Палеотектонические и палеогеографические условия. В течение миоценовой эпохи получают дальнейшее развитие и усиливаются тенденции, наметившиеся в конце эоцена — олигоцене

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 Индийским океаном установилась только в самом конце миоцена, но в то же вре Ж

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-

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 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 турбидиты 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 ракушняков 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 способствовалб 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 озерноаллювиальные 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 расгет 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-дельтовые 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 кочорых отлагались карбонаты и эвапориты. На востоке и юговостоке 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
Tyd)bi.

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 Уэдделла направлялись с Трансантарктических гор к северной окраине Антаркгического полуострова и проливу Дрейка. Здесь происходила разгрузка льдов от обломочного материала. Поэтому в
этом регионе мощность гляцпальных и гляциально-морских отложений наибольшая. На суше отлагались тиллиты, а на прилегающих шельфах — гляциально-морские осадки.

.406

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 турбидиты. 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 Приантарктической 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 северозападу от хр. Хуан-де-Фука. Крупные вулканы возникли в БонинМарианской 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 плиоцен-четвертичное время отличается высокой тектонической и магматической активностью, чем и объясняется большая роль событий этого времени в становлении современного лика Земли.