Кайнозойская эра

Кайнозойская эра.

Кайнозойская эра – последний крупный этап геологической истории, продолжающийся по наше время. Первоначально кайнозойскую эру подразделяли на два периода – третичный, куда включали палеоген и неоген, и четвертичный. Такое решение было принято на 2-ом МГК (1881), несмотря на то, многие геологи вполне обоснованно высказывали мнение о выделении палеогена и неогена в качестве самостоятельных единиц. Начиная с 1960 г. в СССР по решению Межведомственного стратиграфического комитета кайнозой делится на три периода: палеогеновый, неогеновый и четвертичный (антропогеновый). Такое же деление принято и Международной стратиграфической комиссией.

Палеогеновый период.

Палеогеновый период начался 65 млн. лет назад и закончился 23,5 млн. лет назад, т. е. продолжался 41,5 млн. лет. Как самостоятельное подразделение палеоген был выделен К. Науманном (1866). Ранее он входил в состав третичной системы, наименование которой было предложено Ч. Лайелем (1833). Он подразделял третичную систему на три отдела: эоцен, миоцен и плиоцен. Позднее были выделены еще два отдела – палеоцен и олигоцен. Палеоцен был обоснован М. Шимпером (1874), а олигоцен К. Бейрихом (1854). В дальнейшем палеоцен, эоцен и олигоцен были объединены под общим названием «палеоген».

На территории СССР палеогеновые отложения изучались в дореволюционные годы А.П. Павловым, А.Д. Архангельским и А.В. Нечаевым (Поволжье), Н.А. Соколовым (Украина) и И.М. Губкиным (Кавказ). После Великой Октябрьской революции палеогеновые отложения детально изучались советскими геологами: А.А. Ализаде, А.А. Богдановым, М.И. Варенцовым, О.С. Вяловым, И.А. Коробковым, М.В. Муратовым, Ю.М. Пущаровским, А.Л. Яншиным и др. Для расчленения и сопоставления размеров палеогена большое значение имело изучение остатков мелких фораминифер, производившееся Н.Н. Субботиной, В.Г. Морозовой и др. Фауна моллюсков палеогена описывалась А.К. Алексеевым, О.С. Вяловым и др., фауна позвоночных главным образом А.А. Борисяком. Остатки флоры изучались А.Н. Криштофовичем и И.В. Палибиным.

Стратиграфическое расчленение и стратотипы.

Деление палеогена на три отдела общепринято, но при выделении ярусов возникают сложности, связанные с большим разнообразием фаций и органических остатков. Обычно используют шкалу, разработанную на основе корреляции отложений Парижского, Бельгийского и Лондонского бассейнов. Несмотря на определенные недостатки, она была утверждена в качестве международной на 28-м МКГ (Вашингтон, 1989). Между тем явное преимущество имеет почти непрерывный разрез Первой гряды Крымских гор, на основе которого российскими и украинскими геологами (Г.И. Немков, Н.Н. Бархатова, В.В. Меннер, М.Е. Зубкович, Л.П. Горбач, Р.Л. Мерклин, В.К, Василенко и др.) была разработана оригинальная шкала ярусного деления палеоцена и эоцена.

В течение длительного времени дискутировался вопрос о стратиграфическом положении датского яруса. Традиционно его относили к меловой системе, хотя по ряду признаков, в том числе и по особенностям органического мира, он стоит ближе к палеогену. По этим мотивам граница между мелом и палеогеном проводится в кровле Маастрихтского яруса.

Датский ярус был установлен французским геологом Э. Дезором (1846), который предложил выделять его в качестве самостоятельного яруса меловой системы. Им были описаны известняки в окрестностях города Копенгагена, залегающие на «рыбных глинах» Маастрихтского возраста, известные под названием известняков Факсе. Их Э. Дезор предложил рассматривать как самые молодые отложения меловой системы и называть датским ярусом. Позднее оказалось, что ни в одном районе Дании и Швеции не известны полные разрезы датского яруса. Последовательность слагающих его пластов удавалось установить только путем сложения и сопоставления отдельных обнажений. Таким образом, приходится говорить не о конкретном стратотипическом разрезе, а о стратотипической местности.

Палеоценовый (от греч. «палеос» - древний, «кэнос» - новый) отдел в Западной Европе подразделяется также на монтский и танетский ярусы. Превый был установлен Ж. Девальком (1868). Его стратотипом являются отложения в районе городов Монс и Обург на юго-западе Бельгии, где на туфах Сен-Симфорьен верхнего маастрихта с разрывом залегает толща известняков мощностью около 60 м, перекрываемая континентальными образованиями. В Западной Европе монтский ярус теперь обычно рассматривается как эквивалент датского, и последнему названию отдается предпочтение. В современной международной шкале вместо монтского яруса выделяется зеландский (Selandion). В Восточной Европе стратиграфическом аналогом монтского яруса является инкреманский ярус Крыма.

Нижняя граница инкреманского яруса проводится по смене мшанковых и криноидных известняков датского яруса грубослоистыми фораминиферовыми известняками. Наиболее полные разрезы наблюдаются в долинах рек Бельбек и Кача и в районе г. Инкерман. В известняках встречается разнообразная фауна двустворчатых и брюхоногих моллюсков. Мшанок, морских ежей, фораминефер, остракод и др.

Полный объем танетского яруса также нельзя считать точно установленным. Этот ярус был обоснован Э. Реневье (1873). Стратотипом являются фаунистически охарактеризованные пески Танет в восточном Кенте в Англии. Нижняя часть танетских отложений в Англо-Парижском бассейне морского происхождения, но на различных уровнях появляются лагунные и пресноводные отложения.

Выделенный в верхнем палеоцене в Крыму качинский ярус представлен морскими фациями и охарактеризован специфическим комплексом моллюков, к тому же содержавшим много общих видов с нижней частью танетского яруса Англо-Парижского бассейна.

Стратотипом качинского яруса является разрез по реке Кача в Крыму. В основании залегает слой карбонатно-глинистой породы с большим количеством зерен глауконита. Лежащие выше мергели в нижней части глауконитовые, а в верхней содержат кремнистые конкреции. Разрез венчают мергели с прослоями глинистых известняков.

Эоцен (от греч. «эос» - заря, «кенос» - новый) в качестве самостоятельного стратиграфического подразделения был выделен Ч. Лайелем (1833). Он подразделяется на четыре яруса: ипрский (бахчисарайский), лютетский (симферопольский), бартонский (бодракский) и приабонский (альминский).

Ипрский ярус был установлен А. Дюмоном (1849). Его стратотипом являются фландрские глины, обнажающиеся на реке Ипр в Бельгии. В основании бахчисарайского яруса в окрестностях одноименного города залегает пласт глауконитового известняка, который перекрывается слоями глауконитовых глин, переходящих в карбонатные глины с прослоями мергелей. В слоях бахчисарайского яруса присутствуют двустворчатые моллюски, брахиоподы, нуммулиты и дискоциклины, разнообразные мелкие бентосные и планктоновые фораминиферы, остракоды и богатый спорово-пыльцевой комплекс.

Лютетский ярус был установлен А. Лаппараном (1883). Стратотипом являются грубые известняки окрестностей Парижа (римская Лютеция). Нижняя и верхняя границы яруса ограничиваются ипрскими глинами Лаон и бартонскими породами Мон-Сен-Мартен. Многие исследователи предполагают, что симферопольский ярус соответствует нижней и средней частям грубых известняков лютетского яруса Парижского бассейна.

Нижняя граница симферопольского яруса проводится по смене глинисто-мергельской пачки бахчисарайского яруса мергелями, в которых появляются прослои нуммулитовых известняков. Верхняя часть симферопольского яруса слагается массивными нуммулитовыми известняками.

В Парижском бассейне верхнеэоценовые отложения объединены под названием бартонского яруса. В нижней его части залегают пески, а в верхней – мергели, иногда с прослоями гипса. Отмечается большое фаунистическое сходство бодракского яруса с бартонским, в то время как альминский ярус трудно сопоставим с каким-либо западноевропейским и условно считается аналогом приабонского.

Нижняя граница бодракского яруса проводится по смене массивных известняков симферопольского яруса более рыхлыми мелоподобными известняками с прослоями глинистых известняков. Верхняя часть яруса слагается тонколистоватыми мергелями с прослоями карбонатных глин. Альминский ярус выделяется по смене этих мергелей светлыми толстослоистыми известняками. В отложениях верхнего эоцена Восточной Европы содержится много двустворчатых моллюсков и мелких фораминифер. Верхним ярусом палеогена а Международной шкале считается приабонский, впервые выделенный в Италии.

Граница между эоценовым и олигоценовыми отложениями проводится по кровле приабонского (альминского) яруса. В состав олигоцена входят рюпельский ярус (по названию реки в Бельгии) и хаттский ярус (по имени племени хаттов, или хэттов, населявших Западную Европу). Олигоцен в стратотипической области начинается устричными мергелями, которые вверх по разрезу сменяются ракушняками. К хаттскому ярусу относятся слои песков и известняков с фауной двустворчатых моллюсков.

Органический мир.

Палеогеновый период открывает кайнозойскую эру, знаменующую новый этап в развитии органического мира. На рубеже мезозоя и кайнозоя многие характерные для мезозоя морские и наземные животные вымерли, а сохранившиеся утратили свое значение. К этому времени полностью прекращают свое существование аммониты, белемниты, рудисты, иноцерамы, а также ихтиозавры, плезиозавры, динозавры и ряд групп мезозойских пресмыкающихся. Их место занимают бурно развивающиеся млекопитающие.

На смену мезозойским пришли новые роды и семейства двустворчатых и брюхоногих моллюсков, а также кожистых рыб. Резкий скачок в развитии испытала покрытосеменная растительность, которая стала доминировать. Исключительно большое развитие получили фораминиферы. Важнейшими среди планктоновых фораминифер были роды Globigerina, Subbotina, Globorotalis, Acarinina, Hantkenina, а среди бентосных крупных фораминифер - Nummulites, Assilina,Operculina, Discocyclina. Все они очень быстро эволюционировали и особенно широкое развитие получили в эоцене, но уже вначале олигоцена вымерли. Значительным распространением пользовались двустворчатые и брюхоногие моллюски. В отличие от других моллюсков, они обитали не только в морях с нормальной соленостью, но и солоноватоводных и пресных бассейнах. Некоторые брюхоногие моллюски освоили приморские низменности. Родовые и видовые комплексы моллюсков служат основой стратиграфического расчленения. Характерными и важными являлись Pecten, Cucullaea, Area, Chlamys, Crassatella, Ostrea, Cardium, а среди гастропод – Turritella, Cerithium, Pleurotoma, Trochus, Natica.

Из других беспозвоночных широко распространены неправильные морские ежи, мшанки, губки, членистоногие, кораллы. Теплые моря с нормальной соленостью были населены ежами Echinocorrys, Clypeaster, Conoclypeus. Шестилучевые кораллы вместе с остатками водорослей участвовали в строении рифовых массивов. Из членистоногих известны остракоды, среди которых характерны Trachyleberis, Cytheridea, Loxoconcha. Меньшим распространением пользовались десятиногие ракообразные, в частности пресноводные и морские раки и креветки. Роль мшанок и брахиопод по сравнению с более ранними эпохами существенно сократилась.

В последние годы установлено, что среди палеогеновых организмов важное значение имели представители нанопланктона - кокколитофориды. Расцвет этих золотистых микроскопических водорослей произошел в эоцене. На ряду с ними породообразующую роль играли диатомовые и кремнистые жгутиковые. В морях обитали также морские позвоночные, среди которых господствовали костистые рыбы. Кроме них известны хрящевые – акуловые и скаты. Появились древние представители китов, сирены, дельфины – млекопитающие, освоившие морские просторы.

Существенные изменения произошли в наземной фауне палеогена. Пресмыкающиеся, некогда господствовавшие на земной поверхности, уступили место млекопитающим. Из рептилий продолжали существовать крокодилы, ящерицы, черепахи и змеи. Земноводные представлены гигантскими саламандрами, а также лягушками и жабами. В воздухе доминировали птицы.

Млекопитающие палеогена были разнообразными. Уже в эоцене широко распространились основные отряды кайнозойских грызунов, хищников, непарно- и парнокопытных. В это же время возникли насекомоядные и зайцеобразные. Самыми крупными млекопитающими в олигоцене были представители древних носорогов – гигантские безрогие индрикотерии. Основным их местом обитания были саванны. В начале неогена индрикотерии вымерли. В олигоцене существовали примитивные свиньи, верблюды, олени. Уже в начале палеогена появились лемуры – наиболее примитивная группа среди приматов, называемая полуобезьянами. Только в конце эоцена возникли настоящие обезьяны – антроподы. В это же время появились крупные хоботные и сумчатые. Среди последних известны как хищные, так и растительноядные формы.

Среди наземной флоры продолжалось развитие покрытосеменных. Многие регионы покрывались густыми тропическими и субтропическими лесами. В их составе ведущая роль принадлежала пальмам, магнолиям, миртам, фикусам, гигантским секвойям, араукариям и кипарисовым. Наряду с ними в более умеренном климате росли широколиственные и мелколиственные – дуб, бук, каштан, тополь, береза и др.

Палеотектонические и палеогеографические условия.

Главными особенностями палеоцена и эоцена являются отделение Гренландии от Евразии с возникновением оси спрединга вдоль подводного хребта Рейкьянес к югу от Исландско-Фарерского порога и раскрытие Норвежско-Гренландского бассейна к северу от этого подводного хребта. Тем самым закончилось формирование Атлантического океана на всем протяжении от Шпицбергена до Антарктиды. Одновременно продолжалось и завершилось расширение Лабрадорского моря и моря Баффина между Северной Америкой и Гренландией. Процессами спрединга в этом регионе сопутствовали мощные излияния базальтов, особенно на окраинах Гренландии и Норвегии, а также Брито-Арктической провинции в целом. К эоцену относится и формирование Евразийской котловины Северного Ледовитого океана с осью спрединга вдоль подводного хребта Гаккеля. В Индийском океане Сейшельского микроконтинента от Индостана и заканчивается оформление Аравийско-Индийского спредингового хребта, до разлома Оуэн на севере, а также Чагос-Лаккадивского и Восточно-Индийского неспрединговых хребтов.

На севере Тихого океана возникает Алеутская вулканическая дуга, в зоне субдукции которой поглощается северный широтный спрединговый хребет океана и находившаяся к северу от него океанская литосферная плита Кула. Ее реликт сохраняется лишь к северу от Алеутской дуги, в одноименной восточной впадине Берингова моря. На юго-западе Тихоокеанской области спрединг из Тасманова моря распространяется на север в Коралловое море, завершая оформление восточной окраины Австралийского материка, который тем самым приобретает свои современные очертания.

Почти на всей площади континентов переход от мела к палеоцену и значительная часть палеоцена ознаменовались глубокой регрессией. Весьма значительной она была в Северной Америке и Европе, затронув и Баренцево море. В Северном море и Западной Сибири сохранились открытые к северу заливы; морские условия удержались на юге Восточной Европы – в Причерноморье, Предкавказье и восточнее – в Закаспии (Туране). Эта полоса представляла северную окраину Тетиса. Остальная площадь Евразии оставалась низменной сушей, кроме притихоокеанской зоны.

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

В палеоцене флишевые прогибы в пределах Тетиса продолжают развиваться. Новый флишевый прогиб возникает в Аноталидах. Его продолжением был бассейн, расположенный в Загросе. Интенсивность вулканизма снижается. Остаточный островодужный вулканизм продолжается в Восточном Понте, Аджаро-Триалетах и на Малом Кавказе. Вулканические извержения происходили в Загросе, центральном Иране, Белуджистане, на юго-востоке Афганистана и на Памире.

На западе Мьянмы и на Андаманских островах продолжалось накопление флиша. На Калимантане, представлявшем собой тихоокеанскую окраину, отлагались песчано-глинистые, в том числе и флишевые, толщи. Аналогичные осадки формировались на Сулавеси и на юге Филиппин. Флишоидные серии отлагались от острова Тайвань до камчатки. На Камчатско-Корякской активной окраине продолжался островодужный вулканизм. В палеоцене формируется энсиматическая островодужная система Новых Гебрид (Вонуару), Фиджи, Лау, Тонга-Кермадек.

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

Распространение красных абиссальных глин в Индийском океане также увеличивается за счет сокращения площадей развития карбонатных осадков. К югу от Сейшельского микроконтинента возникло Маскаренское поднятие.

Общее погружение охватило центральную часть Тихого океана. Оно привело к повышению уровня карбонатной компенсации и видоизменило состав и особенности распределения осадков на его ложе. Увеличились площади накопления красны глубоководных глин. Отчетливо выделяется область высокой биологической продуктивности в экваториальной части. К ней приурочено наиболее интенсивное кремне- и карбонатонакопление.

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

Котловина Макарова-Толля и Канадская котловина в Арктическом океане продолжают погружаться. В них отлагались гемипелагические глины и кремнистые илы. В Евразийском бассейне по обе стороны хребта Геккеля, в котловинах Амундсена-Нансена формируются турбидиты.

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

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 Гвинейкого залива. Отдельные вулканические центры располагались в Высоком Атласе, на севере Мадагаскара и на шельфовых участках в районе мыса Доброй Надежды.

В области Тетиса палеоценовая регрессия также сменяется трансгрессией с максимумом в среднем эоцене. На обширном пространстве от Балкан до Белужистана активно проявлялся вулканизм- островодужный вдоль зоны субдукции по южному краю Неотетиса, рифтогенный в её более глубокм тылу. Большекавказского -Копетдагский бассейн продолжает заполняться осадками, в основном флишем. Флиш получает широкое распространение и в более западных и восточных районах Средиземноморского продвижного пояса, а в его южном обрамлении по-прежнему широко развиты карбонатные платформы.

В позднем эоцене в развиии Тетиса наступает знаменательный перелом. На востоке происходит столкновение Индостанского обломка Гондаваны с южным краем Евразии; могрской бассейн здесь замыкается и начинается образование Гималаев (см. Рис.18.5). На западе Иберийская, Апулийская (Адрия), Бихорская, Мезийская, Закавказская микроплиты сближаются с Евразией; сюга их “подпирает” крупная Африканская-Аравийская плита. Спрединг прекращается , заканчивается поглощение океанской коры в зонах субдукции; исключение составляет Восточное Средиземноморье (моря Ионическое и Леванта, дуги Калабрийская и Эллинская), где этот процесс продолжается до современной эпохи, равно как и вдоль юго-западной окраины Юго-Востичной Азии с её вулканической другой, простирающейся из центральной Мьянмы на Суматру и Яву.

В результате коллизии континентальных блоков в конце эоцена начинается становление покровно-складчатых горных сооружений Пиренеев (отсюда название этой эпохи орогенеза – пиренейская), Бетской Кордильеры на юге Испании, Эр-Рифа и Телль-Атласа на севере Магриба, Альп, Аппеннин, Динарид-Эллинид, Балканид, Малого Кавказа. Более слабыми были поднятия в Карпатской и Большекавказской системах; о них свидетельствует появление мощных олистостром. Все эти события привели к коренным изменениям палеографической обстановки. Тетис как единый океанский бассейн перестал существовать и распался на остаточный бассейн Восточного Средиземноморья (Ионическо-Леванттийский), сообщавшийся с Атлантическим и Индийским океанами и находившийся восточнее и севернее бассейна 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. Возникает бассейн моря Бисмарка с корой океанского типа и к югу от острова Новая Британия.

В течение эоценовой эпохи продолжалось расширение Атлантического океана. В Антильско-Карибской области образовался трансформенный глубоководный трог Кайман.

Продолжается расширение и Индийского океана. Увеличиваются в размерах Чагос-Лаккадивское поднятие и Западно-Австралийский хребет.

Вдоль восточной окраины Евразии, от Чукотки до Калимантана, протягивался пояс горных сооружений, на ряде участков, в частности в Сихоте-Алине, Японии (остров 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 южнее появились дуги Филлипинская и Кюсю-Палау; между ними образовалась Заппадно-Филиппинская глубоководная впадина. Филиппинская дуга продолжалась к югу до острова Сулавеси; между ними и Калимантаном в эоцене возникла тыльно-дуговая впадина моря Сулавеси. Гирлянда энсиматических вулканических вулканических дуг (острова Соломоновы, Вануату и др.) развивалась в Меланезии, а в их тылу – система окраинных морей. В конце эоцена произошло надвигание, обдукция коры этих морей на континентальную кору Новой Гвинеи, Новой Каледонии и острова Северный Новой Зеландии.

По другую сторону Тихого океана, в Андоксом 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 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 также постепенно затухает тектоническая активность, вызванная ларамийским орогенезом. Но вулканизм-известково-щелочной ближе к океану и щелочной в удалении от него- продолжается 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 весьма близкий к современному. 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 окраинам Тихого океана и в пределах Тетиса, но и за его пределами, в Центральной Азии, до этого довольно длительное время представлявшей пенеплезированную 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 Атлантки. На Западе этого океана заканчивается спрединг вдоль Западно-Каролинской широтной зоны.

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

В Средиземноморском (Альпийско-Гималайском) поясе завершаются главные деформации во внутренних зонах Альп и Апеннин, сопровождаемые внедрением гранитоидов и региональным метаморфизмом, и начинаются деформации их внешних зон. Продолжается рост практически всех покровно-складчатых горных сооружений пояса до Гималаев на востоке включительно. Начинается развитие передовых и тыльных прогибов по их периферии; вначале многие из них представляют относительноглубоководные бассейны с бескислородными условиями на дне, т.е. бассейны эвксинского 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 краевой вулканоплутонический пояс.

В олигоцене волна орогенеза, вызванная столкновением Индостана с Евразией, начинает распространятся на Центральную Азию, включая Гиндукуш, Памир, Куньлунь и Тянь-Шань.

На гондванских материках уже прочно установился континентальный режим, морские условия сохранились 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 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 северо-востоку и востоку от Новой Гвинеи и Австралии с окраинными морями в их тылу. 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 для современной эпохи.

Другой тип континентальных окраин, именуемый андским, окончательно складывается на восточной, американской, периферии Тихого океана. Северо-Американские 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. 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 Альтиалако 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 Субандская система передовых прогибов; временами в них со стороны Тихого океана прорываются морские воды.

В олигоценовую эпоху продолжается расширение Атлантического океана. В результате снижения уровня карбонатной компенсации области накопления карбонатных илов существенно расширяются.

Продолжает увеличиваться площадь Индийского океана. Возрастают объемы гемипелагических, особенно турбидитных осадков.

Общее углубление охватило абиссальные котловины Тихого океана. В них продолжали накапливаться глубоководные глины. Одновременно возрастает интенсивность карбонатонакопления. 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.

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 олединение. Палеотемпературные данные подтверждают существование высоких температур вод и приземной части воздуха в экваториальном и тропическом поясах. В Парижском бассейне температуры в палеоцене составляли 24-26 оС. Близкие температуры характерны для экваториальных районов Северной Америки и Тихого океана. Высокие температуры порядка 24-26 оС наблюдались в Крымском и Закавказском бассейнах.

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

Влажные тропические условия в Северном полушарии существовали на территории США, в Западной Европе, в центральных и южных областях Восточной Европы, на западе Азии и в Китае. В южной зоне северного тропического пояса произрастали влаголюбивые вечнозеленые леса и происходило латеритное и 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 лигнитов. Для низменностей характерна саванная растительность. На основании расчетов коэффицентов ксерофильности, общее количество атмосферных осадков вряд ли превышало 800 мм/год. Сухой сезон длился не более трех месяцев.

Субтропический климат господствовал на севере США, юге Канады, севере Восточно-Европейской платформы, в Западной Сибири, Монголии и Северном Китае, на Дальнем Востоке и в Японии. Наряду с вечнозеленой растительностью большим развитием пользовалась широколиственная. В составе кор выветривания меньшую роль, чем в других климатических поясах, грает каолинит, а минералы свободного глинозема встречаются редко. В Южном полушарии субтропические условия существовали на крайнем юге Чили и Аргентине, в Южной Австралии и Новой Зеландии. Средние температуры приповерхностных вод эпиконтинентальных морей субтропического пояса не превышали 18оС.