18.3. Палеотектонические и палеогеографичсские условия

Главным событием палеоцена и эоцена является отделение Гренландии от Евразии с возникновением оси спредингавдоль подводного хребтаРейкьянеск югу отИсландско-Фарерского

369

Рис. 18.1. Сводные стратиграфические разрезы палеогена. Условные обозначения

порога и раскрытие Норвежско-Гренландскогобассейна 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 моряБаффина между Северной Америкой и Гренландией. Процессамспрединга 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

370

см. на рис. 8.1

спредин?а вдоль подводного хребтаГаккеля.В Индийском океане происходит отделение Сейшельского микроконтинента от Индостана и заканчивается оформлениеАравийско-Индийскогоспрединговогохребта, до разлома Оуэн на севере, а такжеЧагос-Лаккадивскогои Восточно-Индийскогонеспрединговыххребтов. На севере Тихого океана возникает, вероятно уже в конце мела, Алеутская вулканическая дуга, в зонесубдукциикоторой поглощаются северный широтныйспрединговыйхребет океана и находившаяся к северу от него океанскаялитосфернаяплитаКула.Ее реликт сохраняется лишь к северу от Алеутской дуги, в одноименной

24* 371

Рис. 18.2. Характерные ископаемые остатки палеогеновых организмов. Простейшие: la, 16, 1в — Nummulites (Pz); 2 — Assilina (Pl—l); 3—Operculina (Кг—

Q). Двустворчатые моллюски: 4 — Cardium (P—Q); 5 — Spondylus (KZ); 6—

Chlamys (T—Q); 7 — Glycymeris (KZ). Гастроподы: 5 — Turritella (K—Q); 9— Cerithium (K2—Q); 10 — Pleurotoma (P—Q); 11 — Nassarlus (Rz—Q); 12 —

Natica (P—Q) .Морские ежи; 13— Conoclypeus (Pz—Ni); 14 — Clypeas,ter (K2—Q) 372

Рис. 18.3. Характерные представители кайнозойских млекопитающих: ./ — Hipparion ( Nf —Qa); 2 — Indricotherium (Рз— N{ ); 3 — Machairodiis (N2); 4 — Mastodon (N1); 5 — Mammuthus (Q); 6 — Prozeuglodon (РУ

восточной впадине Берингова моря. На юго-западе Тихоокеанской области спредингизТасмановаморя 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-

373

Рис 184. Палеогеографическая реконструкция для палеоценовой эпохи (по В. Е. Хаину и А. Н. Балуховскому, с дополнениями). Условные обозначения см. на рис. 9 3

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 восточное — вЗакаспии(Туране).Эта полоса представляла северную окраинуТетиса.Остальная площадь Евразии оставалась низменной сушей, кромепритихоокеанскойзоны.

В течение палеоценовой эпохи в связи с размывом крупных поднятий на севере Тетиса (Бихорский,Родопско-ПелагонийскоТаврский,ЦентральноиранскийиЦентральноафганскиймассивы), а также многочисленных мелких островов в окраинных морях снижается роль карбонатных отложений.Шельфовыеи относительно глубоководныетерригенно-карбонатныеотложения формировались вДинаридах,Понтидах,Анатолидах,на Малом Кавказе, Эльбрусе и на других территориях. Карбонатные отложения тяготеют к южному борту океанаТетис.

В палеоцене флишевыепрогибы в пределах Тетиса продолжают развиваться. Новыйфлишевыйпрогиб возникает вАнатоли-

374

Рис. 18.5. Палеогеографическая реконструкция для эоценовой эпохи (по В. Е. Хаину и А. Н. Балуховскому, с дополнениями). Условные обозначения см. на рис. 93

дах.Его продолжением был бассейн, расположенный вЗагросе. Интенсивность вулканизма снижается. Остаточныйостроводужный вулканизм продолжался в ВосточномПонте,Аджаро-Триалетахи на Малом Кавказе. Наряду с излияниямириолитов,базальтов идацитови формированием туфов в отдельные отрезки времени накапливались карбонатные итерригенныеосадки. Вулканические извержения происходили в Загросе, Центральном Иране,Белуджистане,на юго-востоке Афганистана и на Памире.

На западе Мьянмыи на Андаманских островах продолжалось накоплениефлиша.На Калимантане, представлявшем собой тихоокеанскую окраину, отлагалисьпесчано-глинистые,в том числе и флишевые, толщи. Карбонатные и терригенно-карбонатные какшельфовые,так и относительно глубоководные осадки формировались наСулавесии на юге Филиппин.Флишоидныесерии отлагались от о. Тайвань до Камчатки. ВблизиКамчатско-Корякской активной окраины островодужный вулканизм (образования представлены андезитами, базальтами и кремнистыми породами) сочетался с накоплениемтерригенных,туфогенных,в том числе и

375

флишевых,толщ. В палеоцене формируетсяостроводужнаясисгемаНовыхГебрид,Фиджи,Лау,Тонга-Кермадек.Здесь на океанской коре отлагались кремнистые породы и изливались базальты, андезиты ириолиты.

Образованием узкого Норвежско-Гренландскогоспредингового бассейна в палеоцене завершилось формирование Атлантического океана. Продолжалсяспредингв Баффиновом бассейне. Во вновь возникших впадинах отлагались гемипелагическиетурбидитыи глинистые осадки с небольшой долей карбонатныхилов.В южном направлении количество последних возрастает, и широкое развитие они получают южнее 53° с.ш.В связи с существенным снижением объематерригенногоматериала, сносимого с континентов, в Центральной и Южной Атлантике сокращается площадь накоплениятурбидитовигемипелагическихилов. Снизилась активность подводной вулканической деятельности.

Одной из важных палеогеографическихособенностей было снижение высотысрединно-океанскогохребта 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 Канарскойкотловинах. Кремнистокарбонатныеилыформировались на поднятииРиу-Гранди,ананофораминиферовыймел 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 возниклоМаскаренскоеподнятие, 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 спрединговыйбассейн, в пределах которого отлагались красные абиссальные глины.

Котловина Толля—Макарова и Канадская котловина в Арктическом океане продолжают погружаться. В них отлагалисьгеми-

376

пелагические 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 позднемеловой.Эоценоваятрансгрессия в наибольшей степени ощущается в Западной Европе, на юге Восточной Европы, вЗакаспии(Туране)и Западной Сибири.Бореальныеморя — Северная Атлантика, Карское море — сообщались сТетисомчерез проливы в Западной Европе иТургайскийпролив 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 гондванскойгруппы также в основном оставались поднятыми выше уровня океана.Транссахарскийпролив сначала превращается в заливТетиса,а затем и вовсе осушается. ВПатагонииморе регрессирует по сравнению с палеоценом, отступая к атлантическому побережью. В Африке (Камерун и Эфиопия) и Аравии (Йемен) проявился базальтовый вулканизм, представляющий начало континентальногорифтогенезаВосточно-Африканской системы, а такжеспрединговыхбассейнов 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 нашельфовыхучастках в районе мыса Доброй Надежды.Интрузиифонолитовимелилитоввнедрялись 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 доБелуджистана,включая Турцию, Малый Кавказ и Иран, активно проявлялся вулканизм —островодужныйвдоль зонысубдукциипо южному краюНеотетиса, рифтогенныйв ее более глубоком тылу.Большекавказско-Копетдагскийбассейн продолжает заполняться осадками, в основном флишем.Флишполучает 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 обломкаГондваныс 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» крупнаяАфрикано-Аравийскаяплита. Спрединг прекращается, заканчивается поглощение океанской корыв. зонах субдукции; исключение составляет ВосточноеСредиземно-

377

•морье(моря Ионическое иЛеванта,дугиКалабрийокаяи Эллинская), где этот процесс продолжается до современной эпохи, равно как и вдоль юго-западной окраины Юго-Восточной Азии с ее вулканической дугой, простирающейся из центральнойМьянмына Суматру и Яву.

В результате коллизии континентальных блоков в конце эоцеианачинается становлениепокровно-складчатыхгорных сооружений Пиренеи(отсюда название этой эпохи орогенеза — пиренейская эпоха, или фаза),БетскойКордильеры на юге Испании,Эр-РифаиТелль-Атласана севереМагриба,Альп, Апеннин,Динарид-Эллинид,Балканид,Малого Кавказа. Более слабыми были поднятия в Карпатской иБольшекавказскойсистемах; о них^свидетельствует изменение характера седиментации — сменафлишаэвксинскими(темноцветные осадки относительно глубоководных полузамкнутых бассейнов с сероводородным заражением) фациями и появление мощныхолистостром.Все эти события привели к коренным изменениямпалеогеографическойобстановки.Тетискак единый океанский бассейн перестал существовать и распался на остаточный бассейн Восточного Средиземноморья(Ионическо-Левантийский),сообщавшийся с Атлантическим и Индийским океанами, и находившийсявосточнееи севернее бассейнПаратетиса,временами вступавший в связь со Средиземноморским.Паратетиспростирался от предгорий Альп, Карпат иДинаридна западе до Каспия и Арала на востоке.

Крупные изменения произошли в Меланезии. Активно развивается островодужнаясистема Соломоновы острова — НовыеГебриды.К востоку от неезаложилисьглубоководные желоба. Продолжается расширение Новогебридскогозадуговогобассейна, и увеличивается глубинаТасмановаи Кораллового морей. Возникает бассейн с корой океанского типа и к югу от о. Новая Британия.

Видоизменились окраины Атлантического океана. ВАнтильско-Карибскойобласти крупные островные поднятия оказались вовлеченными в новые погружения. Образовалсятрансформный глубоководныйтрогКайман и одновременно с ним формируется сложная система узких прогибов.

В течение эоценовойэпохи продолжалось расширение Атлантического океана. Особенно это касаетсяНорвежско-Гренландскогобассейна, где отлагалисьглинисто-турбидитныетолщи.Вдол'1 восточной окраины на платоВерингшироко распространеныдиатомовыеилы.Мощные подводные излияния привели к образованию базальтового фундаментаКанарскихостровов. Продолжались извержения и возникли новые вулканические постройки вНовоанглийокойзоне подводных гор. Значительно расширились площади накопления кремнистых отложений в котловинах Центральной Атлантики. Они накапливались в ассоциации сгемипелагическимиглинами и известковымиилами,красными глубоководными глинами и серо-зелеными глинами. В Аргентинской котловинеприсучствуюткрасныецеолитовыеи зеленовато-серые

378

глины. В Южной Атлантике возрастает роль гемипелагичеоких осадков.

Продолжается расширение Индийского океана. Увеличиваются в размерах Чагос-Лаккадивскоеподнятие 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 исклоновыхтурбидитовв Бенгальском заливе и вдольрифтовогобассейна, 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 континентальнаярифтоваясистема, а в океане к востоку от него —энсиматическиевулканические дуги. Помимо возникших ранееОлюторской,Камчатской и Курильской дуг в эту эпоху южнее появились дуги Филиппинская иКюсю-Палау;между ними образовалась Западно-Филиппинская глубоководная впадина. Филиппинская дуга продолжалась к югу до о.Сулавеси;между ними и Калимантаном в эоцене возниклатыльно-дуговаявпадина—так называемое море Сулавеси. Гирляндаэнсиматическихвулканических дуг (о-ва Соломоновы,Вануатуи др.) возникла на восточном обрамлении Австралии, в Меланезии, а в их тылу зародилась система окраинных морей. В конце эоцена произошлонадвигание, обдукциякоры этих морей на континентальную кору Новой Гвинеи, Новой Каледонии и о. Северный Новой Зеландии.

По другую сторону Тихого океана, в Андскомпоясе, сначала происходит снижениетектономагматическойактивности, связанной сларамийскойэпохой орогенеза, и нарастание погружений, но затем, начиная с конца среднего и особенно в позднем эоцене, проявляется новый и очень мощный импульс орогенеза, получивший названиеинкскойфазы (от индейского племени инков, населявших Центральные Анды в древности). В Северных Андах ею создана современная системаантиклинориев,выраженныххребтами-кордильерами,и разделяющих ихсинклинориев— межгорных прогибов; поднятия не затронули лишь самую западную,притихоокеанскуюзону. В Центральных и Южных Андах продолжается интенсивный магматизм, межгорные прогибы заполняютсямолассами.

В Северо-АмериканскихКордильерах в раннем палеогене постепенно затухает тектоническая активность, вызваннаяларамийскиморогенезом. Но вулканизм —известково-щелочнойближе к океану и щелочной в удалении от него — продолжается с некоторыми перерывами на всем пространстве от Аляски до Панамского перешейка и Колумбии, смыкаясь здесь сандским,а также

379

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 основныескладчато-надвиговыедеформации и лишь на МалыхАнтилахвулканическая деятельность продолжается до современной эпохи.

Итак, ранний палеоген явился некоторой «передышкой» между двумя крупными эпохами высокой тектономагматическойактивности —ларамийскойи пиренейской. Низкий темп поднятий привел к существенному выравниванию поверхности континентов.

События конца эоцена и самой олигоценовойэпохи определяют эту эпоху как одну из переломных в истории Земли. Именно волигоценеструктурный план Земли, очертания материков и расположение срединных хребтов океанов приобрели вид, уже близкий к современному (рис. 18.6). Этому особенно способствовало образование моряСкотияс окончательным отделением Южной Америки от Антарктиды. Солигоценаначала формироваться и современная система горных поясов Земли, причем не только по»

Рис 186^ Палеогеографическая реконструкция для олигоценовой эпохи (по В Е Хаину и А Н Балуховскому) Условные обозначения см на рис 93

380

периферии Тихого океана и в пределах Тетиса,но иза его пределами, в Центральной Азии, до этого довольно длительное время представлявшейпенепленизированнуюсушу, а на периферии — мелкое море. Большое значение имело и падениеуровня океана, наибольшее зафанерозой,вызвавшее осушение большей части площадиэпиконтинентальныхморей. Зато на западе Тихого океана возникают новые окраинные моря, а в Западной Европе и Восточной Африке образуются крупные континентальныерифтовые системы.

Молодые океаны — Атлантический, Индийский, Северный Ледовитый (Евразийская котловина) — продолжают расширяться и углубляться. В Тихом океане Восточно-Тихоокеанское поднятие все болееприближается к американским берегам и в районе Калифорнии осьспредингаэтого поднятия исчезает под надвигающейсяСеверо-Американскойплитой, оттесняемой расширением Атлантики. На западе этого океана заканчиваетсяспредингвдоль Западно-Каролинской широтной зоны.

Олигоценоваярегрессия особенно ярко проявилась в Западной и Восточной Европе и Западной Сибири. В Западной Европе наиболее устойчиво погружался, как и прежде, Североморский бассейн. Начинается развитиерифтовойсистемы, протягивающейся от низовьевРейнак дельте Роны; ее наиболее интенсивно опускающимися звеньями были грабены Верхнерейнский иБрес. Остаточные моря СреднейЕвропы постепенно утрачивают связь с морями юга ВосточнойЕрропычерезПольско-Припятскийпрогиб. Центральный Казахстан, Средняя и Южная Сибирь,ВерхояноЧукотскаяобласть, 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 континентальныйрифтогенезперерастает в спрединг; формируется глубоководная котловина этого моря. Начинается раскрытие междуговой Восточно-Филиппинской впадины. Система вулканических дуг продолжает обрамлять Евразию на востоке, от Корякини Камчатки и черезКурилыиИдзу-Бонин-Марианскуюдугу, отделившуюся от дугиКюсю-Палау,на юг до Филиппин включительно.

В Средиземноморском (Альпийско-Гималайском)поясе завершаются главные деформации во внутренних зонах Альп и Апеннин, сопровождаемые внедрениемгранитоидови региональнымметаморфлзмом,и начинаются деформации их внешних зон. Продолжается рост практически всехпокровно-складчатыхгорных сооружений пояса, до Гималаев на востоке включительно.Начинаегсяразвитие передовых и тыльных прогибов по их периферии;

вначале многие из них представляют относительно глубоководные бассейны с бескислороднымьусловиями на дне, т.е.бассейныэвксипскоготипа. В них накапливаются глинистые толщи, обогащенные органическим углеродом —менилитоваясерия вПредкарпатье,майкопская — в Восточном Крыму и Предкавказье.

381

На крайнем юго-востоке пояса, в обрамлении Юго-Восточной Азии, вдоль Суматры и Явы протягивается краевойвулканоплутони"еский пояс.

В олигоценеволна орогенеза, вызванная столкновением Индостана с Евразией, начинает распространяться на Центральную Азию, включаяГиндукуш,Памир,Куньлуньи Тянь-Шань (см. рис. 18.6).

На гондванскихматериках уже прочно установился континентальный режим, морские условия сохранялись лишь по их периферии, за пределами современной береговой линии. Заметное исключение составляют лишьПатагонияи северо-восточные окраины Африки и Аравии. В противоположность Евразии рельеф этих материков продолжает снижаться. Начинается развитие ВосточноАфриканскойрифтовойсистемы в пределах Эфиопии и Кении. Здесь активизируется вулканизм. Вулканизмщелочно-базальтовогосостава проявляется также в нижнем течении Нила, в Восточной Австралии и ЗападнойАнтарктиде. Из крупныхвнутриконтинентальныхвпадин продолжает опускаться Амазонская и возникает впадина в полосе Конго — Калахари в южной половине Африки.

Разрастается система вулканических дуг Меланезии к северовостоку и востоку от Новой Гвинеи и Австралии, с системой окраинных морей в их тылу. Раскрывается южная котловина моря Фиджи. Затухает зона субдукциипо северной и северо-восточной периферии Меланезийской системы дуг и развивается аналогичная зона по ее южной периферии; она составляет теперь главную зону конвергенции между Тихоокеанской иИндо-Австралийскойплитами. 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, именуемыйандским,. окончательно складывается на восточной, американской, периферии Тихого океана.Северо-АмериканокиеКордильеры испытывают общеесводовоеподнятие, а впритихоокеанскойзоне, 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-щелочнойвулканизм к востоку, с удалением от зоны субдукции, сменяется базальтовым повышенной щелочности или бимодальным.

В Северных Андах происходит заложение крупных межгорных прогибов, заполненных относительно глубоководными терригеннымиосадками. В Центральных и Южных Андах продолжается развитие краевоговулканоплутоническогопояса, в обрамлении которого накапливаются грубыемолассы,наиболее мощные в тыльном грабен-прогибе на территории Перу и Боливии. Как и в Северной Америке,известково-щелочныевулканиты сменяются к востокутолеитовымиили щелочными базальтовыми. Изинтрузий

382

вместо более ранних крупных батолитов образуются мелкиегипабиссальныеили субвулканическиеплутоны.На восточной периферии Анд формируется Субандийская система передовых прогибов;

временами в них со стороны Тихого океана прорываются морскиеводы.

В олигоценовуюэпоху продолжается расширение Атлантического океана. В результате снижения уровня'карбонатной компенсации области накопления карбонатныхиловсущественно расширились и охватили склоны океанских котловин. Соответственно» снижаются объемы абиссальных илов и кремнистых осадков. Возрастает площадь распространениягемипелагическихосадков, особенно глинистыхтурбидитов.

Продолжает увеличиваться площадь Индийского океана. Возрастают объемы гемипелагических, особенно турбидитныхосадков, 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 вприэкваториальнойчасти, снижается. Одновременно возрастает интенсивность«арбонатонакопления.Кремнистые осадки, в частностидиатомово-радиоляриевыеилы,отлагались как на севере Тихого океана, так и на его юге, вприантарктическойчасти.

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 вулканическаяБонин-Марианскаядуга. Здесь преобладаютандезитобазальтовыеиандезитовыесерии, а насклонах накапливаютсятурбидитыс примесьювулканогенногоматериала.

На севере Новой Гвинеи возникает вулканическая дуга, продолжающаяся к востоку и переходящая в систему вулканических дуг Меланезии. Мощность островодужныхвулканитов, представленных андезитами, базальтами, и осадочных пород достигает 1,5 км. В южной части вулканической дуги Соломоновых островов — НовыхГебридв глубоководных условиях отлагались красные глины и происходили излиянияультрабазитовитолеитовыхбазальтов. Крупные излияниятолеитовыхбазальтов характерны для Новой Каледонии.