Зальцман И. Г. Проблемы стратиграфии неогена // Сов. геология. 1980. № 6

T

ПЕРИОД

Спрединга вдоль подводного хребта Гаккеля. В Индийском океане происходит отделение Сейшельского микроконтинента от Индоста­на и заканчивается оформление Аравийско-Индийского спрединго- вого хребта, до разлома Оуэн на севере, а также Чагос-Лакка- дивского и Восточно-Индийского неспрединговых хребтов. На се­вере Тихого океана возникает, вероятно уже в конце мела, Алеут­ская вулканическая дуга, в зоне субдукции которой поглощаются северный широтный спрединговый хребет океана и находившаяся к северу от него океанская литосферная плита Кула. Ее реликт сохраняется лишь к северу от Алеутской дуги, в одноименной

ЗАКАВКАЗЬЕ ЗАКАВКАЗЬЕ

КРЫМ

Ы

(АБХАЗИЯ) (АДЖАРО-ТРИАЛ!£ТИ>

Рис. 18.1. Сводные стратиграфические разрезы палеогена. Условные обозначения

порога и раскрытие Норвежско-Гренлаидского бассейна к северу от этого подводного хребта (рис. 18.4 и 18.5). 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. Процессам спрединга в этом регионе сопутствовали мощные излияния 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

восточно - ЕВРОПЕЙСКАЯ ПЛАТФОРМА

ТАДЖИКСКАЯ ВПАДИНА

СЕВЕРО-ВОСТОК РОССИИ

см. на рис. 8.1

24*

Рис, 18.2. Характерные ископаемые остатки палеогеновых организмов. Простей шие: 1а, 16, 1в — Nummulites (Р₂); 2 — Assilina (Pt-i); 3 — Operculina (Кг—

Q). Двустворчатые моллюски: 4 — Cardium (Р—Q); 5 — Spondylus (KZ); 6 —

Chlamys (T—Q); 7 — Glycymeris (KZ). Гастроподы: 8 — Turritella (K—Q); 9 — Cerithium (Кг—Q); 10 — Pleurotoma (p—Q); 11 — Nassarlus (p₂—Q); 12 —

Natica (P—Q): Морские ежи; 13 — Conoclypeus (p₂— N,); 14 — Clypea_Slter (Кг—Q)

Рис. 18.3. Характерные представители кайнозойских млекопитающих: 1 — Hippa- rion (N? —Q₂); 2 — Indricotherium ф₃— N}); 3 — Machairodus (N₂); 4 — Mastodon (Ni); 5 — Mammuthus (Q); 6 — Prozeuglodon (py

восточной впадине Берингова моря. На юго-западе Тихоокеанской области спрединг из Тасманова моря распространяется на север в Коралловое море, завершая оформление восточной окраины Ав­стралийского материка, который тем самым приобретает свои современные очертания.

Почти на всей площади континентов переход от мела к палео­цену и значительная часть палеоцена ознаменовались глубокой регрессией (см. рис. 18.4). Весьма значительной она была в Се-

Рис. 18.4. Палеогеографическая реконструкция для палеоценовой эпохи (по В. Е. Хаину и А. Н. Балуховскому, с дополнениями). Условные обозначения см. на рис. 9.3

верной Америке и Европе, затронув и Баренцево море. В Север­ном море и Западной Сибири сохранились открытые к северу за­ливы; морские условия удержались на юге Восточной Европы — в Причерноморье, Предкавказье и восточнее — в Закаспии (Ту- ране). Эта полоса представляла северную окраину Тетиса. Ос­тальная площадь Евразии оставалась низменной сушей, кроме притихоокеанской зоны.

В течение палеоценовой эпохи в связи с размывом крупных поднятий на севере Тетиса (Бихорский, Родопско-Пелагонийско- Таврский, Центральноиранский и Центральноафганский массивы), а также многочисленных мелких островов в окраинных морях сни­жается роль карбонатных отложений. Шельфовые и относительно глубоководные терригенно-карбонатные отложения формировались в Динаридах, Понтидах, Анатолидах, на Малом Кавказе, Эльбру­се и на других территориях. Карбонатные отложения тяготеют к южному борту океана Тетис.

В палеоцене флишевые прогибы в пределах Тетиса продолжа­ют развиваться. Новый флишевый прогиб возникает в Анатоли-

Рис. 18.5. Палеогеографическая реконструкция для эоценовой эпохи (по В. Е. Ха- ину и А. Н. Балуховскому, с дополнениями). Условные обозначения см. иа

рис. 9.3

дах. Его продолжением был бассейн, расположенный в Загросе. Интенсивность вулканизма снижается. Остаточный островодужный вулканизм продолжался в Восточном Понте, Аджаро-Триалетах и на Малом Кавказе. Наряду с излияниями риолитов, базальтов и дацитов и формированием туфов в отдельные отрезки времени на­капливались карбонатные и терригенные осадки. Вулканические извержения происходили в Загросе, Центральном Иране, Белуд­жистане, на юго-востоке Афганистана и на Памире.

На западе Мьянмы и на Андаманских островах продолжалось накопление флиша. На Калимантане, представлявшем собой ти­хоокеанскую окраину, отлагались песчано-глинистые, в том числе и флишевые, толщи. Карбонатные и терригенно-карбонатные как шельфовые, так и относительно глубоководные осадки формиро­вались на Сулавеси и на юге Филиппин. Флишоидные серии отла­гались от о. Тайвань до Камчатки. Вблизи Камчатско-Корякской активной окраины островодужный вулканизм (образования пред­ставлены андезитами, базальтами и кремнистыми породами) со­четался с накоплением терригенных, туфогенных, в том числе и

флишевых, толщ. В палеоцене формируется островодужная систе­ма Новых Гебрид, Фиджи, Лау, Тонга-Кермадек. Здесь на океан­ской коре отлагались кремнистые породы и изливались базальты, андезиты и риолиты.

Образованием узкого Норвежско-Гренландского спредингового бассейна в палеоцене завершилось формирование Атлантического океана. Продолжался спрединг в Баффиновом бассейне. Во вновь возникших впадинах отлагались гемипелагнческие турбидиты и глинистые осадки с небольшой долей карбонатных илов. В южном направлении количество последних возрастает, и широкое развитие они получают южнее 53° с. ш. В связи с существенным снижением объема, терригенного материала, сносимого с континентов, в Цент­ральной и Южной Атлантике сокращается площадь накопления турбидитов и гемипелагических илов. Снизилась активность под­водной вулканической деятельности.

Одной из важных палеогеографических особенностей было сни­жение высоты срединно-океанского хребта в Атлантике при со­хранении высокого положения уровня карбонатной компенсации. При продолжающемся общем погружении океанской впадины это привело к возрастанию площадей накопления абиссальных крас­ных и других бескарбонатных глин.

Кремнистые осадки, гемипелагнческие глины и турбидиты от­лагались в Марокканской и Канарской котловинах. Кремнисто- карбонатные илы формировались на поднятии Риу-Гранди, а на- нофораминиферовый мел и карбонатные турбидиты — на Китовом хребте.

Распространение красных абиссальных глин в Индийском оке­ане увеличивается за счет сокращения площадей развития карбо­натных осадков. Уменьшаются площади накопления гемипелаги­ческих глин и турбидитов. Сейшельское поднятие продолжало мед­ленно погружаться и в его пределах накапливались кремнистые известняки с глауконитом и мел. К югу от Сейшельского микро­континента возникло Маскаренское поднятие, в пределах кото­рого отлагались мелководные и относительно глубоководные из­вестковые илы и изливались базальты и трахиты.

Общее погружение охватило центральную часть Тихого океана. Оно привело к повышению уровня карбонатной компенсации и видоизменило состав и особенности распределения осадков на его ложе. Увеличились площади накопления красных глубоководных глин. Отчетливо выделяется область высокой биологической про­дуктивности в экваториальной части. К ней приурочено наиболее интенсивное кремне- и карбонатонакопление. Вместе с тем по сравнению с мезозоем количество кремнезема в океанских осадках снижается.

В палеоцене в западной части Тихого океана возникает круп­ный Филиппинский спрединговый бассейн, в пределах которого отлагались красные абиссальные глины.

Котловина Толля—Макарова и Канадская котловина в Аркти­ческом океане продолжают погружаться. В них отлагались геми- пелагические глины и кремнистые илы. В палеоценовую эпоху на­чинается раскрытие океанской котловины Амундсена — Нансена, в которой стали формироваться турбидиты.

В позднем палеоцене начинается трансгрессия; она продолжа­ла развиваться в эоцене, однако не достигла размеров позднеме- ловой. Эоценовая трансгрессия в наибольшей степени ощущается в Западной Европе, на юге Восточной Европы, в Закаспии (Тура- не) и Западной Сибири. Бореальные моря — Северная Атлантика, Карское море — сообщались с Тетисом через проливы в Западной Европе и Тургайский пролив к востоку от Южного Урала. Но большая часть территории Северной Америки, Восточной Европы и особенно Азии, от Центрального Казахстана до Чукотки, оста­валась, как и в палеоцене, сушей, но с отдельными впадинами, занятыми озерами.

Материки гондванской группы также в основном оставались, поднятыми выше уровня океана. Транссахарский пролив сначала превращается в залив Тетиса, а затем и вовсе осушается. В Па­тагонии море регрессирует по сравнению с палеоценом, отступая к атлантическому побережью. В Африке (Камерун и Эфиопия) и Аравии (Йемен) проявился базальтовый вулканизм, представляю­щий начало континентального рифтогенеза Восточно-Африканской системы, а также спрединговых бассейнов Аденского залива и Кра£ного моря. Наземные излияния в Камеруне происходили вдоль крупного разлома, с которым связано формирование вулка­нических островов Гвинейского залива. Отдельные вулканические- центры располагались в Высоком Атласе, на севере Мадагаскара и на шельфовых участках в районе мыса Доброй Надежды. Ин­трузии фонолитов и мелилитов внедрялись к северу и югу от р. Оранжевой.

В области Тетиса палеоценовая регрессия также сменяется трансгрессией с максимумом в среднем эоцене. На обширном пространстве от Балкан до Белуджистана, включая Турцию, Ма­лый Кавказ и Иран, активно проявлялся вулканизм — острово­дужный вдоль зоны субдукции по южному краю Неотетиса, рифтогенный в ее более глубоком тылу. Болыпекавказско-Копет- дагский бассейн продолжает заполняться осадками, в основном флишем. Флиш получает широкое распространение и в более за­падных и восточных районах Средиземноморского подвижного- пояса, а в его южном обрамлении по-прежнему широко развиты карбонатные платформы.

В позднем эоцене в развитии Тетиса наступает знаменатель­ный перелом. На востоке происходит столкновение Индостанского обломка Гондваны с южным краем Евразии; морской бассейн здесь замыкается и начинается образование Гималаев (см. рис. 18.5). На западе Иберийская, Апулийская (Адрия), Бихорская, Мезийская, Закавказская микроплиты сближаются с Евразией; с юга их «подпирает» крупная Африкано-Аравийская плита. Спре­динг прекращается, заканчивается поглощение океанской коры «. зонах субдукции; исключение составляет Восточное Средиземно- -морье (моря Ионическое и Леванта, дуги Калабрийокая и Эллин­ская), где этот процесс продолжается до современной эпохи, равно как и вдоль юго-западной окраины Юго-Восточной Азии с ее вул­канической дугой, простирающейся из центральной Мьянмы на Суматру и Яву.

В результате коллизии континентальных блоков в конце эоце­на начинается становление покровно-складчатых горных соору­жений Пиренеи (отсюда название этой эпохи орогенеза — пире­нейская эпоха, или фаза), Бетской Кордильеры на юге Испании, Эр-Рифа и Телль-Атласа на севере Магриба, Альп, Апеннин, Динарид-Эллинид, Балканид, Малого Кавказа. Более слабыми были поднятия в Карпатской и Большекавказской системах; о них свидетельствует изменение характера седиментации — смена флиша эвксинскими (темноцветные осадки относительно глубо­ководных полузамкнутых бассейнов с сероводородным заражени­ем) фациями и появление мощных олистостром. Все эти события привели к коренным изменениям палеогеографической обстанов­ки. Тетис как единый океанский бассейн перестал существовать и распался на остаточный бассейн Восточного Средиземноморья (Ионическо-Левантийский), сообщавшийся с Атлантическим и Индийским океанами, и находившийся восточнее и севернее бассейн Паратетиса, временами вступавший в связь со Среди­земноморским. Паратетис простирался от предгорий Альп, Кар­пат и Динарид на западе до Каспия и Арала на востоке.

Крупные изменения произошли в Меланезии. Активно развива­ется островодужная система Соломоновы острова —- Новые Геб­риды. К востоку от нее заложились глубоководные желоба. Про­должается расширение Новогебридского задугового бассейна, и увеличивается глубина Тасманова и Кораллового морей. Возни­кает бассейн с корой океанского типа и к югу от о. Новая Бри­тания.

Видоизменились окраины Атлантического океана. В Антиль- ско-Карибской области крупные островные поднятия оказались вовлеченными в новые погружения. Образовался трансформный глубоководный трог Кайман и одновременно с ним формируется сложная система узких прогибов.

В течение эоценовой эпохи продолжалось расширение Атлан­тического океана. Особенно это касается Норвежско-Гренландско­го бассейна, где отлагались глинисто-турбидитные толщи. Вдоль восточной окраины на плато Веринг широко распространены диа­томовые илы. Мощные подводные излияния привели к образо­ванию базальтового фундамента Канарских островов. Продолжа­лись извержения и возникли новые вулканические постройки в Новоанглийокой зоне подводных гор. Значительно расширились площади накопления кремнистых отложений в котловинах Цент­ральной Атлантики. Они накапливались в ассоциации с гемипе- лагическими глинами и известковыми илами, красными глубоко­водными глинами и серо-зелеными глинами. В Аргентинской кот­ловине присутствуют красные цеолитовые и зеленовато-серые глины. В Южной Атлантике возрастает роль гемипелагических осадков.

Продолжается расширение Индийского океана. Увеличиваются в размерах Чагос-Лаккадивское поднятие и Западно-Австралий­ский хребет. Изменение уровня карбонатной компенсации приво­дит к увеличению площади пелагических карбонатов. Усиливает­ся роль подводных течений, приводящих к интенсивному размы­ву и разносу придонного материала. Очень сильно возрастает роль дельтовых н склоновых турбидитов в Бенгальском заливе и вдоль рифтового бассейна, возникшего между Австралией и Антаркти­дой.

Вдоль восточной окраины Евразии, от Чукотки до Калиман­тана, протягивался пояс горных сооружений, на ряде участков, в частности в Сихотэ-Алине, Японии (о. Хонсю) и на юге Кореи, сопровождаемый вулканическими проявлениями. В тылу этого пояса в Северо-Восточном Китае и Хабаровском крае развива­лась континентальная рифтовая система, а в океане к востоку от него — энсиматические вулканические дуги. Помимо возникших ранее Олюторской, Камчатской и Курильской дуг в эту эпоху юж­нее появились дуги Филиппинская и Кюсю-Палау; между нимиоб- разовалась Западно-Филиппинская глубоководная впадина. Фи­липпинская дуга продолжалась к югу до о. Сулавеси; между ними и Калимантаном в эоцене возникла тыльно-дуговая впадина — так называемое, море Сулавеси. Гирлянда энсиматических вулкани­ческих дуг (о-ва Соломоновы, Вануату и др.) возникла на восточ­ном обрамлении Австралии, в Меланезии, а в их тылу зародилась система окраинных морей. В конце эоцена произошло надвигание, обдукция коры этих морей на континентальную кору Новой Гви­неи, Новой Каледонии и о. Северный Новой Зеландии.

По другую сторону Тихого океана, в Андском поясе, сначала происходит снижение тектономагматической активности, связан­ной с ларамийской эпохой орогенеза, и нарастание погружений, но затем, начиная с конца среднего и особенно в позднем эоцене, проявляется новый и очень мощный импульс орогенеза, получив­ший название инкской фазы (от индейского племени инков, на­селявших Центральные Анды в древности). В Северных Андах ею создана современная система антиклинориев, выраженных хреб- тами-кордильерами, и разделяющих их синклинориев —• межгор­ных прогибов; поднятия не затронули лишь самую западную, при- тихоокеанскую 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 лара- мийским орогенезом. Но вулканизм — извест-ково-щелочной бли­же к океану и щелочной в удалении от него — продолжается с не­которыми перерывами на всем пространстве от Аляски до Панам­ского перешейка и Колумбии, смыкаясь здесь с андским, а также в Антильской дуге. На северо-востоке вулканический пояс Аляски смыкается с Чукотским поясом, Алеутская дуга через Командо­ры — с Камчаткой. На обоих флангах, северном и южном, Ан­тильской дуги в позднем эоцене заканчиваются и вулканизм и ос­новные складчато-надвиговые деформации и лишь на Малых Ан- тилах вулканическая деятельность продолжается до современной эпохи.

Итак, ранний палеоген явился некоторой «передышкой» между двумя крупными эпохами высокой тектономагматической актив­ности — ларамийской и пиренейской. Низкий темп поднятий привел к существенному выравниванию поверхности континентов.

События конца эоцена и самой олигоценовой эпохи определя­ют эту эпоху как одну из переломных в истории Земли. Именно в олигоцене структурный план Земли, очертания материков и рас­положение срединных хребтов океанов приобрели вид, уже близ­кий к современному (рис. 18.6). Этому особенно способствовало образование моря Скотия с окончательным отделением Южной Америки от Антарктиды. С олигоцена начала формироваться и современная система горных поясов Земли, причем не только по

периферии Тихого океана и в пределах Тетиса, но и за его преде­лами, в Центральной Азии, до этого довольно длительное время представлявшей пенепленизированную сушу, а на периферии — мелкое море. Большое значение имело и падение уровня океана, наибольшее за фанерозой, вызвавшее осушение большей части площади эпиконтинентальных морей. Зато на западе Тихого океа­на возникают новые окраинные моря, а в Западной Европе и Вос­точной Африке образуются крупные континентальные рифтовые системы.

Молодые океаны — Атлантический, Индийский, Северный Ле­довитый (Евразийская котловина) — продолжают расширяться и углубляться. В Тихом океане Восточно-Тихоокеанское поднятие все более приближается к американским берегам и в районе Кали­форнии ось спрединга этого поднятия исчезает под надвигающей­ся Северо-Американской плитой, оттесняемой расширением Ат­лантики. На западе этого океана заканчивается спрединг вдоль Западно-Каролинской широтной зоны.

Олигоценовая регрессия особенно ярко проявилась в Запад­ной и Восточной Европе и Западной Сибири. В Западной Европе наиболее устойчиво погружался, как и прежде, Североморский бассейн. Начинается развитие рифтовой системы', протягиваю­щейся от низовьев Рейна к дельте Роны; ее наиболее интенсивно опускающимися звеньями были грабены Верхнерейнский и Брес. Остаточные моря Средней Европы постепенно утрачивают связь с морями юга Восточной Европы через Польско-Припятский прогиб. Центральный Казахстан, Средняя и Южная Сибирь, Верхояно- Чукотская область, Монголия, в начале эпохи представлявшие низкие денудационные равнины, к концу эпохи втягиваются в под­нятия. Продолжается развитие Восточно-Азиатской континенталь­ной рифтовой системы. В области Южно-Китайского моря конти­нентальный рифтогенез перерастает в спрединг; формируется глу­боководная котловина этого моря. Начинается раскрытие между­говой Восточно-Филиппинской впадины. Система вулканических дуг продолжает обрамлять Евразию на востоке, от Корякин и Камчатки и через Курилы и Идзу-Бонин-Марианскую дугу, от­делившуюся от дуги Кюсю-Палау, на юг до Филиппин включи­тельно.

В Средиземноморском (Альпийско-Гималайском) 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, т. е. бассейны эв- ксинского типа. В них накапливаются глинистые толщи, обогащен­ные органическим углеродом — менилитовая серия в Предкар- патье, майкопская — в Восточном Крыму и Предкавказье.

Все о геологии https://geo.web.ru/

На крайнем юго-востоке пояса, в обрамлении Юго-Восточной Азии, вдоль Суматры и Явы протягивается краевой вулканоплу­тонический пояс.

В олигоцене волна орогенеза, вызванная столкновением Индо­стана с Евразией, начинает распространяться на Центральную Азию, включая Гиндукуш, Памир, Куньлунь и Тянь-Шань (см. рис. 18.6).

На гондванских материках уже прочно установился континен­тальный режим, морские условия сохранялись лишь по их перифе­рии, за пределами современной береговой линии. Заметное иск­лючение составляют лишь Патагония и северо-восточные окра­ины Африки и Аравии. В противоположность Евразии рельеф этих материков продолжает снижаться. Начинается развитие Восточно- Африканской рифтовой системы в пределах Эфиопии и Кении. Здесь активизируется вулканизм. Вулканизм щелочно-базальтово- го состава проявляется также в нижнем течении Нила, в Восточ­ной Австралии и Западной Антарктиде. Из крупных внутрикон- тинентальных впадин продолжает опускаться Амазонская и воз­никает впадина в полосе Конго — Калахари в южной половине Африки.

Разрастается система вулканических дуг Меланезии к северо- востоку и востоку от Новой Гвинеи и Австралии, с системой ок­раинных морей в их тылу. Раскрывается южная котловина моря Фиджи. Затухает зона субдукции по северной и северо-восточной периферии Меланезийской системы дуг и развивается аналогичная зона по ее южной периферии; она составляет теперь главную зону конвергенции между Тихоокеанской и Индо-Австралийской плита­ми. В общем по всему западному обрамлению Тихого океана как с азиатской, так и с австралийской стороны вырисовывается тот тип активных окраин, который характерен и для современной эпо­хи, получивший название западно-тихоокеанского.

Другой тип континентальных окраин, именуемый андским, окончательно складывается на восточной, американской, перифе­рии Тихого океана. Северо-Американокие Кордильеры испытыва­ют общее сводовое поднятие, а в притихоокеанской зоне, в полосе от Южной Аляски до Калифорнийского полуострова и Панамского перешейка на юге, проявляются складчатые деформации. Магма­тизм несколько ослабевает по сравнению с магматизмом в эоцене в северной половине Кордильер. Известково-щелочной вулканизм к востоку, с удалением от зоны субдукции, сменяется базальтовым повышенной щелочности или бимодальным.

В Северных Андах происходит заложение крупных межгорных прогибов, заполненных относительно глубоководными терриген- ными осадками. В Центральных и Южных Андах продолжается развитие краевого вулканоплутонического пояса, в обрамлении ко­торого накапливаются грубые молассы, наиболее мощные в тыль­ном грабен-прогибе на территории Перу и Боливии. Как и в Се­верной Америке, известково-щелочные вулканиты сменяются к востоку толеитовыми или щелочными базальтовыми. Из интрузий вместо более ранних крупных батолитов образуются мелкие типа- биссальные или субвулканические плутоны. На восточной перифе­рии Анд формируется Субандийская система передовых прогибов; временами в них со стороны Тихого океана прорываются морские- воды.

В олигоценовую эпоху продолжается расширение Атлантичес­кого океана. В результате снижения уровня карбонатной компен­сации области накопления карбонатных илов существенно расши­рились и охватили склоны океанских котловин. Соответственно снижаются объемы абиссальных илов и кремнистых осадков. Возрастает площадь распространения гемипелагических осадков, особенно глинистых турбидитов.

Продолжает увеличиваться площадь Индийского океана. Воз­растают объемы гемипелагических, особенно турбидитных осад­ков, но сокращается роль кремнистых.

Общее углубление охватило абиссальные котловины Тихого океана. В них продолжали накапливаться глубоководные глины. Значение кремнистых осадков в зоне высокой биопродуктивности,, располагавшейся в приэкваториальной части, снижается. Одно­временно возрастает интенсивность карбонатонакопления. Крем­нистые осадки, в частности диатомово-радиоляриебые илы, отла­гались как на севере Тихого океана, так и на его юге, в приантарк- тической части.

На западе Тихого океана раскрывается Каролинский бассейн. Продолжалось развитие Алеутской вулканической дуги. В Запад- но-Филиппинском бассейне формировались красные глубоковод­ные глины с примесью вулканического материала. Начинается раскрытие Восточно-Филиппинского бассейна. На его дне стали отлагаться маломощные карбонатные илы. Активно развивается вулканическая Бонин-Марианская дуга. Здесь преобладают анде- зитобазальтовые и андезитовые серии, а на склонах накапливают­ся турбидиты с примесью вулканогенного материала.

На севере Новой Гвинеи возникает 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 излияния ультрабазитов и толеито- вых базальтов. Крупные излияния толеитовых базальтов харак­терны для Новой Каледонии.

18.4. КЛИМАТИЧЕСКАЯ И БИОГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ

В течение палеогенового периода существовали экваториаль­ный, два тропических, два субтропических пояса, а во время прогрессивно развивавшегося похолодания в олигоцене к ним до­бавились два умеренных пояса. В конце олигоцена в Антарктиде возникли условия холодного климата и началось покровное оле­денение. Палеотемпературные данные подтверждают существо­вание высоких температур вод и приземной части воздуха в эк­ваториальном и тропическом поясах. В Парижском бассейне тем­пературы в палеоцене составляли 24—26°С. Близкие температу­ры характерны для экваториальных районов Северной Америки и Тихого океана. Высокие температуры, порядка 24—26°, наб­людались в Крымском и Закавказском бассейнах.

Подобные температуры способствовали интенсивному вывет­риванию. Реликты каолинитовых и латеритных кор выветривания и продукты их ближайшего переотложения известны в Калифор­нии, на Бразильском щите, в Африке, Индии и на о-вах Индо- Малайского архипелага. Мощные латеритные коры выветривания формировались на Бразильском и Леоно-Либерийоком щитах, на Индостанской и Австралийской платформах. В экваториальном поясе росли вечнозеленые влажные леса, обладавшие определен­ным сходством с современными экваториальными лесами Амазо­нии и Экваториальной Африки.

Влажные тропические условия в Северном полушарии сущест­вовали на территории США, в Западной Европе, в центральных и южных областях Восточной Европы, на западе Азии и в Китае. В южной зоне, северного тропического пояса произрастали влаго­любивые вечнозеленые леса и происходило латеритное и ферриа- ллитное выветривание.

Южный тропический пояс охватывал юг Африки, часть Южной Америки и центральные районы Австралии.

В Северном полушарии аридный климат господствовал на юге Западной Сибири, в Северной Африке, на Ближнем и Среднем Востоке, в Северной Азии, Южном Казахстане, в западной Монго­лии, на юге США и в Мексике. По сравнению с более ранними и лоздними эпохами засушливость была слабой. Это выразилось в небольшом развитии эвапоритов и эоловых осадков и присутст­вии среди них прослоев углистых глин и лигнитов. На низменнос­тях росла саванная растительность. На основании расчетов коэф­фициентов ксерофильности, общее количество атмосферных осад­ков вряд ли превышало 800 мм/год. Сухой сезон длился не более трех месяцев.

Субтропический климат господствовал на севере США, юге Канады, севере Восточно-Европейской платформы, в Западной Сибири, Монголии и Северном Китае, на Дальнем Востоке и в Японии. Наряду с вечнозеленой растительностью большим разви­тием пользовалась широколиственная. В составе кор выветрива­ния меньшую роль, чем в других климатических поясах, играет каолинит, а минералы свободного глинозема встречаются редко.

В Южном полушарии субтропические условия существовали на крайнем юге Чили и Аргентины, в Южной Австралии и Новой Зеландии. Средние температуры приповерхностных вод эпиконти- нентальных морей субтропического пояса не превышали 18 °С. 384

Вероятно, условия, близкие к умеренному климату, господст­вовали на крайнем севере Северо-Американского континента, в Восточной Сибири и на Камчатке.

В течение эоденовой эпохи размеры экваториального и тропи­ческого поясов сильно расширяются и далеко -к приполярным рай­онам смещаются условия субтропического климата (рис. 18.7). Это было связано с развитием общего потепления, охватившего планету. В сторону полюсов мигрируют теплолюбивые животные и растения, смещаются процессы карбонато- и рифообразования. Такие типично тропические организмы, как нуммулиты, обитали не только в океане Тетис, но и в эпиконтинентальных морях, за­ливавших Западную и Юго-Восточную Европу, Австралию и Но­вую Гвинею. Ареал обитания нуммулитов совпадает с ареалом кораллов и орбитоидов. Во всех районах обитания этих животных средние температуры составляли 24—25 °С.

В течение олигоценовой эпохи существенно сократился ареал обитания теплолюбивой фауны. Сузились площади развития теп­лолюбивой флоры, каолинитовых и латеритных кор выветрива­ния (рис. 18.8). Латеритообразование сосредоточилось в проме­жутке между 20—30 ° с. и ю. ш. В тех районах, где еще в эоцене формировались латеритные коры выветривания, они начали раз­мываться, а вновь образованные коры стали аллитными или фер- риаЛлитными. Эти и другие данные свидетельствуют о похолода­нии.

В олигоцене возник не известный с конца палеозоя умеренный и умеренно-холодный тип климата. Его роль с течением времени все возрастала. В областях умеренного климата росли листопад­ные леса. Средние январские температуры составляли —10°, а средние летние — + 24°С. Годовая сумма атмосферных осадков достигала 1000 мм. В конце олигоцена в умеренных лесах исчезли представители теплолюбивой флоры и ведущую роль стали играть хвойные и мелколистные породы деревьев.

Умеренно-холодный тип климата в олигоцене существовал только на крайнем юго-западе Австралии и в Антарктиде. В мо­рях этой области обитали только эвритермные и холоднолюбивые формы моллюсков. Температуры среды их обитания составляли 12—14 °С. Понижение температур в Антарктиде в олигоцене было настолько сильным, что там появились горные, а затем и покров­ные ледники. Среднегодовая температура у побережья Восточной Антарктиды понизилась и составляла всего —4 °С.

В палеогеновом периоде исходя из распространенности пред­ставителей животного мира выделяются три зоогеографические об­ласти: Средиземноморская, или тропическая, Северная и Южная. В Средиземноморской, которая охватывала все экваториальные и тропические моря, широким распространением пользовались нум­мулиты, кораллы, толстостворчатые гигантские моллюски и гаст- роподы. В северной и южной зонах комплекс двустворчатых и брюхоногих моллюсков был обедненным, а кораллы и нуммулиты отсутствовали.

25-1164

190 150 «О 90 60 30 0 30

90 150 150 180 150'

150 120 90 60 30

30 60 90 120 150 WO

РИС- 18.7. Климатическая зональность материков в эоценовую эпоху (по Н. Л. Ясаманову). Условные обозначения см. на

рис. 9.5

►о «1

150_________ ПО 90 60____________ 30 О 30 ео 00 120 150

150 120

60 30

О 60 90 120

150 180

Рис. 18.8. Климатическая зональность материков в олигоценовую эпоху (по Н. Д. Ясаманову). Условные обозначения см. на рнс. 9.5

Близкая зональность установлена по распространенности рас­тительности. Вечнозеленая тропическая растительность произрас­тала почти на всей территории Европы, Центральной и Южной Азии в палеоцене и эоцене. Ареал развития такой растительности очерчивает области тропического и ослабленного тропического климата. Умеренные условия существовали в северной и южной зонах, где росли хвойные и хвойно-широколиственные леса. Они занимали значительные части Северной Азии, Арктику и Антарк­тиду. Происшедшее в олигоцене похолодание вызвало существен­ное сокращение ареала развития тропических представителей жи­вотного и растительного царств.

18.5. ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ

В палеогене были сформированы крупнейшие месторождения "бокситов латеритного и латеритно-осадочного происхождения как в пределах платформ, так и в подвижных поясах. Месторождения ■бокситов располагаются в Австралии (п-ов Йорк, побережье за­лива Карпентария), в Африке, на склонах Леоно-Либерийского щита, на Ямайке, в Суринаме, Гайане, в Бразилии, а также в ряде районов Средиземноморского подвижного пояса и прилегающих к нему с севера платформенных областей. К числу последних от­носятся месторождения бокситов Южной Украины, Северного Ка­захстана, Нижнего Приангарья и Западного Прибайкалья.

В олигоценовую эпоху были образованы крупнейшие место­рождения марганца. Среди них месторождения Причерноморья (Никополь), Закавказья (Чиатура) и Западной Африки (Моан- да). Палеогеновый возраст имеют некоторые оолитовые желез­ные руды Северной Америки, юга Западной Сибири и Северного Казахстана.

Крупнейшие месторождения нефти Ирана, Ирака, Централь- нон Азии (Ферганская, Афгано-Таджикская впадины) и Венесу­элы сосредоточены в горизонтах палеогенового возраста. В Евро­пе такой возраст имеют некоторые нефтеносные слои Предкар- латья и Предкавказья и месторождения газа Ставрополья.

Объектами добычи являются залежи каменного угля на Саха­лине (бухта Угольная), в Японии (о-ва Хоккайдо и Кюсю), на востоке Китая (Фушунь). Интенсивно разрабатываются бурые угли в Германии (Рейнский угольный бассейн), в США (Северная Дакота) и на Украине.

Палеогеновый возраст имеют фосфориты Марокко, Алжира и Туниса. Широко распространены месторождения самородной серы в Иране, на побережье Мексиканского залива, в Боливии, Арген­тине, Чили и Закарлатье.

Крупнейшее месторождение ртути Альмаден в Испании час­тично имеет палеогеновый возраст. Ртутные месторождения па­леогенового возраста известны в Италии, Югославии и России. Значительные запасы урана имеют палеогеновый возраст. Таким месторождением, в частности, является месторождение в штате

Вайоминг в США. Многие залежи.меди в США были образованы в палеогене — это месторождения Юта-Коппер, Бингем и др. Аналогичного возраста являются месторождения меди Чили и Боливии, а также меди и молибдена Перу.

В вулканогенных образованиях Чукотки сосредоточены круп­ные проявления золота и серебра. Палеогеновый возраст имеют свинцово-цинковые месторождения Дальнего Востока, например месторождение Дальнегорск. С гранитами палеогенового возраста связано месторождение графита Сонора в Мексике.

ГЛАВА 19. НЕОГЕНОВЫЙ ПЕРИОД 19.1 СТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ РАСЧЛЕНЕНИЕ И СТРАТОТИПЫ

Неогеновый период начался 23,5 млн лет назад и закончился 1,65 млн лет назад. В качестве самостоятельного стратиграфичес­кого подразделения неоген был выделен австрийским геологом М. Гернесом в 1853 г., но до конца 60-х годов XX в. входил в сос­тав третичной системы. Для неогена до сих пор нет общеприня­тых ярусов. Только в Европе существуют три самостоятельные шкалы. Одна из них установлена для Средиземноморской провин­ции и пользуется наибольшим признанием, а две другие для внут- риконтинентальной Европы, т. е. для центральной и восточной частей Паратетиса. Подразделения неогеновой системы приведены в табл. 19.1.

Корреляция между ярусными подразделениями неогена услов­на и встречает большие трудности. По-разному проводится грани­ца между миоценом и плиоценом. В частности, многие относят понтический ярус к миоцену. Много неясностей с положением гра­ницы неогена и четвертичной системы. Российские исследователи долго предпочитали относить апшеронский ярус к неогеновой сис­теме; ныне он, как и его средиземноморский эквивалент — кала- брийский ярус, считается четвертичным.

Во время работ по глубоководному бурению, начатых с 1968 г. на научно-исследовательском судне «Гломар Челленджер», впер­вые была осуществлена глобальная корреляция кайнозойских от­ложений океанов и материков. Детально разработанные страти­графические шкалы увязывались между собой по комплексам планктонных фораминифер, известкового нанопланктона, радиоля­рий и диатомей, а также на основе сопоставления палеомагнит- ных данных. Палеомагнитные данные, а также определение ра­диометрического возраста вулканических пеплов, способствуют корреляции разнофациальных отложений разных бассейнов.

Название «миоцен», предложенное Ч. Ляйелем в 1841 г. для верхнего подразделения третичной системы, происходит из двух слов: «миос» — малый и «ценос» — новый. Плиоценовыми (до­словно «плиоцен» — более новый) впервые назвал Ч. Ляйель в

Таблица 19.1 Общие стратиграфические подразделения неогеновой системы Номер зон планк­тонных форамини­фер Отдел Подотдел Региональные (местные) ярусы   Средиземно­морье Западный Паратетис Восточный Паратетис   21 18 плноцен верхний пьяченцский румынский акчагыльский (куяльницкий) N2ak(N2kl)   занклнйскнй   иижннй дакийский киммерийский N2k   17 16 миоцен верхний мессинскнй понтический понтический Nip   тортонский паннонский мэотнческнй Njm       сарматский Nisr     средний серравалнй- ский сарматский   13 9 баденский коккскнй Nikn   караганскнй Nikr     лангийский чокракский Njtc   карпатский тарханский N^t     нижний бурднгаль- ский   6 5 оттиангскнй коцахурский N1kz   эггеибургский сакараульскнй N|S     аквнтанский эгерский (верхняя часть) кавказский N'tk

1841 г. отложения, которые завершали третичную систему. Назва­ние региоярусов даны по наименованию стратотипических мест­ностей в Средиземноморье или в отделенных от Средиземного моря бассейнах, известных под общим названием Паратетис, а конкрет­нее — в Венском бассейне (Западный Паратетис) и в Понто(Чер- номорско)-Каспийской области (Восточный Паратетис), где под­разделение неогена было впервые предложено Н. И. Андрусовым и в дальнейшем усовершенствовано.

19.2. ОРГАНИЧЕСКИЙ МИР

Органический мир неогена имеет типично кайнозойский облик, который в конце периода приобретает современные черты. В морях неогена продолжали развитие те же группы организмов, что и в палеогене. Преобладали простейшие, двустворчатые и брюхоногие моллюски, остракоды. Все они имеют важное стратиграфическое значение. Реже, чем в более древних отложениях, обнаруживаются остатки мшанок, губок, кораллов, брахиопод, иглокожих, рыб и водных млекопитающих (рис. 19.1).

В составе фораминиферовой фауны произошли крупные изме­нения. Вымерли нуммулиты, ассилины и дискоциклины, но очень обильной стала фауна планктонных фораминифер. Среди бентос- ных ассоциаций господство принадлежало двустворчатым и брю­хоногим моллюскам, которые в неогене достигли исключительного разнообразия. В морях с нормальной соленостью воды обитали Nucula, Fissurella, Cardita, Venus, Turritella, Cerithium, Conus. В замкнутых опресненных бассейнах, в частности в бассейне Пара- тетиса, известен совершенно иной комплекс моллюсков: Mactra, Congeria, Ervillia, Mytilus, Dreissena, Didacna.

Большим развитием пользуются пресноводные и наземные формы — Unio, Planorbis, Melanopsis, Helix, Viviparis. В конце неогена состав моллюсков практически не отличается от современ­ного состава.

В морях с нормальной соленостью обитали кораллы, но ареал их развития стал сокращаться. Границы развития рифов посте­пенно смещались в сторону экватора. В морях обитали радиоля­рии, губки, иглокожие, мшанки и брахиоподы. В конце неогена их облик приобрел современный вид.

Среди водных позвоночных господствовали костистые рыбы. Их остатки встречаются как в нормально-морских, солоноватовод- ных, так и в пресноводных бассейнах. Много остатков хрящевых рыб. В начале неогена появились ластоногие, тюлени и моржи. Моря неогенового периода характеризовались богатством одно­клеточных водорослей — диатомовых и золотистых (кокколито- фориды). Последние имеют важное стратиграфическое значение.

Сильно меняется состав организмов суши. Особенно глубокие изменения претерпела фауна млекопитающих, которые приспосо­бились к обитанию в густых лесах, лесостепных, степных и полу­пустынных районах. Возникли и широко распространились совре- 14 15

Рис. 19.1. Характерные представители неогеновых организмов. Двустворчатые моллюски: 1а, 16 — Macira (К—Q); 2 — Dreissena (Nj— Q); За. 36 — Didacna (N₂— Q); 4a, 46 — Lymnocardium; 5a, 56 — Tapes gregaria (N®); 6 — Spondylus tenuispina; 7 —• Cardita volgensis. Гастроподы: 8 — Trochus podolicus (Nj); 9 ~ Buccinum; 10— Conus; 11 — Turritella imbricataria; 12 — Helix. Покрытосеменные растения: 13 — Betula (береза); 14 — Laurus (лавр);

15 — Cornus (кизил)

менные семейства и роды хищных, копытных и хоботных. Так, в миоцене появились медведи, гиены, куницы, собаки, барсуки, мас­тодонты, носороги, быкн, овцы, а в плиоцене — ласки, росомахи, слоны, гиппопотамы, олени, гиппарионы (трехпалые лошади) и настоящие лошади.

Приматы в неогене обитали не только в лесах, но и стали ос­ваивать открытые пространства. В верхнемиоценовых отложениях

Европы обнаружены остатки обезьян — дриопитеков, напоминаю­щих современных шимпанзе. Древнейшим представителем гоми- нид считается раманипитек, остатки которого обнаружены в отло­жениях верхнего миоцена Индии и Кении. Много ископаемых ос­татков гоминид описаны из отложений верхнего плиоцена Восточ­ной и Южной Африки. Все они принадлежат разновидностям ав­стралопитека — собственно австралопитеку, парантропу и зинд- жанотропу. Все перечисленные остатки по строению ближе к ске­лету людей, чем любая из современных человекообразных обезь­ян.

Хотя наземная флора неогена по своему составу близка к па­леогеновой, но в ее составе появились ассоциации, сильно напоми­нающие современные. В связи с развитием похолодания состав флоры стал более дифференцированным. Происходит постепенное оттеснение в сторону экватора теплолюбивых форм — пальм, мир­товых, лавровых. В умеренных широтах большое развитие полу­чили тополь, береза, ива, клен, грецкий орех, ель, сосна, пихта и др. Появились и широко распространились в течение неогена лесостепные, степные, таежные и тундровые ассоциации расти­тельности.

19.3. ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ И ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ

УСЛОВИЯ

В течение миоценовой эпохи получают дальнейшее развитие и усиливаются тенденции, наметившиеся в конце эоцена — олиго­цене. Продолжается расширение и углубление Атлантического и Индийского океанов и Евразийской котловины Северного Ледови­того океана (рис. 19.2). Ось спрединга Аравийско-Инднйско^го- хребта преодолевает разлом Оуэн и протягивается в Аденский за­лив, обусловливая его раскрытие. Начинается рифтогенез в Крас­ном море, но он еще не доходит до новообразования океанской коры. Разрастается Восточно-Африканская рифтовая система, в; которой теперь прорисовываются обе ее основные ветви — За­падный и Восточный рифты. В Западном Средиземноморье Кор­сика и Сардиния отодвигаются от южного побережья Франции, что приводит к раскрытию Алжиро-Провансского бассейна. В кон­це эпохи начинается формирование еще одной впадины — Тир­ренской, явившееся следствием отделения Сицилии и Калабрии от Сардинии и их перемещения к юго-востоку.

В становлении покровно-складчатой структуры европейской и североафриканской частей Альпийско-Гималайского пояса очень большое значение имели деформации сжатия конца раннего — начала среднего миоцена, получившие название штирийской фазы орогенеза (Штирия — провинция юго-восточной Австрии). Именно в эту фазу оформилась шарьяжная структура внешних зон Бет- ской Кордильеры, Магребид, Эр-Рифа, Телль-Атласа, Апеннин, Динарид, Эллинид, Карпат и смежных крыльев их передовых прогибов. После этой фазы растяжение во внутренних частях

Рис. 19.2. Палеогеографическая реконструкция для миоценовой эпохи (по В, Е. Ханну А. Н. Балуховскому, с дополнениями). Условные обозначения см.

на рис. 9.3

альпийского пояса привело к началу образования Венской, Пан- нонской и Трансильванской впадин, вошедших в состав Парате- тиса, а также Эгейской впадины. А закрытие проливов вдоль пе­редовых прогибов Бетской Кордильеры и Эр-Рифа и поднятие Гибралтарской дуги привело к отделению Средиземного моря от Атлантического океана. Вместе с прекращением связи с Индий­ским океаном это послужило причиной так называемого «мессин- ского кризиса солености» — в условиях жаркого и сухого климата замкнутый Средиземноморский бассейн подвергся энергичному испарению, уровень его резко понизился, в остаточном водоеме накопилась мощная соленосная толща.

В ряде районов этой части альпийского пояса, в Магребидах, внутренних зонах Апеннин, Динарид, Эллинид, в районе Паннон- ской впадины в миоцене проявляется вулканизм — известково-ще- лочной ближе к остаточным зонам субдукции на юге, щелочно- базальтовый в удалении от них.

Расположенный на северной окраине Средиземноморья круп­ный бассейн Западного Тетиса превратился в самостоятельный

полуизолированный бассейн, названный Паратетисом. Возвышаю­щаяся над уровнем воды осевая часть Карпат, в том числе и ранее существовавшая флишевая область, подвергается интенсивному размыву. 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 происходи­ли многократные сужение и расширение Западного Паратетиса. Менялись соленость вод, глубина и состав осадков. Западный Па­ратетис прекратил свое 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 тогда воды в нем опреснялись. Помимо Западного Паратетиса Понто- Каспийский бассейн через Нахичеванский пролив связывался с морскими бассейнами, находившимися на востоке Турции и севе­ро-западе Ирана.

В восточной части Альпийско-Гималайского пояса, в частности на Большом Кавказе, главной фазой альпийского орогенеза была не штирийская, а более поздняя — позднемиоценовая (она извест­на как валахская — от румынской исторической области Валахия или роданская — от латинского названия р. Роны). Деформации этой фазы были связаны с быстрым продвижением к северу Ара­вийской плиты, начавшей откалываться от Африки. С этим же процессом связана складчатость внешней зоны хр. Загрос в юго- западном Иране. За фазой сжатия последовала мощная вспышка наземного андезитобазальтового вулканизма на обширной площа­ди азиатской Турции, южного Закавказья и северо-западного Ирана.

В позднем миоцене в пределах Большого и Малого Кавказа возникают горные массивы. В межгорных и предгорных впадинах накапливаются грубообломочные молассы. Одновременно с подня­тием Кавказа усиливаются и ускоряются поднятия Альп, Динарид, Эллинид, Понтид, Анатолид и Таврид. В их пределах активизиру­ются вулканические явления. Состав вулканитов меняется от из- вестково-щелочного андезитобазальтового в начале эпохи до более кислого в конце миоцена, когда стали извергаться риолиты, игним- бриты 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 еще в начале миоцена не потеряли связи с открытым морем, накапливались известняки, а позднее, когда проливы прекратили свое существование и моря высохли, в них стали отлагаться континентальные красноцветные молассы. Но переслаивающиеся с молассами пачки известняков с фауной свидетельствуют о том, что нормально-соленые воды неод­нократно проникали в эти впадины.

В Гималаях мы снова сталкиваемся с проявлениями средне- миоценовой фазы деформаций. К ней здесь относится образование Главного Центрального надвига этой системы, по которому Высо­кие Гималаи были надвинуты на Низкие, а также становление гранитных батолитов Высоких Гималаев — продуктов плавления их кристаллического фундамента.

Продолжающаяся коллизия Индо-Австралийской и Евразий­ской литосферных плит выразилась не только в воздымании Ги­малаев, но и в дальнейшем разрастании Центральноазиатского> орогена, распространившегося теперь на Тянь-Шань, Алтае-Сая:н- скую область, Монголию, Забайкалье и Прибайкалье.

Серьезные изменения произошли в миоцене в Юго-Восточной Азии, включая Индонезию. К ним относится становление Зондско- Бандской вулканической дуги и сопровождающего ее желоба (се­веро-западная часть дуги, до Явы на юго-востоке, возникла рань­ше), образование другой, более короткой и более северной дуги Сулу, обособление в тылу первой из них глубоководных котловин морей Андаманского, Флорес и Банда, а в тылу второй — моря Сулу, а также развитие рифтовых систем, продолжающихся с кон­тинента в Сиамский залив и залив Бакбо Южно-Китайского моря, глубоководная котловина которого заканчивает свое формирова­ние. Индонезийские дуги смыкаются на востоке с Филиппинской дугой, принадлежащей уже восточной окраине Азиатского мате­рика. Эта окраина в миоцене также претерпевает значительные изменения своего структурного плана. Они выражаются в основ­ном в продолжающемся отодвигании вулканических дуг от мате­рика в связи с раскрытием в тылу этих дуг глубоководных впадин окраинных морей. К последним относятся кроме Южно-Китайского моря Восточно-Филиппинская впадина, Японское море, Южно- Охотская и Командорская впадины; в конце эпохи начинается рифтинг в троге Окинава в Восточно-Китайском море. В итоге принимает почти современные очертания вся система окраинных морей и островных дуг восточного обрамления Евразийского ма­терика.

Дальнейшее развитие получила в миоцене и островодужная — окраинноморская система Меланезии в восточном обрамлении Австралийского материка. Крупных преобразований по сравнению с олигоценом здесь не произошло.

'Северо-Американские Кордильеры продолжали воздыматься, тгричем скорость их поднятия резко возросла в позднем миоцене. Вместе с тем возрастает их блоковое расчленение по системе сдви­гов, из которых наиболее широко известен благодаря своей высо­кой сейсмичности сдвиг Сан-Андреас в Калифорнии, а также сбросов. В наиболее широкой части Кордильер образуется струк­турная депрессия области Бассейнов и Хребтов, состоящая из кла^ виатуры горстов и грабенов; на глубине ей отвечают утонение коры и подъем разуплотненной мантии.

После некоторого ослабления вулканизма в раннем миоцене в среднем миоцене в Кордильерах произошла новая мощная его вспышка. Огромные излияния толеитовых и щелочных платоба- зальтов имели место в бассейне р. Колумбия, южнее и севернее извергались известково-щелочные (ближе к океану), бимодальные и щелочные вулканиты.

Анды испытали в миоцене трн импульса складчатости, магма­тизма, метаморфизма, объединенные на юге в тектоническую фа­зу Кечуа. Наиболее мощным из них являлся 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. Фазы вулканизма перемежа­лись с фазами складчатости и метаморфизма.

Значительные площади континентов за пределами орогенов постепенно втягивались в миоцене в поднятия. В Северной Аме­рике началось воздыхание восточной окраины платформы, от Аппалачей до Гренландии. В Евразии поднимается Урал; значи­тельная часть Восточно-Европейской платформы и Сибирская древняя платформа превращаются в возвышенные равнины. Ус­тойчивые погружения сохраняются лишь в Северном море. На юге платформы морские условия чередовались с континентальны­ми. Угленосные и аллювиально-озерные и озерно-дельтовые пес- чано-глинистые осадки переслаиваются с морскими терригенно- карбонатными толщами. В полуизолированных заливах и в лагу­нах формировались эвапориты.

На территории Западно-Сибирской плиты и в Тургайском про­гибе в миоцене преобладали озерно-болотные условия.

В течение миоцена Сибирская платформа превратилась в воз­вышенную равнину. Только в сравнительно узких речных долинах отлагались песчано-галечные осадки. Такого рода отложения из­вестны в бассейне рек Хатанга, Алдан, Ангара, Вилюй, Лена и во впадинах Прибайкалья.

Интенсивные поднятия происходили на Тянь-Шане, на востоке Казахстана, в Алтае-Саянской области, Прибайкалье и Забай­калье, Становом хребте и на Охотском массиве. Расширяются поднятия на Северо-Востоке России. В возникших крупных меж­горных впадинах, многие из которых были заняты озерами и бо­лотами, отлагались терригенные осадки со слоями бурых углей и лигнитов. На арктической окраине Евразии и в условиях нормаль­ной солености отлагались глины, а в прибрежной зоне — парали- ческие угленосные толщи. В пределах Новосибирского плато из­ливались толеитовые базальты. Базальты известны во впадинах Байкальской рифтовой системы, на востоке Сихотэ-Алиня, в меж­горных впадинах Монголии, Китая, Лаоса, Вьетна ма и на Малак- кском полуострове. Ферганская, Нарынская, Таримская, Цайдам- ская и ряд других межгорных впадин Средней и Центральной Азии были заняты засолоненными озерами. Здесь в основном осаждались каменная соль и сульфаты.

На протяжении миоценовой эпохи на Южно-Американской платформе продолжалась трансгрессивная стадия. В процессе этой стадии открывается пролив Дрейка, который непрерывно расширяется. Крупный морской залив возник в раннем миоцене на северо-востоке Бразилии. Он обрамляется аллювиальной низ­менностью. На атлантической окраине трансгрессия в раннем миоцене стала максимальной. Внешняя часть окраины достигла батиальных глубин. В среднем миоцене наступила регрессия. В это время море не только покидает окраины континента, но и нас- ступает сильная денудация возвышенной равнины. Поступающий с нее обломочный материал концентрируется в глубоководном конусе выноса р. Амазонки.

В течение миоцена возникают протяженные и высокие горные хребты и межгорные впадины в Андах. В межгорных впадинах находились озера. В речных долинах накапливались конгломера­ты. Общее погружение охватило тихоокеанскую активную окраи­ну континента. В ее пределах накапливались шельфовые, преиму­щественно глинистые и отчасти песчано-глинистые осадки. В сто­рону континента приморские участки сменялись высокими берего­выми уступами, за которыми находились межгорные впадины, от­дельные вулканические горы и протяженные цепочки вулканов.

После регрессии в конце олигоцена на окраинах Африканского континента вновь расширяются площади омывавших его морских бассейнов. Прошедшие на востоке континента сводовые поднятия послужили причиной смещения с востока на запад континенталь­ного водораздела и более крутого наклона континента в сторону Индийского океана. В конце олигоцена — начале миоцена возник­ли рифтовые системы, образование которых совпало с мощными вулканическими извержениями. Изливались базальты, фонолиты, нефелиниты, трахиты. Во впадинах рифтовой системы накаплива­лись грубообломочные и глинистые осадки. На северо-западной окраине континента отлагались карбонатно-терригенные и гли­нистые толщи. На севере морские карбонатно-терригенные толщи в позднем миоцене сменяются континентальными красноцветами. В Ливии формировались известняки и гипсы, а в Египте — кар- бонатно-глинистые и глинистые толщи. Впадину Красного моря заполняют известняки и мергели. В конце миоцена морской бас­сейн превращается в лагуну, в которой, так же как и в Средизем­ном море, начали отлагаться эвапориты. Связь с Индийским оке­аном установилась только в самом конце миоцена, но в то же вре- зэа мя соединение со Средиземным морем прекратилось. Накопление эвапоритов прерывалось излияниями щелочных базальтов.

Вдоль индийской окраины и на Мадагаскаре происходило накоп­ление карбонатно-глинистых и карбонатно-песчаных толщ. Мощ­ность дельтовых турбидитов во впадине Кисмайо составляет 1,5 км. Карбонатные отложения формировались на юго-западной ок­раине континента. В пределах шельфа Анголы и в Гвинейском заливе отлагались преимущественно глинистые толщи, а в дельте Нигера — угленосные.

В миоцене суша Австралийского континента становится еще более низкой, чем в олигоцене. На востоке продолжали изливать­ся щелочные базальты. На окраинах материка накапливались- карбонатные осадки. Крупное поднятие возникло на Новой Гви­нее. В прогибе к северу от него отлагались турбидиты. Мощный вулканизм происходил в системе дуг Меланезии. Мощность анде­зитов, туфов и пачек известняков достигает 2 км.

Активно воздымается суша Новой Зеландии. В прилегающих прогибах отлагались глины. В Тасмановом море осаждаются крас­ные цеолитовые глубоководные глины и пепловые туфы. В Корал­ловом море отлагались карбонатные илы, в Новогебридском бас­сейне — красные цеолитовые глины и пеплы.

Условия осадконакопления как на Антарктическом континенте, так и в прилегающих зонах океана полностью контролировались материковым оледенением. До позднего миоцена оледенение было горным, а затем ледниками стали покрываться равнины н низ­менности. Возникли тундровые ландшафты. Имеются сведения о том, что континент прошел через несколько фаз дегляциации, ког­да практически полностью исчезали ледниковые покровы. Основа­нием для такого вывода служат находки водорослей и остатков наземной растительности в центре Трансантарктических гор. Об­ломочный материал ледниками и водными потоками выносился с континента и отлагался в прибрежной части океана. На шельфе и континентальном склоне накапливались гляциально-морские осадки и турбидиты с небольшой долей участия кремнистых отло­жений. На суше формировались мощные моренные отложения, ко­торые заполняли глубокие ледниковые долины. На активной окра­ине континента продолжался щелочно-базальтовый наземный вул­канизм. Извержения лав кислого и среднего состава происходили на северо-востоке Антарктического полуострова.

В миоцене продолжалось расширение Атлантического океана. Существенно усилился подводный вулканизм, сопровождаемый из­менением глубины и возникновением новых подводных гор. Уве­личиваются площади накопления карбонатных илов и мелоподоб- ных осадков на склонах срединного хребта, что скорее всего было связано со снижением уровня карбонатной компенсации. Увеличи­вается роль кремнистых осадков. Особенно велика роль диатомо­вых и радиоляриевых илов в котловинах Центральной Атлантики. Широко развиты гемипелагнческие осадки, представленные гли- «истыми турбидитами. В Карибском бассейне отлагались карбо- натно-глиннстые илы.

Индийский океан углубляется и расширяется. Вследствие уси­ления циркумантарктического течения и увеличения сноса ооло- мочного материала с Антарктиды в Африкано-Антарктической котловине возрастает площадь накопления глинисто-кремнистых илов и гляциально-кремнистых осадков. Далеко в Центральную котловину простираются подводные конусы Ганга-Брахмапутры и Инда. Мощность дельтовых турбидитов в приустьевой области сос­тавляет около 4 км. Усиливается снос в Сомалийскую и Мадагас- карскую котловины. Возникает небольшая по размерам приэквато­риальная зона повышенной кремнистой продуктивности в Цент­ральной и Западно-Австралийской котловинах. Темп карбонатона- копления увеличивается в Чагос-Лаккадивском и Восточно-Индий­ском хребтах. 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 Тихом океане широкое распространение получают красные глины. В приконтинентальных частях кремнистые илы ассоцииру­ются с разными типами осадков и получают циркумтихоокеанское распространение. На юге океана возрастает скорость отложения гляциально-морских турбидитов и глин. Одновременно с ними воз­никает большое число подводных гор вулканического происхожде­ния.

На склонах Алеутской дуги отлагались вулканогенные турби­диты, глины, кремнистые илы и пепловые туфы. В пределах Юж- но-Охотской впадины и в котловине Японского моря отлагались глинистые турбидиты 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 тур­бидиты, кремнистые и карбонатные илы и пепловые туфы.

На долю плиоцен-четвертичного времени, т. е. последних шес­ти миллионов лет истории Земли, приходится завершение созда­ния современного структурного плана и рельефа н