Принято считать, что на Северо-Востоке СССР к востоку от Анабара в палеогене граница суши находилась значительно севернее ее современного положения, а олигоцен и особенно конец олигоцена - начало миоцена характеризовались обширной регрессией ([Ткаченко и др., 1970; Гроссгейм, 1975; Бискэ, 1975] и др.). В наиболее полных сводках по кайнозою Северо-Востока СССР [Гроссгейм, 1975; Бискэ, 1975] береговая линия Северного океана в олигоцене и раннем миоцене к востоку от дельты Лены показана на 250-550 км севернее современной границы суши. Альтернативной является точка зрения о развитии в позднем олигоцене трансгрессии. Однако даже сторонники наиболее широкого развития позднеолигоценовой трансгрессии [Пуминов, Дегтяренко, 1982] проводят границу последней вдоль современного побережья. Для раннего же олигоцена береговая линия помещается на широте 76-80° (рис. 1). При этом важно подчеркнуть, что у сторонников обеих точек зрения положение береговой линии позднеолигоценового моря в целом повторяет ее современные очертания.

При комплексном изучении разреза кайнозойских отложений, вскрытого скважинами 1 и 2 Нижнеколымского профиля, авторами получены данные, позволяющие предполагать распространение моря в конце олигоцена - начале миоцена существенно южнее современной береговой линии. Эти данные заставляют по-новому оценивать разрозненные сведения об обнаружении морских отложений палеогена в континентальной части Якутии и Чукотки и дают возможность наметить для Северо-Восточной Якутии по меньшей мере две трансгрессии, проникавшие в палеогене в область современной суши.

Геохимическое изучение образцов из скв. 1 и 2 в интервалах глубин соответственно 120-470 и 40-400 м (табл. 1) показало существенные и значимые различия концентраций и соотношений ряда микроэлементов, сопоставимые с аналогичными показателями, предложенными A.M. Ивановой и И.С. Егоровой для расчленения прибрежно-морских и континентальных осадков, и проверенные нами при сопоставлении комплексов прибрежно-морских и континентальных (аллювиально-озерных) отложений плейстоценового возраста. Отложения, залегающие до глубин 300 м в скв. 1 и до 200 м в скв. 2, характеризуются значениями большинства геохимических показателей, близкими аналогичным характеристикам озерно-аллювиальных отложений, а нижележащие породы обладают показателями, близкими к характеристикам прибрежно-морских осадков (лагунно-дельтовых, закрытых заливов).

Датирование отложений, вскрытых обеими скважинами, произведено по палинологическим данным: по скв. 1 - А.Ф. Фрадкиной, по скв. 2 - Л.П. Жариковой [Жарикова, 1983; Жарикова и др., 1982], Н.О. Рыбаковой [Лаухин и др., 1982] и др. В скв. 2 (устье Омолона) на глубине 180-400 м залегают переслаивающиеся пески, супеси, суглинки с прослоями глин, единичными гальками и маломощными прослоями галечников, на глубине 293-314 м с растительным детритом (рис. 1). Возраст отложений: 180-197 м - нижний миоцен, 197-201 м - верхний олигоцен - нижний миоцен, 202-398,2 м - вторая половина верхнего олигоцена, 398,2-428,3 м - нижний олигоцен. Таким образом, можно предположить, что прибрежно-морской генезис (табл. 1) имеют отложения второй половины верхнего олигоцена и низов переходной олигоцен-миоценовой пачки, а возможно, и нижнего олигоцена (ниже 400 м отложения геохимически не охарактеризованы). Это сопоставимо с данными А.А. Архангелова и др., свидетельствующими о том, что на глубинах 201-300 м в серии образцов обнаружены единичные морские диатомеи и фораминиферы. Условия их залегания дают основания распространить проникновение моря во второй половине позднего олигоцена - начале миоцена на юг до устья Омолона, что подтверждается и геохимическими данными.

В скв. 1 на глубинах 300-387 м преобладают супеси, суглинки, алевриты, значительная роль песков, обычно с растительным детритом, редки прослои глин и галечников второй половины верхнего олигоцена, возможно, самых низов миоцена. На глубине 394-470 м залегают вверху суглинки и супеси, внизу глины с редкими прослоями песков нижнего олигоцена. В нижней половине пачки как в глинах, так и в песках часто попадаются обломки древесины и прослои растительного детрита. Вверху пачки залегают два маломощных прослоя углей, видимо паралического происхождения. В этой скважине остатки морских организмов не обнаружены.

Таким образом, в обеих скважинах отложения, относимые по геохимическим данным к прибрежно-морским, отлагались во второй половине позднего олигоцена и, возможно, в начале миоцена. На средний - первую половину позднего олигоцена (омолойское время) приходится перерыв в осадконакоплении. Поскольку следов интенсивного размывав разрезе низовий Колымы между нижне- и верхнеолигоценовыми отложениями не наблюдается, а омолойская свита на Приморской низменности сложена преимущественно углисто-глинистыми отложениями [Континентальные третичные…, 1979], можно полагать, что регрессия среднего - начала позднего олигоцена не сопровождалась существенными тектоническими поднятиями на Приморской (Яно-Колымской) низменности .

Разрезы с уверенно датированным нижним олигоценом на северной окраине Северо-Востока СССР очень малочисленны, и, кроме низовий Колымы, следы морского осадконакопления в них нигде не отмечались. Отложения же второй половины верхнего олигоцена - начала миоцена имеют морской генезис на Валькарайской низменности (рыпильхинская свита). Здесь они залегают на палеозойском фундаменте, представлены переслаиванием суглинков, лигнитов, песков, супесей и содержат створки как морских, так и пресноводных диатомей [Континентальные третичные…, 1979; Сухорослов, 1978]. Такой состав диатомей, а также интенсивное засоление пород свиты и хлоридно- или хлоридно-сульфатно-натриевый состав солей заставляют относить их к лагунно-морским отложениям [Архангелов и Данилов, 1975].

На основании изложенного береговую линию трансгрессии второй половины позднего олигоцена - начала раннего миоцена в низовьях Колымы можно провести существенно южнее, чем это делалось до сих пор (рис. 1). Кроме того, контуры береговой линии трансгрессии конца олигоцена - начала миоцена теряют свою параллельность современной береговой линии. Геологических данных для точного прослеживания контакта (или зоны фациального перехода) морских и континентальных отложений конца олигоцена - начала миоцена в Амеразийском бассейне, как в акватории морей Лаптевых и Восточно-Сибирского, так и на Индигиро-Колымском междуречье континента, пока недостаточно. Из анализа же морфоструктурных данных [Патык-Кара и Морозова, 1980] становится ясно, что в центральной части Восточно-Сибирского бассейна мог существовать глубокий и относительно узкий залив, доходивший до устья Омолона и использовавший компенсационный прогиб у подножья Анюйского сводового поднятия. Западнее, вблизи Новосибирских островов, в области крупного меридионального поднятия, соединяющегося с хр. Ломоносова, береговая линия, видимо, существенно отклонялась к северу (рис. 1). Другой залив мог существовать на месте субширотного прогиба пролива Санникова. В восточной части моря Лаптевых какие-либо данные о наличии морских палеогеновых отложений вблизи современного побережья отсутствуют. Такое положение береговой линии хорошо увязывается с представлениями о метахронности заложения и развития шельфов Восточной Арктики в кайнозое [Марков и др., 1978], в частности, о более раннем заложении Восточно-Сибирского шельфа, связанного с Амеразийским бассейном Северного Ледовитого океана, который, как известно, образовался по крайней мере в неокоме [Погребицкий, 1979], в то время как заложение вулканория хр. Гаккеля и раздвижение дна океана в области современных котловин Нансена и Амундсена приходится лишь на даний, а возможно, и более позднее время [Грачев, 1977].

Геологически документированные данные о положении береговых линий палеогеновых трансгрессий Северного Ледовитого океана на Северо-Востоке СССР пока очень малочисленны. Поэтому приведенная схема может быть принята лишь как рабочая гипотеза, позволяющая увязать результаты изучения древнейших частей разреза кайнозойских отложений региона, данные об особенностях морфоструктуры шельфовой зоны и представления о разновременности раскрытия шельфовых бассейнов, связанных Амеразийским и Евразийским секторами Северного Ледовитого океана.

ЛИТЕРАТУРА

1. Ткаченко Б.В., Равич М.Г., Загорская Н.Г. В кн.: Геология СССР, т. 26, М.: Недра, 1970.

2. Гроссгейм В.А. В кн.: Палеогеновая система. М., Недра, 1 975.

3. Бискэ С.Ф. Палеоген и неоген крайнего Северо-Востока СССР. Новосибирск, Наука, 1975.

4. Пуминов А.П., Дегтяренко Ю.П. О динамике береговых линий восточно-арктических морей СССР в кайнозое. В сб.: Изменения уровня моря. М.: Изд-во МГУ, 1982.

5. Жарикова Л.П. Тр. ЗапСибНИГНИ. Тюмень, 1983, вып. 179.

6. Лаухин С.А., Рыбакова И.О., Тюмиров Ю.М. - ДАН, 1982, т. 265, № 2.

7. Жарикова Л.П., Казанцев А.С. и др. В сб.: Геология кайнозоя Якутии. Якутск, 1982.

8. Континентальные третичные толщи северо-востока Азии. Новосибирск: Наука, 1979.

9. Сухорослов В.Л. Кайнозойские отложения Валькарайской низменности (северное побережье Чукотки) // Геология и геофизика, 1978, № 11, с. 82-88.

10. Архангелов А.А., Данилов И.Д. и др. В сб.: Кайнозой Северо-Востока СССР. Магадан, 1975.

11. Патык-Кара Н.Г., Морозова Л.Н. и др. Новые данные по структурно-геоморфологическому строению приморских равнин и шельфа Восточно-Арктических морей СССР. Геоморфология, 1980. № 3.

12. Марков М.С., Пущаровский Ю.М., Тильман С.М. - Сов. геол., 1978, № 1.

13. Погребицкий Ю.Е. В сб.: Тектоника Арктики. Разломы материковой отмели и океана. Л., 1979.

14. Грачев А.Ф. Рифтовые зоны Земли. Л.: Недра, 1977.