Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2021, T. 29, № 1, стр. 99-115

ВВЕДЕНИЕ

В последнее время все шире стратиграфические исследования проводятся на мультидисциплинарной основе. Это означает, что помимо традиционного биостратиграфического метода активно используются и другие, среди которых заметное место принадлежит палеомагнитному анализу. В Стратиграфическом кодексе России (2019) палеомагнетизму посвящен специальный раздел, в котором раскрыты базовые принципы его использования. Сейчас уже не возникает никаких сомнений в большом значении получаемых палеомагнитных характеристик горных пород при расчленении и корреляции древних толщ. Однако применение магнитостратиграфии часто отстает от запросов геологической практики в связи с тем, что в реальной жизни при полевых работах образцы для палеомагнитного анализа отбираются не всегда или интервалы при их отборе являются относительно большими. С другой стороны, их обработка затягивается из-за дефицита лабораторной базы и соответствующих специалистов. В определенной мере это относится и к магнитостратиграфическим работам в Камчатско-Корякском регионе.

Палеомагнитные исследования на Камчатке и Корякском нагорье начали проводиться в 1950-х годах. Сначала изучались преимущественно сильномагнитные эффузивные породы, которые являются хорошим объектом для различного плана методических работ (Поспелова, 1959, 1963; Кочегура, Шолпо, 1960; Аверьянов, Штейнберг, 1966; Дараган, Певзнер, 1973 и др.). В 1960-х годах появились публикации, отражающие использование палеомагнитного метода для стратиграфического расчленения вулканогенных толщ верхних горизонтов кайнозоя, прежде всего плиоцена и квартера (Кочегура, 1963; Кочегура и др., 1969; Печерский и др., 1965; Певзнер, 1968; Шанцер и др., 1969 и др.). С начала 1970-х годов начались палеомагнитные исследования эффузивно-осадочных пород миоценового возраста. Результаты изучения изложены в ряде работ (Беспалый и др., 1970, 1984; Файнберг, Линькова, 1970; Файнберг и др., 1974; Ремизовский, Линькова, 1974; Ремизовский, 1975, 1985; Шанцер, 1982; Атлас…, 1984). В последние 30–40 лет данные по палеомагнетизму широко использовались для геодинамических построений (Баженов и др., 1991; Коваленко, 1993, 2003; Левашова и др., 2000). Большое значение для стратиграфии кайнозоя Северо-Востока России имело обобщение региональных магнитостратиграфических данных, сделанное в начале нашего века П.С. Минюком (2004). В этой работе были приведены материалы по палеомагнитной характеристике ряда опорных разрезов – о. Карагинского, п-ова Ильпинский, Маметчинского залива, бухты Чемурнаут и других, которые позволили внести дополнения и коррективы в имевшиеся корреляционные схемы палеогена–неогена Камчатки (Минюк, Гладенков, 2007).

В данной статье представлены результаты палеомагнитных исследований одного из лучших опорных разрезов морского кайнозоя Западной Камчатки, расположенного в бухте Квачина (рис. 1). В этой бухте разрез палеоген-неогеновых толщ практически стопроцентно обнажен. Он представляет большой интерес как для биостратиграфов, которые послойно изучили здесь бентосные и планктонные комплексы организмов (моллюски, фораминиферы, диноцисты, диатомовые), так и для магнитостратиграфов, которые могли получить отсюда образцы с точной привязкой к стратонам и маркирующим биостратиграфическим уровням. При исследовании ставились две основные задачи: (1) выявить последовательность палеомагнитных зон и субзон и на этом основании, с учетом биостратиграфических данных, наметить сопоставление данного разреза со Шкалой геомагнитной полярности и Общей стратиграфической шкалой; (2) по выделенным направлениям намагниченности определить палеоширотное положение тектонической структуры, в пределах которой формировались изученные толщи. Предварительные результаты палеомагнитных исследований разреза бухты Квачина были опубликованы ранее (Гладенков и др., 2018; Казанский и др., 2018). В настоящей работе эти результаты уточнены и дополнены: скорректированы привязки образцов к разрезу и к биостратиграфическим реперам, а также выполнены палеомагнитные исследования на дополнительных образцах. В данной статье геологическая часть представлена Ю.Б. Гладенковым и А.Ю. Гладенковым, а палеомагнитные результаты – А.Ю. Казанским, В.Ю. Водовозовым и В.М. Трубихиным.

Рис. 1.

Географическое положение бухты Квачина (стрелка), где представлен один из опорных разрезов морского кайнозоя Западной Камчатки (кружок).

КРАТКАЯ ИНФОРМАЦИЯ О ГЕОЛОГИИ РАЙОНА

Изученный разрез находится в пределах Западно-Камчатской структурно-формационной зоны, которая протягивается с юго-запада на северо-восток Камчатки почти на тысячу километров (Решения…, 1998). Он располагается в ее средней (Тигильской) структурно-фациальной зоне, где расположена Тигильская антиклиналь с опорным (Точилинским) разрезом со стратотипами региональных ярусов (горизонтов) палеогена и неогена региона. Разрез бухты Квачина, находящийся на восточном побережье Охотского моря, расположен в 80–100 км юго-западнее Точилинского разреза. История изучения разреза детально рассмотрена ранее (Гладенков, 2016; Гладенков и др., 2018), поэтому здесь она опускается. Разрез включает две согласно залегающие “толщи” или свиты (общей мощностью более 450 м), выделенные в 1930-х годах прошлого века Б.Ф. Дьяковым и И.Б. Плешаковым, – нижнюю тигильскую и верхнюю белесоватую. Тигильская толща представлена в основном песчаниками и конгломератами, белесоватая толща – главным образом туфоалевролитами и аргиллитами с карбонатными конкрециями, в верхней части – с песчано-конгломератовыми слоями. Подробное описание разреза, а также данные о геологическом строении района Западно-Камчатской структурно-формационной зоны, в котором он расположен, представлены в ряде работ (в частности, Гладенков, 2016; Гладенков и др., 2018). В этих публикациях, с одной стороны, приведена геологическая карта и показаны геологические структуры региона, а с другой – дана послойная литологическая и палеонтологическая характеристика изученного разреза.

При изучении разреза в упомянутых толщах были выделены литологические пачки (в нижней толще – пачки 1–13, в верхней – пачки 14–35). Ниже с целью ознакомить читателя с общими особенностями разреза приведено краткое описание пачек в стратиграфическом порядке (описание приводится по группам пачек).

МАТЕРИАЛ И МЕТОДИКА ПАЛЕОМАГНИТНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Отбор образцов для палеомагнитного анализа производился из расчисток, вскрывших невыветрелую породу, из которой изготавливались штуфы размером ~5 × 5 × 5 см. Штуфы ориентировались при помощи магнитного компаса, с последующим введением поправки на местное магнитное склонение. Шаг отбора штуфов варьировал в зависимости от сохранности пород от 0.7 до 23 м и в среднем составлял 5 м. Большая мощность разреза (около 500 м) и не всегда благоприятный для палеомагнетизма литологический состав пород не позволили выдержать детальный интервал опробования по всему разрезу. При отборе на всех участках разреза предпочтение отдавалось вулканогенно-осадочным породам мелкопесчано-алевритовой размерности. Конгломераты и грубозернистые песчаники в нижней и верхней частях разреза не отбирались. Образцы были отобраны со 121 стратиграфического уровня разреза мощностью 480 м с их точной привязкой к определенным пачкам (пачки 3–35; Гладенков, 2016). В лаборатории из каждого штуфа изготавливались 1–2 стандартных образца, представлявших собой кубики с ребром 2 см. Всего было исследовано 152 образца.

Величину объемной магнитной восприимчивости (k) и ее анизотропию (AMS) измеряли на каппа-мосте MFK-1 (AGICO, Чехия) в лаборатории палеомагнетизма ГИН РАН; величина и направление естественной остаточной намагниченности (NRM) измерены на спин-магнитометре JR-6 (AGICO, Чехия) в лаборатории палеомагнетизма ГИН РАН и на криогенном магнитометре 2G Enterprises (США) в лаборатории главного геомагнитного поля и петромагнетизма ИФЗ РАН.

Состав магнитной фракции пород исследовали термомагнитным методом в модификации Js (T) на весах Кюри ТАФ-1 конструкции Ю.К. Виноградова (Геофизическая обсерватория “Борок”, Ярославская область). Температурные кривые намагниченности насыщения снимали при нагреве до 700°С и последующем охлаждении до комнатной температуры в магнитном поле 650 мТл.

Для выделения стабильного компонента естественной остаточной намагниченности использовали ступенчатое терморазмагничивание до 700°С с шагом от 20 до 50°С в лаборатории палеомагнетизма ГИН РАН в экранированной печи TD48 (ASC Scientific, США) с измерением величины и направления NRM после каждого нагрева. Размагничивание переменным магнитным полем проводили с помощью установки LDA (Чехия) в петромагнитной лаборатории геологического факультета МГУ и установки, встроенной в магнитометр 2G Enterprises (США), в ИФЗ РАН. Методика исследований не отличалась от стандартной (Tauxe, 2010). Для анализа палеомагнитных направлений использовали пакет прикладных программ (Enkin, 1994) со стандартными алгоритмами (Zijderveld, 1967). Обработку и интерпретацию измерений анизотропии магнитной восприимчивости проводили при помощи программы Anisoft 4.2 (Чехия).

РЕЗУЛЬТАТЫ ПАЛЕОМАГНИТНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Скалярные магнитные характеристики. Объемная магнитная восприимчивость пород варьирует в широких пределах (2.8–193.5) × 10^–5 СИ, что, вероятнее всего, связано с неравномерным распределением пирокластического материала в породе. Наибольшие значения k (до 266 × 10^–5 СИ, среднее 54.8 × 10^–5 СИ) характерны для пачек 3–19 (тигильская толща и нижние пачки белесоватой толщи). В пачках 20–24 (средние пачки белесоватой толщи) наблюдаются самые низкие значения k, в среднем 10.7 × 10^–5 СИ, а изменения k по разрезу невелики. В верхней части белесоватой толщи, в пачках 25–29, магнитная восприимчивость снова возрастает (среднее значение 14.6 × 10^–5 СИ), а в пачках 30–35 еще более увеличивается (среднее 25.4 × 10^–5 СИ).

Величина NRM варьирует от 0.16 до 48.0 мА/м и демонстрирует такое же закономерное поведение по разрезу, что и k. В билогарифмическом масштабе зависимость k и NRM демонстрирует линейный тренд. Синхронность изменения величин NRM и k по разрезу, в свою очередь, обуславливает поведение фактора Кенигсбергера (Qn) – отношения величины NRM к величине индуктивной намагниченности. Значения Qn для слабомагнитных образцов составляют 0.1–0.3, а для более магнитных образцов – 0.4–0.9. Тот факт, что во всем разрезе значения Qn не превышают единицы, свидетельствует об отсутствии химической намагниченности, то есть в пользу первичной ориентационной природы NRM (Нагата, 1965).

Термомагнитный анализ. Породы бухты Квачина характеризуются термомагнитными кривыми двух типов (рис. 2). Кривые первого типа образует только магнетит, диагностируемый по температурам Кюри 570–590°С (рис. 2а). Кривые второго типа предполагают наличие пирита (рис. 2б). Его присутствие устанавливается по росту Jrs в интервале температур 450–500°С за счет новообразования магнетита (Wang et al., 2008). Кривые обоих типов встречаются во всех отложениях, но “пиритовые” образцы более характерны для верхней части разреза, и содержание пирита в них выше. Таким образом, результаты термомагнитного анализа указывают на то, что основным минералом-носителем намагниченности в породах бухты Квачина является магнетит. В некоторых случаях он в различной степени окислен (Минюк, Гладенков, 2007). Это хорошо согласуется с предыдущими исследованиями палеоген-неогеновых пород Камчатки (Коваленко, 2003).

Рис. 2.

Результаты термомагнитного анализа образцов пород разреза Бухта Квачина. (а) – кривая первого типа (обр. 10-06, пачка 10), (б) – кривая второго типа (обр. 26-03, пачка 26) (черная кривая – первый нагрев, серая кривая – второй нагрев).

Анизотропия магнитной восприимчивости. По степени анизотропии магнитной восприимчивости (Pj) породы различных стратиграфических подразделений существенно различаются (табл. 1). Так, верхняя и нижняя части разреза демонстрируют слабую (<5%) анизотропию, тогда как в средней части разреза наблюдаются более характерные для осадочных пород значения анизотропии ~10% (Tarling, Hrouda, 1993). При этом плоскостной тип анизотропии преобладает и в верхней, и в нижней частях разреза, тогда как линейный тип практически отсутствует (табл. 1). Соотношение степени анизотропии Pj и величины магнитной восприимчивости показывает, что в целом слабой анизотропией характеризуются образцы с высокими (>25 × 10^–5 СИ) значениями k; образцы с меньшими значениями k могут обладать как повышенными, так и пониженными значениями Pj, что может быть связано с влиянием парамагнитной части магнитной восприимчивости.

Практически у всех образцов (за исключением трех образцов из разных частей разреза) форма эллипсоида AMS представляет собой сплющенный диск или, в отдельных случаях, шар (рис. 3). Последнее более характерно для слабоанизотропных отложений верхней части разреза (пачки 30–35). Такая форма эллипсоидов типична для слабоизмененных осадочных пород, без существенного влияния процессов вторичной минерализации (Tarling, Hrouda, 1993).

Рис. 3.

Анизотропия магнитной восприимчивости пород разреза Бухта Квачина. Стереограммы распределений главных осей анизотропии (а и г – все оси, б и в – К1 и К3), их средние значения и доверительные интервалы (стратиграфическая система координат), графики зависимости степени анизотропии Pj от параметра формы T. (а) – пачки 3–19; (б) – пачки 20–24; (в) – пачки 25–29; (г) – пачки 30–35.

Различия в анизотропии магнитной восприимчивости разновозрастных осадков свидетельствуют о различиях в обстановках их формирования. Действительно, распределение главных осей магнитной восприимчивости для нижней, верхней и средней частей имеют принципиальные отличия (рис. 3). Отложения средней части разреза (пачки 20–29) имеют нормальную осадочную магнитную текстуру: минимальные оси анизотропии направлены вертикально, а максимальные лежат в горизонтальной плоскости (рис. 3б, 3в). Такой тип анизотропии характерен для отложений, формировавшихся в спокойной гидродинамической обстановке (Tarling, Hrouda, 1993), при этом направление транспорта осадочного материала определяется по среднему направлению максимальных осей анизотропии (Baas et al., 2007). Для отложений пачек 20–24 и 25–29 эти направления ориентированы на юго-юго-запад (азимуты 212° и 210° соответственно), однако из-за слабой линейной анизотропии ошибка определения этих направлений достаточно велика (72°). Таким образом, транспортировка осадочного материала во время формирования пород пачек 20–29 происходила приблизительно параллельно основному северо-восточному простиранию камчатских структур. Здесь следует отметить, что разброс направлений минимальных осей анизотропии в отложениях пачек 25–29 (рис. 3в) несколько выше, чем в отложениях пачек 20–24 (рис. 3б), что свидетельствует о смене гидродинамического режима во время накопления верхней части олигоценовой толщи.

Совершенно другой тип магнитной текстуры наблюдается в породах самой нижней (пачки 3–19) и самой верхней (пачки 30–35) частей разреза (рис. 3а и 3г). Это так называемая “flow-transverse fabric” – тип осадочной магнитной текстуры, образующийся в условиях активной гидродинамики среды, когда течение разворачивает удлиненные зерна поперек потока (Tarling, Hrouda, 1993; Baas et al., 2007). В этом случае направление транспорта осадочного материала приближенно можно определить по направлению средней оси магнитной анизотропии (Baas et al., 2007). Направление транспорта осадочного материала в нижней части разреза (пачки 3–19), по-видимому, было ориентировано на запад-северо-запад (азимут 294°), то есть, вероятно, снос происходил со структур сооружений вулканической дуги (о чем косвенно свидетельствует повышенное, но неравномерное содержание магнитного материала в осадках и их литологический состав). Для самой верхней части разреза (пачки 30–35) направление транспорта было ориентировано на восток-юго-восток (азимут 124°), и снос, скорее всего, происходил со стороны континента. Ошибки определения этих направлений несколько ниже, чем для средней части разреза, но все равно значительны (68°).

Тем не менее все магнитные текстуры, зафиксированные в отложениях разреза бухты Квачина, являются типично осадочными. Признаков существенных деформаций (типично деформационных магнитных текстур по (Pares et al., 1999)) или интенсивных химических изменений пород (вытянутые формы эллипсоидов магнитной анизотропии (Tarling, Hrouda, 1993)) не наблюдается.

Таким образом, по характеру поведения скалярных магнитных параметров k, NRM и Qn (линейный характер зависимости k и NRM в билогарифмическом масштабе и значения Q < 1) можно предполагать, что осадочные породы разреза бухты Квачина не испытали существенных вторичных химических изменений. Магнитная текстура осадков указывает на отсутствие существенных деформаций. Это свидетельствует о преимущественно первичной ориентационной природе намагниченности этих пород.

Результаты ступенчатого размагничивания. Ступенчатое размагничивание как переменным магнитным полем, так и температурой выявило сохранность палеомагнитного сигнала (рис. 4). Стабильный компонент намагниченности выделяется в интервале переменных полей от 18 до 40 мТл, в более высоких полях начинаются нерегулярные изменения направления намагниченности. При терморазмагничивании стабильный компонент разрушается в интервале температур 250–350°С, реже сохраняется до 400°С. При дальнейших нагревах направление и величина намагниченности начинают изменяться нерегулярно, что, вероятно, связано с преобразованием присутствующего в породах пирита. Часть образцов растрескивается до полного разрушения. Тем не менее направление стабильного компонента удалось определить в 111 образцах коллекции, по крайней мере с точностью до знака полярности, хотя доверительные интервалы средних направлений достаточно высоки.

Рис. 4.

Поведение образцов в процессе магнитных чисток температурой (обр. 7-01 и 17-04) и переменным полем (обр. 21-08 и 32-02) (стратиграфическая система координат, черные кружки – проекции векторов на нижнюю полусферу/горизонтальную плоскость, белые кружки – на верхнюю полусферу/вертикальную плоскость).

Распределения направлений стабильного компонента прямой и обратной полярности показаны на рис. 5. Тест обращения (McFadden, McElhinny, 1990) не срабатывает в силу больших разбросов векторов, тест складки (McFadden, 1990) дает неопределенный результат из-за малых различий в элементах залегания (угол падения варьирует от 8° до 13° при едином азимуте падения 85°). Косвенным свидетельством первичной природы стабильного компонента естественной остаточной намагниченности являются сходство средних направлений прямой и обратной полярности, определенных по результатам различных видов магнитной чистки (табл. 2), совпадение знака полярности, определенного по результатам разных способов размагничивания в соседних образцах-дублях, и закономерное расположение интервалов прямой и обратной полярности в разрезе. Среднее направление намагниченности по всем образцам, приведенным к прямой полярности (N = 93, D = 8.4°, I = 70.5°, a95 = 8.5°), дает положение палеомагнитного полюса (Ф = 84.4°, Λ = 277.8°, dp = 12.7°, dm = 14.7°, палеоширота 54.7°). Несмотря на значительный разброс направлений, данное определение по величине доверительных интервалов сравнимо с близким по возрасту определением Д.В. Коваленко по Западной Камчатке (Коваленко, 2003).

Рис. 5.

Распределение компонент ЕОН на стереограмме. (а) – прямая полярность, (б) – обратная полярность (стратиграфическая система координат, черные кружки – проекции векторов на нижнюю полусферу, белые – на верхнюю, звездочками выделены средние направления с овалами доверия, СГП – направление современного геомагнитного поля в месте отбора образцов согласно модели IGRF 13th).

На основании полярности стабильного компонента намагниченности, определенного для 93 стратиграфических уровней, в разрезе выделено 20 интервалов прямой и обратной полярности, слагающих 10 магнитозон различного ранга: 5 из них монополярные (2 обратные, 3 прямые) и 5 магнитозон знакопеременные, где внутри относительно крупных интервалов преобладающей прямой полярности присутствуют короткие интервалы обратной полярности. Как правило, эти интервалы представлены двумя стратиграфическими уровнями, поэтому не рассматриваются как магнитозоны (рис. 6). За исключением этих восьми интервалов, все магнитозоны подтверждаются данными по трем и более стратиграфическим уровням, их полярность также подтверждается образцами-дублями. Дополнительным аргументом надежности полученных результатов является тот факт, что границы палеомагнитных зон в большинстве случаев не совпадают с литологическими границами.

Рис. 6.

Стратиграфическая колонка кайнозоя бухты Квачина, Западная Камчатка (по Гладенков, 2016; Гладенков и др., 2018, с дополнениями) и магнитополярная характеристика отложений (черное – прямая полярность, белое – обратная полярность). 1 – опоковидные алевролиты; 2 – песчаники, в том числе слоистые; 3 – туфогенные породы; 4 – карбонатные конкреции; 5 – конгломераты и гравелиты; 6 – аргиллиты (а) и алевролиты (б); 7 – дислоцированные меловые (?) породы; 8 – экзотические валуны и глыбы; 9 – находки ископаемых моллюсков; 10 – размывы и несогласия; I–VI – биостратиграфические уровни по диатомовым водорослям в разрезе: I – появление диатомей, II – появление Rhizosolenia oligocaenica и Rh. antarctica, III – появление Thalassiosira nansenii и Cavitatus jouseanus, IV – появление Lisitzinia ornata, V – появление Rocella gelida, VI – появление Thalassiosira cf. praefraga; Rh. – Rhizosolenia, C. k. – Cestodiscus kugleri.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Магнитостратиграфия. Количество интервалов различной полярности в палеомагнитном разрезе бухты Квачина (21 интервал) существенно меньше, чем в соответствующем интервале Шкалы геомагнитной полярности (Ogg et al., 2016) (37 интервалов), что может быть связано с наличием возможных скрытых перерывов в разрезе. В данном случае сопоставление палеомагнитного разреза со Шкалой геомагнитной полярности проводилось на основе имеющихся возрастных оценок биостратиграфических уровней, выделенных в белесоватой толще в пределах локальных зон по диатомовым водорослям (Гладенков, 2018; Гладенков и др., 2018; Gladenkov, 2019) (рис. 6, 7). Для нижней части этой толщи важным репером послужил уровень появления диатомей, в том числе вида Odontella sawamurae, в средней части пачки 20. На основе анализа состава комплекса диатомей (Гладенков и др., 2018) предполагалось, что этот уровень не древнее границы между эоценом и олигоценом (граница приабонского и рюпельского ярусов – 33.9 млн лет) и соответствует хрону C13r. Действительно, средняя и верхняя части пачки 20 имеют обратную полярность (нижний интервал обратной полярности в знакопеременной магнитозоне RN₂₽) и, таким образом, могут быть сопоставлены с хроном C13r. Нижняя часть пачки 20 намагничена прямо и отвечает магнитозоне N₂₽, которая может быть сопоставлена с хроном С15n, поскольку существенных перерывов в пачке 20 не наблюдается. При такой интерпретации магнитозона R₁₽ будет соответствовать хрону C15r, а верхняя граница магнитозоны N₁₽ будет отвечать верхней границе хрона C16n. В результате полевых исследований вниз по разрезу были намечены два небольших размыва (Гладенков, 2016; Гладенков и др., 2018). Нижняя граница магнитозоны N₁₽ совпадает с размывом в подошве пачки 12, а размыв в подошве пачки 8 приходится на нижнюю часть верхнего интервала обратной полярности знакопеременной магнитозоны RN₁₽. Длительность этих перерывов неясна, поэтому корреляция магнитозоны RN₁₽ в нижней части разреза со Шкалой геомагнитной полярности достаточно условна. Верхний и нижний интервалы обратной полярности этой магнитозоны могут быть предварительно сопоставлены с хронами C16r и C17r соответственно. Это не противоречит палеомагнитным данным, полученным по гаилхавиланской (приабон) и алугинской (олигоцен) свитам разреза п-ова Ильпинский, Северо-Восточная Камчатка, где весь этот стратиграфический интервал, как и в разрезе бухты Квачина, характеризуется преимущественно обратной полярностью с маломощными интервалами прямой полярности (Минюк, Гладенков, 2007). К сожалению, более детальная корреляция этих разрезов невозможна.

Рис. 7.

Возможный вариант корреляции магнитной зональности разреза бухты Квачина (а) со Шкалой геомагнитной полярности (Ogg et al., 2016) (б). Стратиграфическая и палеомагнитная колонки построены в едином масштабе. Условные обозначения см. на рис. 6.

Следующий реперный уровень выше по разрезу – появление диатомей Rhizosolenia oligocaenica и Rhizosolenia antarctica в самых низах пачки 22. К настоящему времени установлено, что первое появление этих видов приурочено к началу раннего олигоцена. В разрезах глубоководных скважин, пробуренных в высоких южных широтах (район подводного плато Кергелен), проведена прямая корреляция этих уровней со Шкалой геомагнитной полярности (Roberts et al., 2003). В результате возраст появления таксонов Rhizosolenia oligocaenica и Rhizosolenia antarctica определен как 33.9 и 33.4 млн лет соответственно (Roberts et al., 2003). Поэтому предполагается, что в изученном разрезе Западной Камчатки упомянутый уровень можно оценить не древнее, чем 33.4 млн лет, что отвечает хрону C13n. В разрезе бухты Квачина данный уровень попадает в верхний интервал обратной полярности в знакопеременной магнитозоне NR₂₽, которая не может быть напрямую сопоставлена с хроном прямой полярности C13n. Интервалы прямой полярности граничат с этим интервалом сверху (магнитозона N₃₽) и снизу (интервал прямой полярности в средней части магнитозоны RN₂₽). Но аналогом хрона C13n может быть только интервал прямой полярности в середине магнитозоны RN₂₽, потому что если сопоставить с хроном С13n магнитозону N₃₽, то магнитозона N₁₽ не находит своего аналога в Шкале геомагнитной полярности, поскольку внутри хрона C15r нет субхронов прямой полярности.

Более того, магнитозона N₃₽ охватывает по мощности верхние две трети пачки 22 и базальную часть пачки 23, причем практически на границе этих пачек (0.5 м ниже кровли пачки 22) фиксируется появление видов Thalassiosira nansenii и Cavitatus jouseanus. Нижний рубеж распространения Cavitatus jouseanus оценивается не древнее, чем 31.1 млн лет, что соответствует хрону C12n. Таким образом, прямое сопоставление магнитозоны N₃₽ с хроном C12n является наиболее вероятным.

Нижний интервал обратной полярности в знакопеременной зоне RN₁₽–N охватывает часть разреза от базальной части пачки 25 до средней части пачки 28. В этом интервале присутствуют два реперных уровня появления стратиграфически важных видов диатомей: (1) Lisitzinia ornata в нижней части пачки 26 и (2) Rocella gelida в верхней части пачки 27. Датировки уровня появления Lisitzinia ornata в разрезах глубоководных скважин в высоких южных широтах, полученные на основе корреляции со Шкалой геомагнитной полярности, соответствуют 27.7 млн лет (Roberts et al., 2003).

Что касается оценок времени появления другого вида – Rocella gelida – в относительно полных разрезах глубоководных скважин, пробуренных в разных районах Мирового океана, то они не вполне совпадают: ~25.3 млн лет в экваториальной Пацифике (Barron et al., 2004; Barron, 2005), ~28.1 млн лет в субарктической Пацифике (Gladenkov, Barron, 1995), 27.0 млн лет в высоких южных широтах (Roberts et al., 2003). При этом прямая корреляция с магнитостратиграфической шкалой проведена только в последнем случае. Однако интервал ~27.5–26.5 млн лет в Шкале геомагнитной полярности характеризуется только прямой полярностью, тогда как нижний интервал в знакопеременной магнитозоне RN₁₽–N имеет обратную полярность. Возможны три варианта сопоставления этого интервала:

а) с хроном С10r (~29.2–28.3 млн лет); в этом случае существенно удревняется возраст реперных уровней Lisitzinia ornata, Rocella gelida, а для магнитозоны знакопеременной полярности NR₁₽ не находится места в Шкале геомагнитной полярности;

б) с хроном С8r (~26.4–25.9 млн лет); в этом случае возраст реперных уровней Lisitzinia ornata, Rocella gelida значительно омолаживается и между нижним интервалом обратной полярности в знакопеременной зоне RN₁₽–N и верхним интервалом обратной полярности магнитозоны RN₂₽ должен быть стратиграфический перерыв, поскольку количество интервалов прямой и обратной полярности в магнитозонах N₃₽ и NR₁₽ меньше, чем хронов и субхронов в соответствующем интервале Шкалы геомагнитной полярности;

в) с хроном С9r (~27.8–27.4 млн лет); в этом случае возраст реперных уровней Lisitzinia ornata, Rocella gelida менее всего отличается от предложенных оценок, а структура палеомагнитной записи в данном интервале разреза наилучшим образом соответствует Шкале геомагнитной полярности.

Последний вариант сопоставления представляется авторам настоящей статьи, проводившим палеомагнитные исследования, наименее противоречивым. В этом случае интервалы прямой и обратной полярности магнитозоны NR₁₽ будут отвечать хронам С11r, C11n, С10r, C10n соответственно (снизу верх), а интервал прямой полярности в магнитозоне RN₁₽–N будет соответствовать хрону С9n.

Самый молодой возрастной уровень – появление формы Thalassiosira cf. praefraga – располагается вблизи кровли пачки 31. Скорее всего, этот уровень не древнее, чем ~23.3–23.6 млн лет (Гладенков, 2018; Гладенков и др., 2018), и относится уже к аквитанскому ярусу миоцена. Этот уровень находится внутри знакопеременной магнитозоны NR₁N, которая, по-видимому, отвечает знакопеременному интервалу в верхней части хрона С6С, а вышележащая магнитозона прямой полярности коррелирует с нижней частью хрона С6B. При такой интерпретации граница между олигоценом и миоценом (хаттом и аквитаном) будет проходить непосредственно под нижней границей магнитозоны NR₁N в верхней части пачки 30.

Однако такой вариант предполагает наличие перерыва в осадконакоплении между интервалом прямой полярности в магнитозоне RN₁₽–N и магнитозоной NR₁N, то есть из разреза выпадают хроны C8, C7A, C7 и, частично, C6C, при этом объем перерыва составит не менее 3 млн лет (от ~26.2 до ~23.2 млн лет). Логично предположить, что такой перерыв, скорее всего, попадает на границу между пачками 29 и 30, а не проходит внутри одной из этих пачек. При такой интерпретации перерыв должен находиться внутри верхнего интервала обратной полярности магнитозоны RN₁₽–N. Это означает, что этот интервал не является единым, а представляет собой фрагменты двух разновозрастных интервалов, разделенных продолжительным перерывом. По-видимому, верхняя часть белесоватой толщи здесь была размыта в позднем олигоцене, и осадконакопление возобновилось лишь в нижнем миоцене, что привело к выпадению из разреза магнитозон, отвечающих хронам С8–С6С (рис. 7).

Представленная на рис. 7 схема корреляции палеомагнитного разреза бухты Квачина со Шкалой геомагнитной полярности (Ogg et al., 2016) является, по мнению авторов статьи, проводивших палеомагнитные исследования, наименее противоречивым вариантом и наилучшим образом соответствует имеющимся возрастным оценкам реперных уровней по диатомовым. Однако у соавторов, которые непосредственно проводили полевые геологические исследования, имеются определенные сомнения в такой интерпретации. Так, видимые седиментационные перерывы при полевом изучении разреза в пределах пачек 29–36 не были выявлены. Пачки 28–29 (туфоалевролиты с линзами песчаников мощностью до 30 м) являются переходными от туфоалевролитов и туфоаргиллитов основной части белесоватой толщи к верхней, песчанистой, части этой же толщи. Что касается диатомовых водорослей, то их анализ не позволяет однозначно подтвердить вывод об отсутствии в разрезе отложений большой части верхнего олигоцена в результате их размыва. Кроме того, при палеомагнитных интерпретациях надо с определенной осторожностью относиться к имеющимся датировкам уровней появления маркирующих таксонов диатомей, которые использовались при биостратиграфическом расчленении разреза. Это объясняется тем, что их возраст может варьировать не только в разных климатических зонах, но и в различных частях морских бассейнов. Поэтому, например, вывод о возможном достаточно древнем интервале появления Lisitzinia ornata и Rocella gelida в западнокамчатском разрезе – в пределах субхрона С9r (~27.8–27.4 млн лет) – требует будущих дополнительных проверок и подтверждений.

Пространственное положение структурных блоков по палеомагнитным данным. Положение палеомагнитного полюса для блока Бухта Квачина, определенное на основании наших исследований, существенно отличается от положения полюсов Восточной Камчатки и юга Корякии (см. сводку Д.В. Коваленко (2000)). Для раннего кайнозоя Западной Камчатки имеется только одно палеомагнитное определение по силлам на п-ове Омгон (Коваленко, 2003), возраст которых согласно K–Ar датировкам лежит в интервале 53–67 млн лет (Гладенков и др., 1997). В табл. 3 приведены координаты палеомагнитных полюсов для верхнего эоцена–олигоцена бухты Квачина и палеоцена п-ова Омгон. Очевидно, что доверительные интервалы этих полюсов значительно перекрываются. Различие между положениями этих блоков в пространстве статистически незначимо; и широтное расстояние между ними 8.4° ± 14.6°, и относительный поворот 29.5° ± 30.8° находятся в пределах точности полученных палеомагнитных определений. Естественно, что это статистическое совпадение полюсов обусловлено большими доверительными интервалами самих палеомагнитных определений, поэтому интересно сравнить их с референтными положениями палеомагнитных полюсов для стабильной Евразии (Torsvik et al., 2012). Для корректного сравнения были использованы положения референтных полюсов без ведения поправки на занижение наклонения, поскольку ни в наших исследованиях, ни в работе Д.В. Коваленко (2003) такая коррекция не проводилась. В табл. 3 приведены оценки относительных перемещений блока бухты Квачина относительно стабильной Евразии в эоцене, олигоцене и миоцене, а также блока п-ова Омгон в палеоцене и эоцене. Практически все эти перемещения, как широтные, так и относительные, находятся в пределах погрешности полученных результатов, т.е. свидетельствуют об отсутствии значимых перемещений.

Таким образом, несмотря на сильный разброс данных, можно предполагать, что структуры Западной Камчатки не претерпевали существенных перемещений относительно Сибирского континента в раннем кайнозое, а пространственное положение блока Западной Камчатки в палеогене–неогене в пределах точности палеомагнитного метода не отличалось от современного.

ВЫВОДЫ

Изученные материалы позволили выявить в разрезе кайнозоя бухты Квачина Западной Камчатки последовательность из 21 монополярного интервала, которые были объединены в 10 палеомагнитных зон, и обосновать вариант корреляции этих зон с верхнеэоценовым–олигоценовым интервалом Шкалы геомагнитной полярности (хронами С17–С6). Полученные палеомагнитные данные в целом не противоречат биостратиграфическому расчленению кайнозойских образований бухты Квачина и дополняют его магнитными реперами.

Задачу определения палеоширотного положения тектонического блока Западной Камчатки нельзя считать решенной, так как большой разброс векторов привел к слишком большим ошибкам определения палеомагнитного полюса. Но его совпадение в пределах ошибок с известным полюсом по Западной Камчатке и референтными полюсами стабильной Евразии не кажется нам случайным, это позволяет очень осторожно говорить о возможном отсутствии значимых перемещений этого блока относительно Евразии в кайнозое.

Полученные при изучении разреза бухты Квачина выводы по палеомагнитным данным носят в определенной мере предварительный характер, но представляют собой наиболее вероятные на сегодняшний день модели сопоставления полученной палеомагнитной зональности со Шкалой геомагнитной полярности. Вместе с тем эти данные показывают перспективность подобных исследований в подвижных областях при комплексировании с другими, в первую очередь биостратиграфическими, методами. Это может привести к построению более детальных и более обоснованных корреляционных стратиграфических схем. Однако для этого требуется проведение подобного комплекса работ при изучении и других разрезов Камчатки.

Источники финансирования. Работа выполнена по темам государственного задания ГИН РАН, МГУ им. М.В. Ломоносова № АААА-А16-116033010119-4 и при поддержке проекта РФФИ № 19-05-00361.