Стратиграфическое расчленение неогенового периода

Контрольная работа

по геологии

"Неогеновый период"

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. 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 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.

Таблица 1 Общие стратиграфические подразделения неогеновой системы

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. 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.

Рис. 1. Характерные представители неогеновых организмов. Двустворчатые моллюски: 1а, 16 -- Mactra (К--Q); 2 -- Dreissena (N?--Q); За, 36 -- Didacna (N₂--Q); 4а, 46 -- Lymnocardium; 5а, 56 -- Tapes gregaria (Nj); 6 -- Spondylus tenuispina; 7 -- Cardita volgensis. Гастроподы: 8 -- Trochus podolicus (N^); 9 ~ Buccinum; 10 -- Conus; 11 -- Turritella imbricataria; 12 -- Helix. Покрытосеменные растения: 13 -- Betula (береза); 14 -- Laurus (лавр); 15 -- Cornus (кизил)

Возникли и широко распространились современные 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.

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. 2). Ось спрединга Аравийско-Индийского 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 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.

Рис. 2. Палеогеографическая реконструкция для миоценовой эпохи (по В. Е. Хаину А. Н. Балуховскому, с дополнениями).

В ряде районов этой части альпийского пояса, в Магребидах, внутренних зонах Апеннин, Динарид, Эллинид, в районе Паннонской впадины в миоцене проявляется вулканизм -- известково-щелочной 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 молас-сы, 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 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 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-Саямскую 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, причем 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 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 -- 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, Вьетна ма и на Малаккском 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 -- 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 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 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-морекие 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 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 глияистыми турбидитами. В Карибском бассейне отлагались карбо-натно-глин истые илы.

Индийский океан углубляется и расширяется. Вследствие уси-.ления 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 Южно-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 плиоценчетвертичного времени, т. е. последних шести миллионов лет истории Земли, приходится завершение создания современного структурного плана и рельефа нашей планеты (рис. 3).

В океанах в это время шли формирование гребневых зон срединно-океанских хребтов и углубление абиссальных котловин и глубоководных желобов. При этом Атлантический, Индийский океаны и Евразийская котловина Северного Ледовитого океана медленно расширялись, а площадь Тихого океана сокращалась, несмотря на быстрое расширение Восточно- и Южно-Тихоокеанских поднятий. Ось спрединга Восточно-Тихоокеанского поднятая вклинилась в тело Северо-Американского континента, вызвав образование рифта Калифорнийского залива. На его северном

Рис. 3. Палеогеографическая реконструкция для плиоценовой эпохи (по В< Е. Хаину и А. Н. Балуховскому с дополнениями).

и северо-восточном продолжениях развивались континентальные рифты Кордильер. Каллифорнийская окраина Тихого океана окончательно превратилась в окраину трансформного типа. Севернее широты мыса Мендосино против побережья Северной Америки сохранились ось спредннга и зона субдукции, над которой протягивалась активная доныне вулканическая цепь Каскадных гор. Та же обстановка наблюдается в районе Мексики и Центральной Америки с Трансмексиканским и Центральноамериканским вулканическими поясами. Панамская вулканичесая дуга превращается в середине плиоцена в Панамский перешеек, связывающий Северную и Южную Америку и окончательно отделяющий Карибское море от Тихого океана.

В Атлантическом океане наряду с зоной субдукции вдоль вулканической дуги Малых Антильских островов на юге развивается аналогичная Южно-Сандвичева система дуги и желоба. На восточной окраине Тихого океана возникает еще одна глубоководная впадина -- Западно-Марианская -- продукт расщепления Марианской вулканической дуги, а на юго-восточной периферии того же океана -- северная котловина моря Фиджи и узкий междуговой прогиб Лау. Последний тоже образуется за счет расщепления единой прежде вулканической дуги на две -- западную Лау-Кол-виля, с угасшей вулканической деятельностью, и сохранившую такую активность восточную дугу Тонга-Кермадек.

Очень важным событием рассматриваемого времени является начавшееся столкновение Зондско-Бандской дуги Юго-Восточной Азии с продвигавшимся к северу материком Австралии -- Новой Гвинеи. Результатом этого столкновения явились отделение Индийского океана от Тихого, образование сложной структуры о. Тимор и изгиб к северу восточного сегмента Зондско-Бандской дуги под напором «шпоры Сулу» -- островодужного «отростка» Новой Гвинеи.

Другим событием было образование в самом начале плиоцена Гибралтарского пролива со вторжением атлантических вод в Средиземноморский бассейн, положившим конец «мессинскому кризису солености». К плиоцену относится и образование Красного моря в его современном виде, с отделением Аравийской плиты от Африканской и смещением первой к северу по Западно-Аравийскому сдвигу.

Уже с конца миоцена стала резко возрастать скорость воздымания складчато-покровных и сдвиговоглыбовых горных сооружений как в Альпийско-Гималайском и Центральноазиатском поясах, так и по всему периметру Тихого океана. Именно на этот интервал времени приходится основной рост этих сооружений. На их периферии в некоторых передовых и межгорных прогибах продолжается складко- и надвигообразование, в частности на Кавказе, во впадинах Тянь-Шаня и др.

Особо надо отметить орогенез Кайкура на Новой Зеландии и одновозрастный ему на Новой Гвинее, окончательно сформировавший современный облик структуры и рельефа этих островов. Возросла также вулканическая активность большинства островных дуг западной периферии Тихого океана, но несколько ослабела в вулканических поясах Кордильер обеих Америк. В Альпийско-Гималайском поясе и в Северо-Американских Кордильерах иззестково-щелочной вулканизм сменяется преимущественно базальтоидным. Усиливается поднятие внутренних областей континентов, особенно Северной и Южной Америки, Африки, Индостана, Средней Сибири. Менее интенсивным было поднятие платформенной Европы и особенно Австралии, рельеф большей части которой остается низким.

В Западной Европе, Центральной и Восточной Азии, Южной Америке, Африке, Восточной Австралии, Антарктиде проявляется базальтовый, большей частью со щелочным уклоном внутриплитный вулканизм. В Восточно-Африканской рифтовой системе ареал вулканических извержений продвигается вместе с самим процессом рифтогенеза к югу. Здесь продолжают расти такие крупные стратовулканы, как Кения, Килиманджаро, Эльгон, а также целая цепь щитовых вулканов. Состав вулканитов отчетливо щелочной, с дифференциатами от базальтов до риолитов.

Регрессия, начавшаяся на континентах в миоцене, продолжала нарастать в плиоцене (см. рис. 3). Усиливается снос с континентов обломочного материала. Усиливается роль гляциальных осадков и возрастает площадь покровного оледенения.

В плиоцене ускорилось общее поднятие Северо-Американского континента. Морские бассейны оттесняются разрастающейся и поднимающейся сушей за пределы современных границ континента. На северо-западе Аляски суша соединялась с Чукоткой. В конце раннего плиоцена возникает Панамский перешеек. Изоляция Тихого и Атлантического океанов приводит к усилению Гольфстрима и деятельности сильных вдольбереговых и придонных течений, которые не только не способствуют накоплению осадочного слоя, но и размывают ранее сформированные осадки.

На атлантической окраине материка отлагались преимущественно глинистые толщи. Продолжается миграция в южном направлении дельтовых отложений, выносимых рекой Миссисипи.

Объем терригенного материала, сносимого с Кордильер на тихоокеанскую окраину, увеличивается. Вулканическая деятельность в Кордильерах постепенно снижается. В Британской Колумбии преобладали излияния щелочных базальтов, а в штатах Вашингтон и Невада -- толеитовых базальтов. На п-ове Калифорния и в Трансмексиканском вулканическом поясе извергались андезиты, риолиты, базальты и формировались толщи туфов. В Центральной Америке преобладали извержения игнимбритов и туфов риолитов. В промежутках между извержениями формировались аллювиальные песчано-конгломератовые толщи. На севере континента на шельфе стали отлагаться гляциально-морские отложения. Это свидетельствует о появлении в полярных районах Северного полушария ледниковых покровов.

В плиоцене Куба, Гаити и Пуэрто-Рико становятся островами. На их шельфах отлагались известняки и росли рифы. Вулканическая деятельность на Больших Антильских островах ослабевает. Изливаются андезиты, риолиты и базальты. На Гаити наряду с субаквальными извержениями были и наземные. Активная вулканическая деятельность продолжалась на Малых Антильских островах. На шельфе и континентальном склоне дуги отлагались карбонаты, вулканические турбидиты и туфы. Продолжалось опускание окраинных бассейнов, в которых формировались карбонатные толщи.

В плиоцене контуры Евразии становятся похожими на современные, за исключением северной ее окраины, где в пределах современных шельфов Баренцева, Карского и Восточно-Сибирского морей располагалась суша. На Западно-Европейской платформе положение морских бассейнов сохранилось с миоцена. Северное море превращается в крупный залив. Море ингрессирует в долину Роны. В Рейнском грабене формировались аллювиальные и лим-нические угленосные и озерные глинистые осадки.

На юге Восточно-Европейской платформы осадконакопление контролировалось развитием усыхающего Понто-Каспийского бассейна. В Южно-Каспийской впадине накапливались дельтовые песчано-глинистые отложения. В Черноморском бассейне отлагались известняки-ракушняки, пески, глины, иногда с прослоями осадочных железных руд. Размеры Понто-Каспия неоднократно менялись. В отдельные отрезки времени размеры Каспийского и Черного морей становились даже меньше современных. Иногда Каспийский бассейн расширялся настолько, что его воды ингрес-сировали вдоль долины р. Волги и ее притоков, занимали Терскую и Куринскую впадины, вторгались в речную систему Аму-дарьи, проникали в Арал и южную часть Казахстана. Наряду с бассейновыми фациями на территории Понто-Каспия распространены дельтовые и аллювиально-озерные фации. Соленость Понто-Каспийского бассейна менялась в зависимости от притока речных и морских вод.

На юге Западно-Сибирского региона располагалась аллюви-альноозерная низменность. Обломочный материал поступал с Казахстанской и Сибирской возвышенностей и обрамляющих их горных систем.

В Средиземноморском бассейне, размеры которого продолжали сокращаться, в условиях нормальной солености вод отлагались карбонатные осадки. В прибрежных зонах они обогащены песчано-глинистым материалом. В глубоководных впадинах осадки представлены турбидитами и карбонатно-глинистыми илами. В Ионическом море и в море Леванто значительная роль принадлежала сапропелевым глинистым осадкам. В прогибах, расположенных на Апеннинском полуострове, мощность песчано-глинистых осадков достигает 4 км. В Паннонской впадине находился крупный озерный бассейн, в котором накапливались глины, обогащенные углистым веществом. Аналогичные осадки, иногда обогащенные карбонатами, формировались в озерных впадинах, на территории Анатолид, Таврид и в Загросе. На юго-востоке Ирана распространены озерные гипсоносные толщи. В межгорном прогибе Центрального Афганистана накапливалась грубообломочная моласса. Молассы формировались в межгорных прогибах Макранском, Предгималайском и в Мьянме, а также во впадинах Центральной и Восточной Азии. В ряде мест изливались базальты.

В плиоцене Индостан становится возвышенной равниной. На прилегающем шельфе и континентальном склоне отлагались терригенные и глинистые осадки. Наряду с морскими известны и дельтовые толщи. На индийской окраине Юго-Восточной Азии в районе Андаманского окраинного моря формировались глины, а в глубоководной его части -- глинистые турбидиты. Большая часть о. Суматра превратилась в область сноса. В его центральной части продолжались вулканические извержения. Вулканизм на северо-западе был субаквальным, а в остальных районах -- субаэральным. На западе острова и на прилегающем шельфе отлагались известково-терригенные осадки, а на склоне -- турбидиты. На о. Сумба располагались крупные рифовые постройки. Сильный вулканизм характерен для центральных районов о. Ява. Вулканическая дуга в восточном направлении переходит в дугу Банда.

На тихоокеанской окраине, в том числе и в бассейнах Калимантана и Сиамского залива, формировались песчано-глинистые и песчано-конгломератовые толщи, а на склонах -- терригенные тур-бидиты с прослоями пепловых туфов. Продолжали существовать вулканические дуги Сулавеси, Филиппин и Рюкю-Хонсю. Прекращается вулканизм в глубоководных Япономорской и Южно-Китайской впадинах и в сопряженных с ними участках. В пределах ложа глубоководных впадин отлагались глинисто-кремнистые илы и глинистые турбидиты.

В центральной зоне Камчатки возникла суша. Продолжались вулканические извержения в Камчатско-Курильской области. Среди вулканитов преобладали базальты и андезитобазальты. На западе Камчатки формировались песчано-конгломератовая и песчано-глинистая серии с прослоями ракушников и диатомитов. На востоке им соответствуют толщи конгломератов, туфопесчаников, туфодиатомитов, лигнитов, глин и вулканитов. Последние представлены базальтами, андезитами, дацитами и туфами. На Командорах продолжали извергаться базальтовые лавы и накапливались толщи пирокластолитов. На склонах островных дуг от севера Хонсю до Командор отлагались диатомовые глины с пеплами и турбидитами.

Общее поднятие Южно-Американского континента способствовали сильной регрессии, а быстрое воздымание Анд привело к нарастанию объема грубых континентальных моласс в межгорных впадинах. В начале плиоцена морские бассейны существовали в виде небольших заливов, вдающихся в континент в районе оз. Маракайбо и на востоке Венесуэлы. На территориях, где ранее существовали глубоководные бассейны, в плиоцене возникли озерно-аллювиальные и аллювиальные низменности. В их пределах накапливались терригенные толщи, которые в сторону океана сменяются дельтовыми осадками. Помимо глин и песков присутствуют пласты лигнитов и бурых углей.

Вулканические извержения продолжались в Эквадоре. В Перу возникли новые вулканические центры. Возобновляется вулканизм в Чили. Узкие морские бассейны сохранились на юге Перу и Чили.

На территории Южно-Американского континента оформляются близкие к современным речные системы и континентальные седиментационные бассейны. Наличие тиллитов в Аргентине свидетельствует о том, что в Патагонских Андах горное оледенение возникло 5--7 млн лет назад. Позднее, около 3--3,5 млн лет назад, ледники распространились за пределы горных систем Анд.

На Африканском континенте усиливается общее поднятие. Активизируется вулканическая деятельность в Восточно-Африканской рифтовой системе. Формируются крупнейшие вулканические горы в Кении -- Эльгон и Килиманджаро. Морские бассейны отступают за пределы современной береговой линии. На континенте располагались озерно-аллювиальные низменности и денудационные равнины. В пределах грабенов Восточно-Африканского рифта изливались трахибазальты, трахиандезиты, трахиты и риолиты. В течение плиоцена растет вынос терригенного материала на шельф, склоны и прилегающие океанские котловины. На северной окраине в прибрежной зоне отлагались карбонатно-терригенные осадки. В Тунисско-Ливийском заливе накапливались морские и континентальные пески, переходящие к северу в глинистые глубоководные осадки Ионического моря. В устье р. Нил формировались дельтовые отложения. На шельфах Красного моря и Суэцкого залива мощность карбонатно-терригенных отложений составляет 500 м. В глубоководной зоне отлагались глинистые турбидиты, карбонатный и кремнистый ил. В Аденском заливе накапливались карбонатные и кремнистые илы, песчаные и глинистые турбидиты и пеплы. На восточной окраине материка отлагались терригенные и карбонатно-терригенные осадки, которые в южном направлении замещаются карбонатными толщами. В сторону суши среди морских отложений появляются прослои континентальных песков и глин. На Мадагаскаре распространены континентальные аллювиально-дель-товые толщи. На шельфе и склоне осаждались карбонатно-терригенные толщи. В центральной части острова происходили извержения базальтов. Карбонатно-терригенное осадконакопление происходило на юго-западной окраине континента.

В плиоцене Австралийский континент оставался низменным. В его центральной части располагались пустыни и соленые озера, в которых отлагались карбонаты и эвапориты. На востоке и юго-востоке продолжался базальтовый вулканизм.

Усиливаются поднятия в центральной части Новой Гвинеи. Здесь возникает горный хребет, а у его подножия в условиях заболоченной низменности накапливалась угленосная моласса. На южной, западной и восточной окраинах Австралии продолжали формироваться известняки. Карбонатные илы накапливались в прилегающих глубоководных котловинах Тасманова и Кораллового морей. Только в самой глубокой части Тасманова моря отлагались красные цеолитовые глины. В дугах Меланезии продолжалась активная вулканическая деятельность. Вулканический материал поступал в соседние глубоководные бассейны и осаждался не только на склонах, но и на дне глубоководных котловин.

Контуры Новой Зеландии приближаются к современным. В прилегающих бассейнах отлагались песчаные мелководные и глинистые глубоководные осадки. В субаэральных условиях на севере о. Северный изливались базальты и риолиты и накапливались туфы.

На протяжении плиоценового времени мощность и площадь ледникового покрова в Антарктиде возрастали. Льды не только занимали сушу, но и располагались на шельфе. В стадию максимального оледенения ледниковые потоки через шельф моря Уэд-делла направлялись с Трансантарктических гор к северной окраине Антарктического полуострова и проливу Дрейка. Здесь происходила разгрузка льдов от обломочного материала. Поэтому в этом регионе мощность гляциальных и гляциально-морских отложений наибольшая. На суше отлагались тиллиты, а на прилегающих шельфах -- гляциально-морские осадки.

В плиоцене продолжаются расширение и погружение Атлантического, Тихого и Индийского океанов. В Атлантическом океане сокращаются площади накопления красных глин, расширяются зоны формирования карбонатных илов, что свидетельствует о снижении уровня карбонатной компенсации. Исчезает область кремненакопления в зоне апвеллинга у северо-западной окраины Африки. Основная область кремненакопления сохраняется только в южных полярных широтах. В высоких широтах Северного и Южного полушарий отлагаются гляциально-морские глинистые тур-бвдиты. Впервые они появляются в Норвежско-Гренландском бассейне и в Баффиновом море.

В Индийском океане увеличивается площадь экваториальной зоны кремненакопления. На севере океана площадь подводных конусов выноса Инда, Ганга и Брахмапутры увеличивается. Возрастает роль глинистых турбидитов и гляциально-морских отложений в Австралийско-Антарктической котловине.

В Тихом океане расширяются области накопления красных абиссальных глин. Выделяются широтные зоны повышенного кремненакопления как на экваторе, так и в высоких широтах. Увеличивается площадь гляциально-морских турбидитов в Приан-тарктической области. Продолжают накапливаться вулканомиктовые турбидиты, кремнистые илы и пепловые туфы на северо-западе ' океана. Продолжается формирование вулканов Гавайской цепи, Каролинского поднятия, хр. Наска и подводных гор к северо-западу от хр. Хуан-де-Фука. Крупные вулканы возникли в Бонин-Марианской дуге. В пределах глубоководных впадин, на их склонах и на шельфах Северного Ледовитого океана отлагались гляциально-морские глинистые и глинисто-алевритовые осадки. В конце плиоцена появились морские льды, закрывшие поверхность океана.

В целом плиоценчетвертичное время отличается высокой тектонической и магматической активностью, чем и объясняется большая роль событий этого времени в становлении современного лика Земли.

4. Климатическая и биогеографическая зональность

Возрастающая роль континентальных обстановок в неогеновом периоде отразилась на климатических условиях. На фоне непрерывного понижения температур усиливается континентальность климата и все сильнее становятся сезонные контрасты температур.

Тропический пояс в миоцене оконтуривается по распространению латеритных покровов, латеритных и ферриаллитных кор выветривания, развитию высокомагнезиальных карбонатов, среди которых ведущая роль принадлежала оолитовым и органогенным известнякам, эвапоритам, весьма теплолюбивому комплексу морской и наземной фауны (рис. 4). Среди них широко представлены кораллы, коралловые полипы, орбитоиды, брюхоногие и двустворчатые моллюски с толстой раковиной, крупные млекопитающие, современные аналоги которых обитают в тропических лесах и саваннах.

Рис. 4. Климатическая зональность материков в миоценовую эпоху

О температурных условиях тропических поясов Северного и Южного полушарий можно судить и по палеотемпературным определениям, согласно которым температуры среды обитания мелководных моллюсков не опускались ниже 20 °С. В пределах южного и северного тропических поясов по степени увлажнения выделяются аридные, переменно-влажные и равномерно-влажные типы климата. В пределах аридной области наряду с эвапоритами и континентальными карбонатными и гипсоносными красноцветами большим развитием пользовались эоловые пески, пустынные и полупустынные растительные ассоциации. В пределах областей с переменно-влажным климатом кроме эвапоритов известны паралические угленосные толщи, каолинитовые коры выветривания и растительность, сходная с современной саванной или с жестколистными лесами современного Восточного Средиземноморья. Наземные животные представлены носорогами, антилопами, гиппарионами и грызунами.

Область равномерного увлажнения характеризовалась развитием мощных латеритов и латеритных кор выветривания. Они известны в северной части Австралии, в Африке (Гвинея, Сенегал,. Нигерия), Центральной Америке и на севере Южной Америки.

В сторону полюсов состав растительности, тип корообразования, особенности осадконакопления и состав осадков менялись. В пределах субтропической области в условиях равномерного увлажнения формировались угленосные толщи, разнообразные серо- и пестроцветные терригенные и терригенно-карбонатные осадки, а выветривание носило ферриаллитный характер. Территории с субтропическим климатом в миоцене испытывали наибольшие изменения в результате нарастания как похолодания, так и континентальное™ климата. В наибольшей степени эти изменения коснулись северо-западной и центральной Европы, юга европейской России, Южной Сибири, Казахстана, Забайкалья и Дальнего Востока. В течение миоцена каолинитовый тип выветривания сменился гидрослюдистым. На этой территории прекращается аутигенное-минералообразование, осадки приобретают серую окраску, уменьшается карбонатность, а среди представителей животного и растительного мира появляются холоднолюбивые формы и формы, способные переносить периодически наступающий холод. Ареал теплолюбивых форм сокращается. Теплолюбивые леса, состоящие из вечнозеленых и широколиственных форм, заменяются смешанными, в которых наряду с хвойными большая роль принадлежит листопадным формам.

Средние температуры среды обитания мелководных моллюсков составляли 17--20 "С, что хорошо согласуется с развитием соответствующего комплекса наземной растительности. В течение миоцена температуры менялись. Климатический оптимум отмечается на уровне среднего миоцена, но после непродолжительного потепления температуры вновь снижаются.

Похолодание, происшедшее в миоцене, в первую очередь охватило полярные и умеренные широты. Оно выразилось в сильном разрастании ледникового покрова в Антарктиде и в возникновении горных ледников в Северном полушарии.

В умеренном поясе в зоне смешанных лесов средние температуры января составляли 0...--2 °С, июля -- +20...+ 21 "С, а годовая сумма атмосферных осадков --1000 мм. В конце миоцена лесная растительность обеднилась за счет выпадения теплолюбивых элементов. Средняя температура в конце миоцена составляла -- ГО...--12 °С в январе и + 16...+ 18°С в июле, а годовая сумма атмосферных осадков -- 700--800 мм. В морях северной части умеренного пояса температуры среды обитания моллюсков составляли + 4...+ 10°С.

В плиоценовую эпоху, несмотря на сравнительно небольшую ее продолжительность (менее 4 млн. лет), отчетливо выражены две климатические фазы. Более теплая фаза характерна для раннего плиоцена, а холодные условия существовали в позднем плиоцене. Выделяются пояса экваториального тропического, субтропического, умеренного и холодного климата (рис. 5). В северной части тропического пояса средние температуры среды обитания моллюсков не опускались ниже 20 °С. Близкие температуры существовали в морях субтропического пояса. На суше исходя из состава растительного покрова определены следующие средние климатические параметры: средняя температура января +4°С, июля -- +24 "С, годовая сумма атмосферных осадков 1200 мм.

Рис. 5. Климатическая зональность материков в плиоценовую эпоху

В умеренном поясе росли хвойно-широколиственные леса. Продолжительность теплого сезона составляла 4--5 месяцев. Средние январские температуры равнялись --10...--12 °С, июльские -- + 24... +18 °С. Средние температуры среды обитания моллюсков колебались в пределах +7...+ 18°С. Похолодание в позднем плиоцене вызвало исчезновение теплолюбивых элементов в морской и наземной биотах. Хвойно-широколиственные леса сменились хвойно-мелколиственными и березово-ольховыми. В южной части пояса расширились ландшафты степей. В высоких широтах на смену таежной растительности пришла лесотундровая. Продолжался рост ледников. Около 2 млн лет назад практически вся Антарктида покрылась толстым слоем льда. В это же время возникли горные ледники в Южной Аргентине. В Северном полушарии первые ледники появились в Исландии. Несколько ранее, около 4 млн лет назад, первые морские льды появились вблизи Северного полюса.

Палеобиогеографическая зональность в неогене приближается к современной. Сокращаются размеры тропической биогеографической области. Увеличивается ширина умеренных фито- и зоогеографических областей Южного и Северного полушарий.