2015-05-13
2038
В Тихоокеанском подвижном поясе выделяются Западно- и Восточно-Тихоокеанская области. Первая включает территорию, протягивающуюся вдоль океанического побережья от Чукотки до Тасмании, вторая – Кордильеры Северной, Центральной и Южной Америк и Антарктиды.
В Западно-Тихоокеанской подвижной области геосинклинальный режим в палеогене был только на востоке. Там земная кора сохранила высокую подвижность. Это территория Корякского нагорья, Камчатки, Алеутских, Курильских, Японских, Филиппинских островов, Индонезии и Новой Зеландии, где располагались цепи мелких и крупных островов с примыкающими к ним шельфовыми областями и океанические впадины. Здесь развиты мощные дислоцированные и метаморфизованные морские терригенные отложения, сформировавшиеся в глубоководных впадинах и прибрежных областях Тихого океана.
На востоке Камчатки в основании палеогена (рис. 13.14) залегает толща переслаивания конгломератов, аргиллитов и песчаников, сменяющаяся флишоидными терригенными породами (палеоцен). 
Выше залегают эффузивы андезитового состава, туфопесчаники, алевролиты (эоцен) и туфоалевролиты, кремнистые аргиллиты. Алевролиты с карбонатными конкрециями (олигоцен). Это разрез геосинклинального типа, о чем свидетельствуют большие мощности, сложная дислоцированность пород, вулканизм. На осадконакопление в глубоководных условиях умерено холодного бассейна указывают находки бентосных и планктонных фораминифер, а также отсутствие карбонатных пород.
На остальной территории области, на западе Мьянмы, Калимантане, юге Филиппин и других территориях, представлявших тихоокеанскую окраину, отлагались песчано-глинистые, в том числе флишоидные серии. Менее были развиты карбонатные и терригенно-карбонатные как шельфовые, так и относительно глубоководные толщи в задуговых морях. В формирующихся островодужных системах на океанической коре отлагались кремнистые породы и изливались базальты, андезиты и риолиты.
В эоцене вдоль восточной окраины Евразии протягивался пояс горных сооружений, на ряде участков, в частности в Сихотэ-Алине, Японии, юге Кореи, сопровождавшийся вулканическими проявлениями. В тылу этого пояса развивалась континентальная рифтовая система, а в океане к востоку от него – энсиматические вулканические дуги. Между ними образовался ряд впадин, в том числе глубоководных. Гирлянда энсиматических дуг возникла на восточном обрамлении Австралии, в Меланезии, а в их тылу зародилась система окраинных морей.
Основные тектонические события неогена в Западно-Тихоокеанской подвижной области связаны с отодвиганием вулканических дуг от материковых окраин с связи с раскрытием в тылу этих дуг глубоководных впадин окраинных морей. К последним относятся Южно-Китайское, Японское моря, Восточно-Филиппинская, Западно-Марианская, Южно-Охотская, Командорская впадины, рифт в троге Окинава в Восточно-Китайском море. Принимает почти современные очертания вся система окраинных морей и островных дуг восточного обрамления Евразии. Дальнейшее развитие получила в миоцене и островодужная окраинноморская система Меланезии в восточном обрамлении Австралийского материка. Крупных преобразований здесь с олигоцена здесь не произошло.
На склонах Алеутской дуги отлагались вулканогенные турбитиды, глины, кремнистые илы и пепловые туфы. В пределах Южно-Охотской впадины и в котловине Японского моря формировались глинистые турбитиды с примесью вулканогенного материала. На склонах котловин возникли вулканические горы. Продолжалась вулканическая деятельность в Бонин-Марианской и Кюсю-Палау вулканических дугах. Появились новые подводные вулканические горы в Западно- и Восточно-Филиппинском бассейнах. В пределах дуг и в прилегающих бассейнах отлагались вулканогенные турбитиды, кремнистые и карбонатные илы и пепловые туфы.
В плиоцене на тихоокеанской окраине, в том числе в бассейнах Калимантана и Сиамского залива, образовались песчано-глинистые и песчано-конгломератовые толщи, а на склонах – терригенные турбитиды с прослоями пепловых туфов. Продолжали существовать вулканические дуги Сулавеси, Филиппин, Японии, Камчатки и Курил. Прекратился вулканизм в глубоководных Япономорской и Южно-Китайской впадинах и сопряженных с ними участках. В пределах ложа глубоководных впадин отлагались кремнисто-глинистые илы и глинистые турбитиды.
В центральной зоне Камчатки возникла суша. Продолжались извержения в Камчатско-Курильской области. Среди вулканитов преобладали базальты и андезито-базальты. На западе Камчатки формировалась песчано-конгломератовая и песчано-глинистая серии с прослоями ракушняков и диатомитов. На востоке им соответствуют толщи конгломератов, туфопесчаников, туфодиатомитов, лигнитов, глин и вулканитов. Последние представлены базальтами, андезитами, дацитами и туфами. На Командорах продолжали извергаться базальтовые лавы, и накапливались толщи пирокластов. На склонах островных дуг от севера Хонсю до Командор отлагались диатомитовые глины с пеплами и турбитидами.
В Восточно-Тихоокеанской подвижной области в палеогене геосинклинальный режим сохранился в неширокой прибрежной полосе Северной и Южной Америки – по границе с глубоководными желобами окраины Тихого океана. На западе североамериканской части этой области в результате интенсивных тектонических движений и вулканической деятельности сформировались мощные толщи дислоцированных морских терригенно-кремнистых и вулканогенных пород. Для этих районов типичен разрез Береговых хребтов. Здесь нижняя часть разреза мощностью около 4 км сложена базальтовыми и андезитовыми, часто подушечными лавами с прослоями туфопесчаников и кремнистых аргиллитов. Выше они сменяются 5-километровой толщей песчаников, глинистых сланцев, туфопесчаников, туфоалевролитов, а в самом верху – мощными горизонтами конгломератов, указывающих на интенсивный подъём Кордильер, откуда шел снос обломочного материала. Морские отложения к востоку замещаются континентальными и красноцветными песчано-глинистыми, иногда угленосными, толщами небольшой мощности.
В южно-американской части области интенсивное осадконакопление началось с эоцена. Здесь развиты мощные (до 10 км) дислоцированные, преимущественно морские терригенные отложения, сформировавшиеся в глубоководных впадинах и прибрежных частях Тихого океана. В Центральных и Восточных районах Андах образовались песчано-глинистые и молассовые комплексы с угленосными и вулканогенными пачками. Они заполняли краевые прогибы, многочисленные межгорные впадины и грабены поднимающейся в олигоцене горной цепи.
В Андийском поясе в начале палеогена происходит снижение тектономагматической активности, связанной с ларамийской эпохой орогенеза, и нарастание погружений. Но затем, начиная со среднего и, особенно в позднем эоцене, проявляется новый и очень мощный импульс орогенеза, получивший название инкской фазы (от индейского племени инков, населявших Анды в древности). В северных Андах ею создана современная система антиклинориев, выраженных хребтами-кордильерами, и разделяющих их синклинориев – межгорных прогибов. Поднятия не затронули лишь самую западную, притихоокеанскую зону. В Центральных и Южных Андах продолжается интенсивный магматизм, межгорные прогибы заполняются молассами.
В Северо-Американских Кордильерах в раннем палеогене постепенно затухает тектоническая активность, вызванная ларамийским орогенезом. Но вулканизм – известково-щелочной у океана и щелочной на удалении от него – продолжается с некоторыми перерывами на всем пространстве от Аляски до Панамского перешейка и Колумбии, смыкаясь здесь с андским. На северо-востоке вулканический пояс Аляски соединяется с Чукотским поясом, Алеутская дуга через Командоры – с Камчаткой.
В неогене Северо-Американские Кордильеры воздымались, причем скорость их поднятия резко увеличилась в позднем миоцене. Вместе с тем возрастает их блоковое расчленение по системе сдвигов, из которых наиболее известен сдвиг Сан-Андреас в Калифорнии, и сбросов. В широкой части Кордильер образуется структурная депрессия области Бассейнов и Хребтов, состоящая из клавиатуры горстов и грабенов. На глубине ей отвечает утонение коры и подъем разуплотненной мантии. Аляска соединилась с Чукоткой.
В конце раннего плиоцена возникает Панамский перешеек. После некоторого ослабления вулканизма в раннем миоцене, в среднем миоцене в Кордильерах произошла его новая вспышка. Огромные излияния толеитовых и щелочных платобазальтов имели место в бассейне р. Колумбия, южнее и севернее извергались известково-щелочные (ближе к океану), бимодальные и щелочные вулканиты. В плиоцене вулканическая деятельность постепенно снижается, а вулканизм становится преимущественно базальтоидным.
В миоцене ось спрединга Восточно-Тихоокеанского поднятия вклинилась в тело Северо-Американского континента, вызвав образование рифта Калифорнийского залива. На его северном и северо-восточном продолжениях развивались континентальные рифты Кордильер. В районе Мексики и Центральной Америки образуются Трансмексиканский и Центрально-Американский вулканические пояса.
В плиоцене Куба, Гаити и Пуэрто-Рико становятся островами. На их шельфах отлагались известняки и росли рифы. Происходили многочисленные подводные и наземные излияния андезитов, риолитов, базальтов. Активная вулканическая деятельность продолжалась на Малых Антильских островах. На шельфе и континентальном склоне дуги отлагались карбонаты, вулканические турбитиды и туфы. Продолжалось опускание окраинных бассейнов, в которых формировались карбонатные толщи.
Анды в миоцене испытали три импульса складчатости, магматизма и метаморфизма, объединенные на юге в тектоническую фазу Кечуа. Наиболее мощным из них оказался последний импульс, на границе с плиоценом. Сильнее всего он проявился в Северных Андах, где сыграл решающую роль в оформлении их структуры. Здесь он называется андской фазой складчатости, сопровождавшейся вулканизмом и метаморфизмом.
В течение миоцена возникают протяженные высокие горные хребты и межгорные впадины в Андах. В межгорных впадинах находились озера, а в речных долинах накапливались конгломераты. Общее погружение охватило активную тихоокеанскую окраину континента. В её пределах накапливаются шельфовые, преимущественно глинистые и отчасти песчано-глинистые осадки. В сторону континента приморские участки сменялись высокими береговыми хребтами, за которыми находились межгорные впадины, отдельные вулканические горы и протяженные цепочки вулканов. В плиоцене вулканизм в Андах возобновляется и продолжается их поднятие.
Средиземноморский подвижный пояс в палеогене представлял собой сочетание мелководных морей, полуизолированных лагун, островных архипелагов и глубоководных впадин, обрамлявших евроазиатский континент с юга. Внутри Альпийско-Гималайской области осадконакопление происходило в нескольких прогибах, отделенных друг от друга срединными массивами. Такой прогиб был на территории Карпат, где в морских условиях накапливались мощные толщи однообразного терригенного флиша. В нескольких прогибах на территории Альп в начале палеоцена также формировались флишевые, преимущественно песчаные осадки. Во второй половине эоцена прогибы расширились, морской бассейн занял значительные площади. Среди осадков начали преобладать карбонаты, в том числе нуммулитовые известняки, мергели и карбонатный флиш. В позднем олигоцене осадконакопление повсеместно прерывается процессами складкообразования и поднятий.
Интенсивное осадконакопление, а затем частичная инверсия в течение палеогена охватили и другие области Южной Европы (Пиренеи, Апеннинский и Балканский полуострова, современное побережье Адриатического моря), а также север Атласских гор, Малую Азию, Иранское нагорье, Гималаи и юго-восток Азии. На территории Кавказа существовали прогибы, располагавшиеся севернее и южнее поднятия Главного Кавказского хребта. В северном прогибе накапливались глинисто-карбонатные илы и известковые глины с прослоями песков, в южном прогибе – флишоидные толщи. Южнее, на территории Малого Кавказа, формировалась мощная вулканогенно-осадочная толща. Активный вулканизм проявлялся и в более восточных и южных частях геосинклинали: в Тунисе, Иране, Афганистане. На западе Гималаев в течение палеоцена и эоцена продолжала накапливаться мощная толща морских терригенных и органогенных осадков (флиш Инда). Здесь так же, как и на Кавказе, в олигоцене начались процессы поднятия и складкообразования.
Таким образом, в области Тетиса палеоценовая регрессия сменяется трансгрессией с максимумом в среднем эоцене, а преобладающим типом осадков был флиш. В южном обрамлении широко были развиты карбонатные платформы. Активно проявился островодужный вулканизм. В конце эоцена начинается становление покровно-складчатых сооружений Пиреней (пиренейская фаза складчатости), Бетской Кордильеры на юге Испании, Эр-Рифа и Телль-Атласа на севере Магриба, Альп, Апеннин, Динарид-Эллинид, Балканид, Малого Кавказа. Менее эти движения проявились в Карпатах и на Большом Кавказе.
В олигоценовую эпоху в Средиземноморском поясе завершаются главные деформации во внутренних зонах Альп и Апеннин, сопровождаемые внедрением гранитоидов и региональным метаморфизмом, и начинаются деформации их внешних зон. Продолжается рост практически всех покровно-складчатых горных сооружений пояса, до Гималаев на востоке включительно. Начинается развитие передовых и тыльных прогибов по их периферии. Вначале многие из них представляют относительно глубоководные бассейны с бескислородными условиями на дне. В них накапливаются глинистые толщи, обогащенные органическим углеродом (мелилитовая серия в Предкарпатье, майкопская в Восточном Крыму и Предкавказье). Волна орогенеза в олигоцене распространяется на Центральную Азию, включая Гиндукуш, Памир, Кунь-Лунь и Тянь-Шань. На крайнем юго-востоке пояса, в обрамлении Юго-Восточной Азии, вдоль Суматры и Явы протягивается краевой вулканоплутонический пояс.
В неогенеСредиземноморский геосинклинальный пояс прошел наиболее сложную историю тектонического развития (рис. 13.5). Здесь произошло несколько фаз складчатости. В становлении покровно-складчатой структуры европейской и североафриканской частей этого пояса очень большое значение имели деформации конца раннего-начала среднего миоцена, получившие название штирийской фазы орогенеза (Штирия – провинция юго-восточной Австрии). Именно в эту фазу оформилась шарьяжная структура внешних зон Бетской Кордильеры, Магребид, Эль-Рифа, Телль-Атласа, Апеннин, Динарид, Эллинид, Карпат и смежных крыльев их передовых прогибов. После этой фазы растяжение во внутренних частях альпийского пояса привело к началу образования Венской, Паннонской и Трансильванской впадин, вошедших в состав Паратетиса, а также Эгейской впадины. А закрытие проливов вдоль передовых прогибов Бетской Кордильеры и Эль-Рифа и поднятие Гибралтарской дуги привело к отделению Средиземного моря от Атлантического океана. Прекращением связи с Индийским океаном послужило причиной так называемого «мессинского кризиса солености», когда в условиях жаркого и сухого климата было энергичное испарение. Уровень воды резко понизился, а в остаточном водоёме накопилась мощная соленосная толща. В ряде районов проявляется известково-щелочной и шелочно-базальтовый вулканизм.
Расположенный на северной окраине Средиземноморский бассейн Западного Тетиса превратился в самостоятельный полуизолированный бассейн, названный Паратетисом. В раннем миоцене Западный Паратетис представлял собой узкий пролив, простиравшийся от Венского до Штирийского бассейнов в Закарпатье, с расширением в Трансильвании и ответвлением в Предкарпатский залив. Молдавский пролив связывал Западный Паратетис с Восточным. В течение миоцена происходило многократное сужение и расширение Западного Паратетиса. Менялись соленость вод, глубина и состав осадков. Он прекратил своё существование в позднем миоцене, когда появились типично континентальные озерно-аллювиальные осадки. В предгорных прогибах в это время начали формироваться молассы, в которых наряду с терригенными осадками принимали участие туфы, эвапориты и известняки. В самом конце миоцена усиливается базальтовый вулканизм.
В Восточном Паратетисе или Понто-Каспийском бассейне, накапливались мощные глинистые и песчано-глинистые осадки с участием карбонатного материала. В глубоководных зонах мощность глинистых осадков достигает 2 км. В раннем и среднем миоцене Понто-Каспийский бассейн соединялся с морями с нормальной соленостью вод, но временами эта связь прерывалась, и воды в нем опреснялись. Понто-Каспийский бассейн через Нахичеванский пролив связывался с морскими бассейнами, находящимися на востоке Турции и северо-западе Ирана.
В восточной части Средиземноморского пояса, в частности на Большом Кавказе, главной фазой альпийского орогенеза была не штирийская, а более поздняя – позднемиоценовая (валахская от названия исторической области Валахия или роданская – по латинскому названию р. Роны). Деформации этой фазы связаны с быстрым продвижением к северу Аравийской плиты, начавшей откалываться от Африки. С этим же процессом связана складчатость в хребте Загрос в юго-западном Иране. В эту фазу отмечается мощная вспышка наземного андезитобазальтового вулканизма на обширной площади азиатской Турции, южного Закавказья и северо-западного Ирана.
В позднем миоцене в пределах Кавказа возникают горные массивы. В межгорных и предгорных впадинах накапливаются обломочные молассы. Одновременно с поднятиями на Кавказе усиливаются и ускоряются поднятия Альп, Динарид, Эллинид, Понтид, Анатолид и Таврид. В их пределах активизируются вулканические явления. Состав вулканитов меняется от известково-щелочного андезитобазальтового в начале эпохи до более кислого в её конце, когда стали извергаться риолиты, игнимбриты и андезиты.
В середине миоцена прекращают свое существование морские проливы, соединявшие Средиземноморье с бассейнами Индийского океана через Сирию, Ирак и Восточный Тавр. В зоне Персидского залива в лагунных и мелководно-морских условиях отлагались рифогенные и ракушняковые известняки, мергели, ангидриты, а в условиях большого засолонения – ангидриты, гипсы и каменные соли. Во впадинах Ирана, которые ещё в начале миоцена не потеряли связи с открытым морем, накапливались известняки, а позднее, когда проливы закрылись и моря высохли, в них начали накапливаться континентальные красноцветные молассы. Но переслаивающиеся с обломочными отложениями пачки известняков с фауной свидетельствуют о том, что нормально-соленые воды неоднократно проникали в эти впадины.
В Гималаях среднемиоценовые деформации привели к образованию Главного Центрального надвига, по которому Высокие Гималаи были надвинуты на Низкие, а также к становлению гранитных батолитов. Произошли поднятия и разрастание Центрально-Азиатского орогена, распространившегося на Тянь-Шань, Алтае-Саянскую область, Монголию, Забайкалье и Прибайкалье. В Юго-Восточной Азии, включая Индонезию, происходило становление вулканических дуг и сопровождающих их глубоководных желобов и котловин. В итоге принимает почти современные очертания вся система окраинных морей и островных дуг восточного обрамления Евразийского материка.
В плиоцене в Средиземноморском бассейне, размеры которого сокращались, в условиях нормальной солености вод отлагались карбонатные осадки. В прибрежных зонах они обогащены песчано-глинистым материалом. В глубоководных впадинах осадки представлены турбитидами и карбонатно-глинистыми илами, иногда сапропелевыми. В прогибах Апеннинского полуострова мощность песчано-глинистых осадков достигает 4 км. В Паннонской впадине находился крупный озерный бассейн, в котором накапливались глины, обогащенные углистым веществом. Аналогичные осадки, иногда обогащенные карбонатами, формировались в озерных впадинах, на территории Анатолид, Таврид и в Загросе. На юго-востоке Ирана распространены озерные гипсоносные толщи. В межгорном прогибе Центрального Афганистана накапливалась обломочная моласса. Молассы формировались в межгорных Макранском. Предгималайском прогибах и в Мьянме, а также во впадинах Центральной и Восточной Азии. В ряде мест изливались базальты.
Океаны
Океаны, заложенные в мезозое, палеогене продолжали расширяться. Главным событием палеоцена и эоцена является отделение Гренландии от Евразии с возникновением оси спрединга вдоль подводного хребта Рейкьянис к югу от Исландско-Фарерского порога и раскрытие Норвежско-Гренландского бассейна к северу от этого подводного хребта. Тем самым закончилось формирование Атлантического океана на всем протяжении от Шпицбергена до Антарктиды. Одновременно продолжалось и завершилось расширение Лабрадорского моря и моря Баффина между Северной Америкой и Гренландией. Процессы спрединга сопровождались мощными излияниями базальтов, особенно на окраинах Гренландии и Норвегии, а также в Брито-Арктической провинции в целом. К эоцену относится и формирование Евразийской котловины Северного Ледовитого океана с осью спрединга вдоль подводного хребта Геккеля.
В Индийском океане происходит отделение Сейшельского микроконтинента от Индостана и заканчивается оформление Аравийско-Индийского спредингового хребта. На юго-западе Тихоокеанской области в результате спрединга оформляется восточная окраина Австралии. Общее погружение охватило центральную часть Тихого океана, заложился ряд впадин на его окраинах. В течение палеогена молодые океаны – Индийский, Атлантический, Северный Ледовитый – продолжают расширяться и углубляться. Для них всех характерны пассивные окраины.
Палеогеновые отложения широко распространены на дне океанов. Они отсутствуют только в зонах, примыкающих к современным срединно-океаническим хребтам. По данным глубоководного бурения в Атлантическом и Индийском океанах палеогеновые отложения являются мелководными или образовавшимися в верхней части батиали.
Среди океанических осадков палеоцена широко развиты карбонатные фораминиферо-кокколитовые илы, большую площадь занимают кремнистые радиоляриевые и диатомовые илы. Основная масса терригенных осадков (пески, алевриты и глины), поступавшая в результате размыва континентов, отлагалась в эпиконтинентальных и краевых морях. Андезитовый вулканизм проявлялся в активных зонах, окаймлявших с юга Евразию и с запада Северную и Южную Америку. В отложениях палеоцена наблюдается множество перерывов, вызванных малыми скоростями седиментации и последующими размывами.
Атлантический океан в палеоцене несколько расширился по сравнению с его размерами в позднем мелу, а осадконакопление было преимущественно карбонатным. В Северо-Американской и Европейской котловинах отлагались глубоководные глины, на плато Роколл был проявлен интенсивный вулканизм. Контуры Индийского океана заметно отличались от современных. Восточную его часть занимал обширный и устойчивый глубоководный бассейн, в котором накапливались красные глубоководные пелагические глины. На западе вдоль побережья Африки располагались небольшие глубоководные впадины, заполнявшиеся продуктами размыва пород континента. В центральной части океана находились срединно-океанический хребет и обширная зона относительно небольших глубин. Кремнистые илы накапливались вдоль окраин северных континентов. В Тихом океане наиболее мощные осадки формировались вблизи экватора.
К концу эоцена появились проливы между Австралией и Антарктидой, между Антарктидой и Южной Америкой, что изолировало Антарктиду от более тепловодной части земного шара. Атлантический океан в эоцене становится более глубоким и широким. Глубоководные осадки появляются в его южной части. В Индийском океане среди терригенных осадков отмечается первично эоловый материал, принесенный с континентов. На активных окраинах Тихого океана широко развиты вулканогенные процессы, формирование островных дуг и задуговых морей.
В олигоценовую эпоху продолжается расширение Атлантического океана. В результате снижения уровня карбонатной компенсации, области накопления карбонатных илов существенно расширились и охватили склоны океанических котловин. Соответственно снижаются объемы абиссальных илов и кремнистых осадков. Возрастают площади распространения гемипелагических осадков, особенно глинистых турбитидов. Продолжает увеличиваться площадь Тихого океана. Возрастают объёмы гемипелагических, в том числе наиболее распространенных турбитидных осадков, но сокращается роль кремнистых.
Общее углубление охватило абиссальные котловины Тихого океана. В них продолжали накапливаться глубоководные глины. Значение кремнистых илов в зоне высокой биопродуктивности, располагавшейся в приэкваториальных зонах, снижается. Одновременно возрастает интенсивность карбонатонакопления. Кремнистые осадки, в частности диатомово-радиоляриевые илы, отлагались как на севере, так и на юге Тихого океана, в приантарктической части. На западе Тихого океана раскрывается Каролинский бассейн, продолжается развитие Алеутской дуги. В Западно-Филиппинском бассейне формировались красные глубоководные глины с примесью вулканического материала. Начинается раскрытие Восточно-Филиппинского бассейна, на дне которого отлагаются маломощные карбонатные илы. Активно развивается вулканическая Бонин-Марианская дуга, где преобладают андезитобазальтовые и андезитовые серии, а на склонах накапливаются турбитиды с примесью вулканического материала.
На севере Новой Гвинеи возникает также вулканическая дуга, продолжающаяся к востоку и переходящая в систему вулканических дуг Меланезии. Мощность островодужных вулканитов, представленных андезитами, базальтами, и осадочных пород достигает 1,5 км. В южной части вулканической дуги Соломоновых островов – Новых Гебрид в глубоководных условиях отлагались красные глины и происходили внедрение ультрабазитов и излияния толеитовых базальтов. Крупные излияния последних характерны для Новой Каледонии.
Все океаны к началу неогена по очертаниям близки к современным. В них формировались абиссальные впадины, глубоководные желоба, батиальные холмистые равнины, продолжалось развитие срединно-океанических хребтов. По палеомагнитным (преимущественно) данным неогеновые и четвертичные отложения в пределах срединно-океанических хребтов и соседних с ними площадей залегают прямо на базальтах ложа океанического дна, что подчеркивает молодость океанического дна в этих районах.
Атлантический океан в миоцене продолжал расширяться. Существенно усилился подводный вулканизм, сопровождаемый изменением глубины и возникновением новых подводных гор. Увеличиваются площади накопления карбонатных илов и мелоподобных осадков на склонах срединного хребта, что, скорее всего, было связано со снижением уровня карбонатной компенсации. Увеличивается роль кремненакопления. Особенно большие площади развития диатомовых и радиоляриевых илов в котловинах Центральной Атлантики. Широко развиты гемипелагические осадки, представленные глинистыми турбитидами. В Карибском бассейне отлагались карбонатно-глинистые илы.
В плиоцене в Атлантическом океане сокращаются площади накопления красных глин, расширяются зоны формирования карбонатных илов, что свидетельствует о снижении уровня карбонатной компенсации. Исчезает область кремненакопления в зоне апвеллинга у северо-западной окраины Африки. Основная область кремненакопления сохраняется только в южных полярных широтах. В высоких широтах Северного и Южного полушарий появляются гляциально-морские глинистые турбитиды. Впервые они отлагаются в Норвежско-Гренландском бассейне и в Баффиновом море.
Индийский океан углубляется и расширяется. Вследствие усиления циркумантарктического течения и увеличения сноса обломочного материала с Антарктиды в Африкано-Антарктической котловине возрастает площадь накопления глинисто-кремнистых илов и гляциально-кремнистых осадков. Увеличивается снос в Сомалийскую и Мадагаскарскую котловины. Возникает небольшая по размерам приэкваториальная зона повышенной кремнистой продуктивности в Центральной и Западно-Австралийской котловинах. Темп карбонатности увеличивается на океанических поднятиях, одновременно возрастает мощность красных абиссальных глин в Маскаренской и Западно-Австралийской котловинах. Возникают новые подводные горы в Коморском архипелаге. На плато Кергелен и в Западно-Австралийской котловине изливаются базальты.
В плиоцене в Индийском океане увеличивается площадь экваториальной зоны кремненакопления. На севере океана площадь подводных конусов выноса Инда, Ганга, Брахмапутры увеличивается. Возрастает роль глинистых турбитидов и гляциально-морских отложений в Австралийско-Антарктической котловине.
В Тихом океане широкое распространение получают красные глины. В прибрежных частях кремнистые илы ассоциируют с разными типами осадков и получают циркумтихоокеанское распространение. На юге океана возрастает скорость отложения гляциально-морских турбитидов и глин. Одновременно с ними возникает большое число подводных гор вулканического происхождения. Расширяются области накопления красных абиссальных глин. Выделяются широтные зоны повышенного кремненакопления как на экваторе, так и в высоких широтах. Увеличивается площадь гляциально-морских турбитидов в Приантарктической области. Продолжают накапливаться вулканомиктовые турбитиды, кремнистые илы и туфы на северо-западе океана. Формируются вулканы Гавайской цепи, Каролинского поднятия, хребта Наска и подводных гор к северо-западу от хр. Хуан-де-Фука. Крупные вулканы возникли в Бонин-Марианской дуге.
В пределах глубоководных впадин, на их склонах и шельфах Северного Ледовитого океана отлагались глинистые гляциально-морские и глинисто-алевритовые осадки. В конце плиоцена появились морские льды, закрывшие поверхность океана.
