется гораздо отчетливее. Это выражается в резком увеличении концентрационно-зависимых параметров в нижней части озерного алеврита, которое сопровождается уменьшением размера магнитных зерен (Kfer/Jrs), повышенным присутствием SP зерен (рост ΔJrs), близким к порогу SP/SD, или уже в SD состоянии (Bcr/Bc ~1.8). Именно в этой части разреза и были обнаружены частицы тефры – прямые индикаторы вулканического события.

Полученные результаты позволяют предполагать единый механизм изменения магнитных свойств осадков в Байкальской рифтовой зоне под влиянием вулканической деятельности. Пирокластический материал, поступающий в результате воздушного переноса, обусловливает повышенную концентрацию мелких (SD и SP/SD) вулканогенных ферромагнитных частиц в эоловых и озерных отложениях. В зависимости от исходной концентрации магнитных минералов во вмещающих осадках тефровые горизонты могут быть идентифицированы по двум признакам: 1) увеличению концентрационно-зависимых параметров (в случае слабомагнитных вмещающих осадков) и 2) уменьшению эффективного размера магнитных зерен и изменению их доменного состояния (во всех случаях). Мощные прослои тефры должны резко выделяться на фоне относительно слабомагнитных окружающих отложений по концентрационно-зависимым параметрам (в основном по магнитной восприимчивости). Тонкие прослои тефры в сильномагнитных отложениях могут быть выявлены только по изменениям размера магнитных зерен.

Сходное поведение размеров магнитных зерен в тефросодержащих горизонтах осадков по всему миру позволяет предполагать, что осаждение мелкозернистого (граница SP/SD и SD) ферромагнитного материала из атмосферы является основным механизмом изменения магнитных характеристик (т.е. концентрации, доменного состояния и размера зерен) в осадочных толщах, возникающих в результате вулканической деятельности, и, следовательно, может служить одним из независимых маркеров вулканических событий.

Различия в появлении этого маркера в эоловых и озерно-морских донных отложениях определяются исходным составом пород (концентрацией и размером ферромагнитных зерен в подстилающих и перекрывающих отложениях). Для субаэральных крупнозернистых осадков, содержащих исключительно MD-зерна, поступление вулканического мелкозернистого магнитного материала приведет к смещению среднего доменного состояния ансамбля зерен в PSD область.

Горизонты тефры, выявленные в изученных разрезах, являются маркерами вулканических событий в Байкальской рифтовой зоне. Абсолютный возраст разрезов позволяет обобщить результаты по всем трем объектам и реконструировать последовательность вулканических событий в Байкальской рифтовой зоне в позднеплейстоцен-голоценовое время.

Она состоит из двух этапов, которые представлены рядом более мелких вулканических событий более низкого ранга. Средняя часть позднего плейстоцена в интервале ~50...~27 тыс. л.н., изученная в разрезе Белый Яр-1, не содержит следов вулканических событий. По-видимому, вулканическая деятельность в это время отсутствовала. Ранний этап, верхняя часть позднего плейстоцена (~27 тыс. л.н.), зафиксирован также в Белом Яре. Самый поздний этап соответствует плейстоцену и голоцену (~12 тыс. л.н.). Вулканические события этого этапа наблюдаются и в эоловых отложениях Белого Яра-1 и отложениях оз. Жом-Болок. Кроме того, горизонты тефры с возрастом 12–14 тыс. лет обнаружены в донных отложениях оз. Каскадного, расположенного в 5 км от оз. Тухурен-Нур [Shchetnikov et al., 2019а]. Эти события хронологически близки, поэтому мы предполагаем единый этап вулканической активизации в Байкальской рифтовой зоне на рубеже плейстоцена и голоцена.

Минералогический анализ изученных образцов показывает, что микротефра имеет исключительно базальтовый состав. На всей территории Южной Сибири известны только два ареала вулканической активности позднеплейстоцен-голоценового возраста: долина Жом-Болок и Тункинская котловина. Здесь вулканиты представлены исключительно базальтами, преимущественно гавайского типа [Yarmolyuk et al., 2003; Ivanov et al., 2011, 2015]. Поскольку базальтовый вулканизм (особенно гавайского типа) характеризуется крайне низкой эксплозивной фазой, весь объем тефры выпадает в непосредственной близости от центра извержения [Simkin, Siebert, 1991].

Мы не исключаем наличие удаленных источников установленной в исследованных разрезах тефры, например молодого Улуг-Аргинского вулкана на Азасском вулканическом плато, имеющего возраст 40±20 тыс. лет [Yarmolyuk et al., 2001], однако, на наш взгляд, это маловероятно, учитывая тип вулканизма и геолого-геоморфологическую обстановку в районах проведения работ. Основной целью настоящего исследования было показать, что горизонты криптотефры в разрезах могут быть идентифицированы на основе сопряженного анализа петромагнитных и гранулометрических свойств четвертичных образований, причем различного генезиса.

6. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

По результатам проведенных исследований установлены два надежных маркера вулканогенного материала в разрезах позднеплейстоцен-голоценовых озерных и эоловых отложений Юго-Западного Прибайкалья. Основным механизмом изменчивости магнитных характеристик пород (концентрации ферримагнетиков, размера их зерен и доменного состояния) в таких толщах в результате вулканической деятельности является осаждение мелкозернистого (пограничного SP/SD и SD) ферримагнитного материала вулканического происхождения из атмосферы. Встречаемость и значимость этого маркера в эоловых и озерных отложениях различна и качественно определяется исходным магнитным составом пород (концентрацией и размером ферримагнитных зерен в подстилающих и перекрывающих отложениях). Для субаэральных грубозернистых отложений, содержащих исключительно MD зерна, осаждение вулканического мелкозернистого магнитного материала приведет к смещению доменного состояния ансамбля зерен в PSD область. Для тонкозернистых озерных/морских донных отложений, содержащих зерна PSD, осаждение вулканического мелкозернистого магнитного материала приводит к смещению доменного состояния всего ферримагнитного ансамбля к границе SD/PSD.

Другой маркер вулканических событий в осадочных разрезах предложен на основе корреляции между осадочной и магнитной зернистостью, которая положительна в отложениях без тефры и отрицательна или незначима в отложениях с пирокластическим материалом.

Выявленные в изученных разрезах горизонты тефры в сочетании с имеющимися геохронологическими данными позволяют реконструировать последовательность вулканических событий в Юго-Западном Прибайкалье, содержащую два различных этапа: около 27 тыс. и около 12 тыс. л.н. Последнее событие практически синхронно в Жом-Болокском районе и в Тункинской впадине, что позволяет говорить о едином этапе голоценовой вулканической активности в пределах Байкальской рифтовой зоны. Интервал между ~48 и ~27 тыс. л.н. не содержит вулканических событий.

7. ЗАЯВЛЕННЫЙ ВКЛАД АВТОРОВ / CONTRIBUTION OF THE AUTHORS

Все авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку рукописи, прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

All authors made an equivalent contribution to this article, read and approved the final version.

8. РАСКРЫТИЕ ИНФОРМАЦИИ / DISCLOSURE

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript.