Историческая геология

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 Красного 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. Большекавказско-Копетдагский 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 в. зонах субдукции; исключение составляет Восточное Средиземноморье (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 эоцеиа 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 Антильско-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. Вдол'1 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 гемипелагическими глинами и известковыми илами, красными глубоководными глинами и серо-зелеными глинами. В Аргентинской котловине присучствуют красные цеолитовые и зеленовато-серые глины. В Южной Атлантике возрастает роль гемипелагичеоких 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 и 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 ними образовалась 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 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 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 Антилах 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»

Рис 18.6^ Палеогеографическая реконструкция для олигоценовой эпохи (по В Е Хаину и А Н Балуховскому) Условные обозначения см на рис 93

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 Ерропы через Польско-Припятский прогиб. Центральный Казахстан, Средняя и Южная Сибирь, ВерхояноЧукотская 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 метаморфлзмом, и начинаются деформации их внешних зон. Продолжается рост практически всех покровно-складчатых горных сооружений пояса, до Гималаев на востоке включительно. Начинаегся развитие передовых и тыльных прогибов по их периферии; вначале многие из них представляют относительно глубоководные бассейны с бескислороднымь условиями на дне, т. е. бассейны эвксипского типа. В них накапливаются глинистые толщи, обогащенные органическим углеродом -- менилитовая серия в Предкарпатье, майкопская -- в Восточном Крыму и Предкавказье.

На крайнем юго-востоке пояса, в обрамлении Юго-Восточной Азии, вдоль Суматры и Явы протягивается краевойвулканоплутони"еский 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 Восточноафриканской рифтовой системы в пределах Эфиопии и Кении. Здесь активизируется вулканизм. Вулканизм щелочно-базальтового состава проявляется также в нижнем течении Нила, в Восточной Австралии и Западной Антарктиде. Из крупных внутриконтинентальных впадин продолжает опускаться Амазонская и возникает впадина в полосе Конго -- Калахари в южной половине Африки.

Разрастается система вулканических дуг Меланезии к северовостоку 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 терригенными 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 гипабиссальные или субвулканические плутоны. На восточной периферии Анд формируется Субандийская система передовых прогибов; временами в них со стороны Тихого океана прорываются морскиеводы.

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 «арбонатонакопления. Кремнистые осадки, в частности диатомово-радиоляриевые илы, отлагались как на севере Тихого океана, так и на его юге, в приантарктической части.

На западе Тихого океана раскрывается Каролинский бассейн. Продолжалось развитие Алеутской вулканической дуги. В Западно-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 андезитобазальтовые 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 толеитовых 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. Палеотемпературпые данные подтверждают существование высоких температур вод и приземной части воздуха в экваториальном и тропическом поясах. В Парижское 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 Кр'ымском 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 ИндоМалайского 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 латернтное и ферриаллитное 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 поздними эпохами засушливость была слабой. Это выразилось в небольшом развитии эвапоритов и эоловых осадков и присутствии среди них прослоев углистых глин и литнитов. 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 тор 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 эпиконтинентальных морей субтропического пояса не превышали 18 °С.

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

В течение эоценовой 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 ферриаллиткыми. 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 гастропбды. В северной и южной зонах комплекс двустворчатых и брюхоногих моллюсков был обедненным, а кораллы и нуммулиты отсутствовали.

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 растигельности 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 (Моанда). Палеогеновый возраст имеют некоторые оолитовые железные руды Северной Америки, юга Западной Сибири и Северного Казахстана.

Крупнейшие месторождения нефти Ирана, Ирака, Центральной Азии (Ферганская, Афгано-Таджикская впадины) и Венесуэлы сосредоточены в горизонтах палеогенового возраста. В Европе такой возраст имеют некоторые нефтеносные слои Предкарлатья 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 Закарпатье.

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 Kpvnные 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 внутриконтинентальной 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 -- калабрийский 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 палеомагнитных 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

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(Черноморско)-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 дискоциклнны, но очень обильной стала фауна планктонных фораминифер. Среди бентосных 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 Паратетиса, 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, солоноватоводных, 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 (кокколитофориды). 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-

Рис. 19.1. Характерные представители неогеновых организмов. Двустворчатые моллюски 1а, 16 -- Macira (K--Q); 2 -- Dreissena (N2--Q);

За, 36 -- Didacna (N2--Q); 4a, 46 -- Lymnocardium; 5a, 56 -- Tapes gregana (N^); 6 -- Spondylus tenuispina; 7 *-- Cardita volgensis. Гастроподы: 8 -- Trochus. podolicus (Nf); 9 -- Buccinum; 10 -- Coiius; 11 -- Turntella imbncataria; 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, быки, 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 гоминид 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 зинджанотропу. 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-Индийскогохребта 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 Бетской 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. Ь. Хаину А. Н. Балуховскому, с дополнениями). Условные обозначения см. на рис. 9.3

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 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 «мессинского 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-щелочной ближе к остаточным зонам субдукции на юге, щелочнобазальтовый 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 мощ* ность 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 ПонтоКаспийский 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 югозападном 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 известково-щелочного андезитобазальтового в начале эпохи до более кислого в конце миоцена, 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 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 среднемиоценовой 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-Саянскую область, Монголию, Забайкалье и Прибайкалье.

Серьезные изменения произошли в миоцене в Юго-Восточной Азии, включая Индонезию. К ним относится становление ЗондскоБандской 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 котловпн 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, ЮжноОхотская 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 сравненшо с олигоценом здесь не произошло.

Северо-Американские Кордильеры продолжали воздыматься, этрнчем 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 клавиатуры 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 платобазальтов имели место в бассейне р. Колумбия, южнее и севернее извергались известково-щелочные (ближе к океану), бимодальные и щелочные вулканиты.

Анды испытали в миоцене три 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 воздымание 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 оэерно-дельтовые песчано-глинистые осадки переслаиваются с морскими терригеннокарбонатными 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 лирнитов. На арктической окраине Евразии и в условиях нормальной -солености отлагались глины, а в прибрежной зоне -- паралические 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, Вьетнама и на Малаккском полуострове. Ферганская, Нарынская, Таримская, Цайдамская и ряд других межгорных впадин Средней и Центральной Азии были заняты засолоненными озерами. Здесь в основном осаждались ка.менная 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 насступает 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 -- карбонатно-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 время 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 доздымается 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 и 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 мощ,ные 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 мелоподобных 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 гемипелагические осадки, представленные гличистыми турбидитами. В Карибском бассейне отлагались карбонатно- глинистые илы.

Индийский океан углубляется и расширяется. Вследствие усиления циркумантарктического течения и увеличения сноса ооломочного 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 Мадагаскарскую котловины. Возникает небольшая по размерам приэкваториальная зона повышенной кремнистой продуктивности в Центральной и Западно-Австралийской котловинах. Темп карбонатонакопления 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.