18.3. Палеотектоничег.Кие и палеогеографические условия

Главным событием палеоцена и эоцена является отделение Гренландии от Евразии с возникновением оси спрединга вдоль подводного хребта Рейкьянес к югу от Исландско-Фарерского

24—11.64

369

ЗАКАВКАЗЬЕ ЗАКАВКАЗЬЕ

КРЫМ (АБХАЗИЯ) (АДЖАРО-ТРИАЛЬ'ТИ)

_шшш.

260

700

1-1-1-грд

.1*1

210

150

33

50

\

\

|£ \ 1500

\ \

\ 50

. \ 100

² \

50

/

/1000

/

/

/1000 _/^/ 5000

=3 с³ у *2

1-1-1-1Е

v v

. v.

30

50

20 50

-т

9 /

у 1000

г_

]-|-.17ЭЕ

Рис. 18.1. Сводные стратиграфические разрезы палеогена. Условные обозначения

порога и раскрытие Норвежско-Гренландского бассейна к северу от этого подводного хребта (рис. 18.4 и 18.5). 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. Процессам спрединга в этом регионе сопутствовали мощные излияния базальтов, осо­бенно на окраинах Гренландии и Норвегии, а также в Брито-Арк­тической провинции в целом. К эоцену относится и формирование Евразийской котловины Северного Ледовитого океана с осью

восточно -

ЕВРОПЕЙСКАЯ ПЛАТФОРМА

Северо-восток россии

\

9ш

} ^ч1500

\ \ \ \

"і \ ^ч-

^ 1000

\

\ \

2000

^Ч1000

1000

' ■ о.'.р- С ■ О

о • о ■ О • о

_к5

спрединг-а вдоль подводного хребта Гаккеля. В Индийском океане происходит отделение Сейшельского микроконтинента от Индоста­на и заканчивается оформление Аравийско-Индийского спрединго-вого хребта, до разлома Оуэн на севере, а также Чагос-Лакка-дивского и Восточно-Индийского неспрединговых хребтов. На се­вере Тихого океана возникает, вероятно уже в конце мела, Алеут­ская вулканическая дуга, в зоне субдукции которой поглощаются 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

Рис. 18.2. Характерные ископаемые остатки палеогеновых организмов. Простей шие: 1а, 16, 1в — ЫиттиШез (Р₂); 2 — АввШпа (Р1-1); 3— ОрегсиГта (К>-

<3). Двустворчатые моллюски: 4 — СагсНит (Р—Q); 5 — БропауШэ (К1); 6 —

СЫатуэ (Т—<2); 7 — й^сушет (К2). Гастроподы: 8 — ТиггКеНа (К—0); 9-СегШпшп (Кг—<2); 10 — Р1еиго*ота (Р—<2); 11 — ШвааНиэ ф₂—Q); *2 -

КаМса (Р—С}):Морские ежи; 13 — Сопосгуреиэ (Р₂—N1); 14 — С1уреаз1ег (К2—Q) 372

Рис. 18.3. Характерные представители кайнозойских млекопитающих: 1 — Hippa-rion ( Nj —Q₂); 2 — Indricotherium (P_s— N*); 3 — Machairodus (N₂); 4 — Mastodon (Ni); 5 — Mammuthus (Q); 6 — Prozeuglodon (P'₂)

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 (см. рис. 18.4). Весьма значительной она была в Се­

верной 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 (Ту-ране). Эта полоса представляла северную окраину Тетиса. Ос­тальная площадь Евразии оставалась низменной сушей, кроме притихоокеанской зоны.

В течение 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 Анатоли-

Рис. 18.5. Палеогеографическая реконструкция для эоценовой эпохи (по В. Е. Ха-ину и А. Н. Балуховскому, с дополнениями). Условные обозначения см. на

рис. 9.3

дах. Его продолжением был бассейн, расположенный в Загросе. Интенсивность вулканизма снижается. Остаточный островодужный вулканизм продолжался в Восточном Понте, Аджаро-Триалетах и на Малом Кавказе. Наряду с излияниями риолитов, базальтов и дацитов и формированием туфов в отдельные отрезки времени на­капливались карбонатные и терригенные осадки. 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. Карбонатные и терригенно-карбонатные как шельфовые, так и относительно глубоководные осадки формиро­вались на Сулавеси и на юге Филиппин. Флишоидные серии отла­гались от о. Тайвань до Камчатки. Вблизи Камчатско-Корякской активной окраины островодужный вулканизм (образования пред­ставлены андезитами, базальтами и кремнистыми породами) со­четался с накоплением терригенных, туфогенных, в том числе и

флишевых, толщ. В палеоцене формируется островодужная систе­ма Новых Гебрид, Фиджи, Лау, Тонга-Кермадек. Здесь на океан­ской коре отлагались кремнистые породы и изливались базальты, андезиты и риолиты.

Образованием узкого Норвежско-Гренландского спредингового бассейна в палеоцене завершилось формирование Атлантического океана. Продолжался спрединг в Баффиновом бассейне. Во вновь возникших впадинах отлагались гемипелагические турбидиты и глинистые осадки с небольшой долей карбонатных илов. В южном направлении количество последних возрастает, и широкое развитие они получают южнее 53° с. ш. В связи с существенным снижением объема.терригенного материала, сносимого с континентов, в Цент­ральной и Южной Атлантике сокращается площадь накопления турбидитов и гемипелагических илов. Снизилась активность под­водной вулканической деятельности.

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.

Кремнистые осадки, гемипелагические глины и турбидиты от­лагались в Марокканской и Канарской котловинах. Кремнисто-карбонатные илы формировались на поднятии Риу-Гранди, а на-нофораминиферовый мел и карбонатные турбидиты — на Китовом хребте.

Распространение красных абиссальных глин в Индийском оке­ане увеличивается за счет сокращения площадей развития карбо­натных осадков. Уменьшаются площади накопления гемипелаги­ческих глин и турбидитов. Сейшельское поднятие продолжало мед­ленно погружаться и в его пределах накапливались кремнистые известняки с глауконитом и мел. К югу от Сейшельского микро­континента возникло Маскаренское поднятие, в пределах кото­рого отлагались мелководные и относительно глубоководные из­вестковые илы и изливались базальты и трахиты.

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 красных глубоководных глин. Отчетливо выделяется область высокой биологической про­дуктивности в экваториальной части. К ней приурочено наиболее интенсивное кремне- и карбонатонакопление. Вместе с тем по сравнению с мезозоем количество кремнезема в океанских осадках снижается.

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

Котловина Толля—Макарова и Канадская котловина в Аркти­ческом океане продолжают погружаться. В них отлагались геми­пелагические глины и кремнистые илы. В палеоценовую эпоху на­чинается раскрытие океанской котловины Амундсена — Нансена, в которой стали формироваться турбидиты.

В позднем палеоцене начинается трансгрессия; она продолжа­ла развиваться в эоцене, однако не достигла размеров позднеме-ловой. Эоценовая трансгрессия в наибольшей степени ощущается в Западной Европе, на юге Восточной Европы, в Закаспии (Тура-не) и Западной Сибири. Бореальные 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, но с отдельными впадинами, занятыми озерами.

Материки гондванской группы также в основном оставались, поднятыми выше уровня океана. Транссахарский пролив сначала превращается в залив Тетиса, а затем и вовсе осушается. В Па­тагонии море регрессирует по сравнению с палеоценом, отступая к атлантическому побережью. В Африке (Камерун и Эфиопия) и Аравии (Йемен) проявился базальтовый вулканизм, представляю­щий начало континентального рифтогенеза Восточно-Африканской системы, а также спрединговых бассейнов Аденского залива и Красного моря. Наземные излияния в Камеруне происходили вдоль крупного разлома, с которым связано формирование вулка­нических островов Гвинейского залива. Отдельные вулканические-центры располагались в Высоком Атласе, на севере Мадагаскара и на шельфовых участках в районе мыса Доброй Надежды. Ин­трузии фонолитов и мелилитов внедрялись к северу и югу от р. Оранжевой.

В области Тетиса палеоценовая регрессия также сменяется трансгрессией с максимумом в среднем эоцене. На обширном пространстве от Балкан до Белуджистана, включая Турцию, Ма­лый Кавказ и Иран, активно проявлялся вулканизм — острово-дужный вдоль зоны субдукции по южному краю Неотетиса,. рифтогенный в ее более глубоком тылу. Большекавказско-Копет-дагский бассейн продолжает заполняться осадками, в основном: флишем. Флиш получает широкое распространение и в более за­падных и восточных районах Средиземноморского подвижного-пояса, а в его южном обрамлении по-прежнему широко развиты карбонатные платформы.

В позднем эоцене в развитии Тетиса наступает знаменатель­ный перелом. На востоке происходит столкновение Индостанского обломка Гондваны с южным краем Евразии; морской бассейн здесь замыкается и начинается образование Гималаев (см. рис. 18.5). На западе Иберийская, Апулийская (Адрия), Бихорская, Мезийская, Закавказская микроплиты сближаются с Евразией; с юга их «подпирает» крупная Африкано-Аравийская плита. Спре-динг прекращается, заканчивается поглощение океанской коры да зонах субдукции; исключение составляет Восточное Средиземно-

•морье (моря Ионическое и Леванта, дуги Калабрийокая и Эллин­ская), где этот процесс продолжается до современной эпохи, равно как и вдоль юго-западной окраины Юго-Восточной Азии с ее вул­канической дугой, простирающейся из центральной Мьянмы на Суматру и Яву.

В результате коллизии континентальных блоков в конце эоце­на начинается становление покровно-складчатых горных соору­жений Пиренеи (отсюда название этой эпохи орогенеза — пире­нейская эпоха, или фаза), Бетской Кордильеры на юге Испании, Эр-Рифа и Телль-Атласа на севере Магриба, Альп, Апеннин, Динарид-Эллинид, Балканид, Малого Кавказа. Более слабыми были поднятия в Карпатской и Болыпекавказской системах; о них свидетельствует изменение характера седиментации — смена флиша эвксинскими (темноцветные осадки относительно глубо­ководных полузамкнутых бассейнов с сероводородным заражени­ем) фациями и появление мощных олистостром. Все эти события привели к коренным изменениям палеогеографической обстанов­ки. Тетис как единый океанский бассейн перестал существовать и распался на остаточный бассейн Восточного Средиземноморья (Ионическо-Левантийский), сообщавшийся с Атлантическим и Индийским океанами, и находившийся восточнее и севернее бассейн Паратетиса, временами вступавший в связь со Среди­земноморским. Паратетис простирался от предгорий Альп, Кар­пат и Динарид на западе до Каспия и Арала на востоке.

Крупные изменения произошли в Меланезии. Активно развива­ется островодужная система Соломоновы острова —- Новые Геб­риды. К востоку от нее заложились глубоководные желоба. Про­должается расширение Новогебридского задугового бассейна, и увеличивается глубина Тасманова и Кораллового морей. Возни­кает бассейн с корой океанского типа и к югу от о. Новая Бри­тания.

Видоизменились окраины Атлантического океана. В Антиль-ско-Карибской области крупные островные поднятия оказались вовлеченными в новые погружения. Образовался трансформный глубоководный трог Кайман и одновременно с ним формируется сложная система узких прогибов.

В течение эоценовой эпохи продолжалось расширение Атлан­тического океана. Особенно это касается Норвежско-Гренландско­го бассейна, где отлагались глинисто-турбидитные толщи. Вдоль восточной окраины на плато Веринг широко распространены диа­томовые илы. Мощные подводные излияния привели к образо­ванию базальтового фундамента Канарских островов. Продолжа­лись извержения и возникли новые вулканические постройки в Новоанглийокой зоне подводных гор. Значительно расширились площади накопления кремнистых отложений в котловинах Цент­ральной Атлантики. Они накапливались в ассоциации с гемипе-лагическими глинами и известковыми илами, красными глубоко­водными глинами и серо-зелеными глинами. В Аргентинской кот­ловине присутствуют красные цеолитовые и зеленовато-серые глины. В Южной Атлантике возрастает роль гемипелагичеоких осадков.

Продолжается расширение Индийского океана. Увеличиваются в размерах Чагос-Лаккадивское поднятие и Западно-Австралий­ский хребет. Изменение уровня карбонатной компенсации приво­дит к увеличению площади пелагических карбонатов. Усиливает­ся роль подводных течений, приводящих к интенсивному размы­ву и разносу придонного материала. Очень сильно возрастает роль дельтовых и склоновых турбидитов в Бенгальском заливе и вдоль рифтового бассейна, возникшего между Австралией и Антаркти­дой.

Вдоль восточной окраины Евразии, от Чукотки до Калиман­тана, протягивался пояс горных сооружений, на ряде участков, в частности в Сихотэ-Алине, Японии (о. Хонсю) и на юге Кореи, сопровождаемый вулканическими проявлениями. В тылу этого пояса в Северо-Восточном Китае и Хабаровском крае развива­лась континентальная рифтовая система, а в океане к востоку от него — энсиматические вулканические дуги. Помимо возникших ранее Олюторской, Камчатской и Курильской дуг в эту эпоху юж­нее появились дуги Филиппинская и Кюсю-Палау; между ними об­разовалась Западно-Филиппинская глубоководная впадина. Фи­липпинская дуга продолжалась к югу до о. Сулавеси; между ними и Калимантаном в эоцене возникла тыльно-дуговая впадина — так называемое, море Сулавеси. Гирлянда энсиматичееких вулкани­ческих дуг (о-ва Соломоновы, Вануату и др.) возникла на восточ­ном обрамлении Австралии, в Меланезии, а в их тылу зародилась система окраинных морей. В конце эоцена произошло надвигание, обдукция коры этих морей на континентальную кору Новой Гви­неи, Новой Каледонии и о. Северный Новой Зеландии.

По другую сторону Тихого океана, в Андском поясе, сначала происходит снижение тектономагматической активности, связан­ной с ларамийской эпохой орогенеза, и нарастание погружений, но затем, начиная с конца среднего и особенно в позднем эоцене, проявляется новый и очень мощный импульс орогенеза, получив­ший название инкской фазы (от индейского племени инков, на­селявших Центральные Анды в древности). В Северных Андах ею создана современная система антиклинориев, выраженных хреб-тами-кордильерами, и разделяющих их синклинориев —• межгор­ных прогибов; поднятия не затронули лишь самую западную, при-тихоокеанскую зону. В Центральных и Южных Андах продолжа­ется интенсивный магматизм, межгорные прогибы заполняются молассами.

В Северо-Американских Кордильерах в раннем палеогене постепенно затухает тектоническая активность, вызванная лара-мийским орогенезом. Но вулканизм — известково-щелочной бли­же к океану и щелочной в удалении от него — продолжается с не­которыми перерывами на всем пространстве от Аляски до Панам­ского перешейка и Колумбии, смыкаясь здесь с андским, а также в Антильской дуге. На северо-востоке вулканический пояс Аляски смыкается с Чукотским поясом, Алеутская дуга через Командо­ры — с Камчаткой. На обоих флангах, северном и южном, Ан­тильской дуги в позднем эоцене заканчиваются и вулканизм и ос­новные складчато-надвиговые деформации и лишь на Малых Ан-тилах 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 срединцых хребтов океанов приобрели вид, уже близ­кий к современному (рис. 18.6). Этому особенно способствовало образование моря Скотия с окончательным отделением Южной Америки от Антарктиды. С олигоцена начала формироваться и современная система горных поясов Земли, причем не только па

периферии Тихого океана и в пределах Тетиса, но и за его преде­лами, в Центральной Азии, до этого довольно длительное время представлявшей пенепленизированную сушу, а на периферии — мелкое море. Большое значение имело и падение уровня океана, наибольшее за фанерозой, вызвавшее осушение большей части площади эпиконтинентальных морей. Зато на западе Тихого океа­на возникают новые окраинные моря, а в Западной Европе и Вос­точной Африке образуются крупные континентальные рифтовые системы.

Молодые океаны — Атлантический, Индийский, Северный Ле­довитый (Евразийская котловина) — продолжают расширяться и углубляться. В Тихом океане Восточно-Тихоокеанское поднятие все более приближается к американским берегам и в районе Кали­форнии ось спрединга этого поднятия исчезает под надвигающей­ся Северо-Американской плитой, оттесняемой расширением Ат­лантики. На западе этого океана заканчивается спрединг вдоль Западно-Каролинской широтной зоны.

Олигоценовая регрессия особенно ярко проявилась в Запад­ной и Восточной Европе и Западной Сибири. В Западной Европе наиболее устойчиво погружался, как и прежде, Североморский бассейн. Начинается развитие рифтовой системы', протягиваю­щейся от низовьев Рейна к дельте Роны; ее наиболее интенсивно опускающимися звеньями были грабены Верхнерейнский и Брес. Остаточные моря Средней Европы постепенно утрачивают связь с морями юга Восточной 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 Корякин и Камчатки и через Курилы и Идзу-Бонин-Марианскую дугу, от­делившуюся от дуги Кюсю-Палау, на юг до Филиппин включи­тельно.

В Средиземноморском (Альпийско-Гималайском) поясе завер­шаются главные деформации во внутренних зонах Альп и Апеннин, сопровождаемые внедрением гранитоидов и региональным 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 относительно глубоководные бассейны с бескислородными условиями на дне, т. е. бассейны эв-ксинского типа. В них накапливаются глинистые толщи, обогащен­ные органическим углеродом — менилитовая серия в Предкар-патье, майкопская — в Восточном Крыму и Предкавказье.

На крайнем юго-востоке пояса, в обрамлении Юго-Восточной Азии, вдоль Суматры и Явы протягивается краевой вулканоплу-гонический пояс.

В олигоцене волна орогенеза, вызванная столкновением Индо­стана с Евразией, начинает распространяться на Центральную Азию, включая Гиндукуш, Памир, Куньлунь и Тянь-Шань (см. рис. 18.6).

На гондванских материках уже прочно установился континен­тальный режим, морские условия сохранялись лишь по их перифе­рии, за пределами современной береговой линии. Заметное иск­лючение составляют лишь Патагония и северо-восточные окра­ины Африки и Аравии. В противоположность Евразии рельеф этих материков продолжает снижаться. Начинается развитие Восточно-Африканской рифтовой системы в пределах Эфиопии и Кении. Здесь активизируется вулканизм. Вулканизм щелочно-базальтово-го состава проявляется также в нижнем течении Нила, в Восточ­ной Австралии и Западной Антарктиде. Из крупных внутрикон-тинентальных 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 системой ок­раинных морей в их тылу. Раскрывается южная котловина моря Фиджи. Затухает зона субдукции по северной и северо-восточной периферии Меланезийской системы дуг и развивается аналогичная зона по ее южной периферии; она составляет теперь главную зону конвергенции между Тихоокеанской и Индо-Австралийской плита­ми. В общем по всему западному обрамлению Тихого океана как с азиатской, так и с австралийской стороны вырисовывается тот тип активных окраин, который характерен и для современной эпо­хи, получивший название западно-тихоокеанского.

Другой тип континентальных окраин, именуемый андским, окончательно складывается на восточной, американской, перифе­рии Тихого океана. Северо-Американокие Кордильеры испытыва­ют общее сводовое поднятие, а в притихоокеанской зоне, в полосе от Южной Аляски до Калифорнийского полуострова и Панамского перешейка на юге, проявляются складчатые деформации. Магма­тизм несколько ослабевает по сравнению с магматизмом в эоцене в северной половине Кордильер. Известково-щелочной вулканизм к востоку, с удалением от зоны субдукции, сменяется базальтовым повышенной щелочности или бимодальным.

В Северных Андах происходит заложение крупных межгорных прогибов, заполненных относительно глубоководными терриген-ными осадками. В Центральных и Южных Андах продолжается развитие краевого вулканоплутонического пояса, в обрамлении ко­торого накапливаются грубые молассы, наиболее мощные в тыль­ном грабен-прогибе на территории Перу и Боливии. Как и в Се­верной Америке, известково-щелочные вулканиты сменяются к востоку толеитовыми или щелочными базальтовыми. Из интрузий вместо более ранних крупных батолитов образуются мелкие типа-биссальные или субвулканические плутоны. На восточной перифе­рии Анд формируется Субандийская 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 расши­рились и охватили склоны океанских котловин. Соответственна снижаются объемы абиссальных илов и кремнистых осадков. Возрастает площадь распространения гемипелагических осадков, особенно глинистых турбидитов.

Продолжает увеличиваться площадь Индийского океана. Воз­растают объемы гемипелагических, особенно турбидитных осад­ков, но сокращается роль кремнистых.

Общее углубление охватило абиссальные котловины Тихого океана. В них продолжали накапливаться глубоководные глины. Значение кремнистых осадков в зоне высокой биопродуктивности,, располагавшейся в приэкваториальной части, снижается. Одно­временно возрастает интенсивность карбонатонакопления. Крем­нистые осадки, в частности диатомово-радиоляриевые илы, отла­гались как на севере Тихого океана, так и на его юге, в приантарк-тической части.

На западе Тихого океана раскрывается Каролинский бассейн. Продолжалось развитие Алеутской вулканической дуги. В Запад­но-Филиппинском бассейне формировались красные глубоковод­ные глины с примесью вулканического материала. Начинается раскрытие Восточно-Филиппинского бассейна. На его дне стали отлагаться маломощные карбонатные илы. Активно развивается вулканическая Бонин-Марианская дуга. Здесь преобладают анде-зитобазальтовые и андезитовые серии, а на склонах накапливают­ся турбидиты с примесью вулканогенного материала.

На севере Новой Гвинеи возникает вулканическая дуга, про­должающаяся к востоку и переходящая в систему вулканических дуг Меланезии. Мощность островодужных вулканитов, представ­ленных андезитами, базальтами, и осадочных пород дости­гает 1,5 км. В южной части вулканической дуги Соломоновых ост­ровов — Новых Гебрид в глубоководных условиях отлагались красные глины и происходили излияния ультрабазитов и толеито-вых базальтов. Крупные излияния толеитовых базальтов харак­терны для Новой Каледонии.