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.

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 отложеьиях

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
идр. 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, Пан-

нонской 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
394

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 Индийско-

го 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 — парали-

3^7

ческие угленосные толщи. В пределах Новосибирского плато изливались толеитовые базальты. Базальты известны во впадинах
Байкальской рифтовой системы, на востоке Сихотэ-Алиня, в межгорных впадинах Монголии, Китая, Лаоса, 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 Индийскимокеаном установилась только в самом конце миоцена, но в то же вреЖ

мя соединение со Средиземным морем прекратилось. Накопление
эвапоритов прерывалось излияниями щелочных базальтов.

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

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

Активно 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 гли-

3!т9

чистыми турбидитами. В Карибском бассейне отлагались карбонатно- глинистые илы.

Индийский океан углубляется и расширяется. Вследствие уси-

ления 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.

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 плиоцен-четвертичного времени, т. е. последних шести миллионов лет истории Земли, приходится завершение создания современного структурного плана и рельефа нашей планеты
(рис. 19.3).

В океанах в это время шли формирование гребневых зон срединво-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 поднятия
вклинилась в тело Северо-Американского континента, вызвав образование рифта Калифорнийского залива. На его северном

Рис. 19.3. Палеогеографическая реконструкция для плиоценовой эпохи (по
В. Е. Хаину и А. Н. Балуховскому, с дополнениями). Условные обозначения
см. на рис. 9.3

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 спрединга 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-Колвиля, 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 сдвигово-глыбовых 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 известково-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. 19.3). 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 лимнические угленосные и озерные глинистые осадки.

На юге Восточно-Европейской платформы осадконакопление
контролировалось развитием усыхающего Понто-Каспийского бассейна. В Южно-Каспийской впадине накапливались дельтовые

4в3

песчано-глинистые отложения. В Черноморском бассейне отлагались известняки-ракушнякн, 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 ингрессировали вдоль долины р. Волги и ее притоков, занимали Терскую и Куринскую впадины, вторгались в речную систему Амударьи, проникали в Арал и южную часть Казахстана. Наряду с
бассейновыми фациями на территории Понто-Каспия распространены дельтовые и аллювиально-озерные фации. Соленость ПонтоКаспийского бассейна менялась в зависимости от притока речных

и морских вод.

На юге Западно-Сибирского региона располагалась аллювиально-озерная 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-глинистыки 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. Мелассы
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 стан<