Кайнозойская эра (эратема) - KZ

 

Кайнозойская  эра  -  это  новый  этап  геологической  истории  Земли.  Первоначально кайнозойскую эру подразделяли на два периода - третичный, куда включали палеоген и неоген, и четвертичный.  Решение  это  было  принято  в  1881  г.  на  II  сессии  Международного геологического конгресса в г.Болонье.

С 1960 г. по решению Межведомственного стратиграфического комитета кайнозойская эра делится на три периода: палеогеновый, неогеновый и четвертичный (антропогеновый). Эра  началась  65  млн.  лет  назад  и  продолжается  доныне.  В  течение  кайнозоя  развивался новый  цикл  геологических  процессов,  изменивший  и  усложнивший  структуры  земной  коры  и создавший  современную  физико-географическую  обстановку.  В  кайнозое  сложился своеобразный органический мир, в котором млекопитающие играют ведущую роль. В конце эры появился человек, и его деятельность стала одним из факторов преобразования поверхности Земли.

Палеогеновый период (система)

 

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 в 1866 г. К. Науманном. Ранее он входил в состав третичной системы, наименование которой было предложено в 1833 г. Ч. Ляйелем. 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 в 1874 г., а олигоцен К. Бейрцхом в 1854 г. В дальнейшем палеоцен, эоцен и олигоцен были объединены под общим названием «палеоген».

Деление палеогена на три отдела общепринято, но при выделенпи ярусов возникают сложности, связанные с большим разнообразием фаций и органических остатков. Обычно используют в разных вариантах шкалу, разработанную на основе корреляции отложений Парижского, Бельгийского и Лондонского бассейнов. Однако согласованной шкалы ярусного деления палеогена в Западной Европе нет и до сих пор. То, что обычно именуется шкалой ярусного деления палеогена Западной Европы, является гибридом трех региональных стратиграфических шкал Лондонско-Гемпширского, Парижского и Бельгийского бассейнов.

В этом смысле 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 дискутируется 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, который предложил выделять его в качестве самостоятельного яруса меловой системы в 1846 г. Им были описаны известняки в окрестностях г. 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. Последовательиость 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 («палеос» — древний, «кэнос» — новый) отдел в Западной Европе подразделяется также на монтский и танетский ярусы. Первый был установлен в 1868 г. Ж. Девальком. Его стратотипом являются отложения в районе городов Монс и Обург на юго-западе Бельгии, где на туфах Сен-Симфорьен верхнегобМаастрихта с размывом залегают толщи известняков мощностью около 60 м, перекрываемые континентальными образованиями. В Западной Европе монтский ярус теперь обычно рассматривается как эквивалент датского, и последнему названию отдается предпочтение. В Восточной Европе стратиграфическим аналогом монтского яруса является инкерманский ярус Крыма.

Нижняя граница инкерманского 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,фораминифер, остракод и др. Полный объем танетского яруса также нельзя считать точно установленным. Этот ярус был обоснован Э. Реневье в 1873 г. 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 яруспредставлен морскими фациями и охарактеризован специфическим комплексом моллюсков, к тому же содержавшим много общих видов с нижней частью танетского яруса Англо-Парижского бассейна Стратотипом качинского яруса является разрез по р. 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 («эос» — заря, «кенос» — новый) в качестве самостоятельного стратиграфического подразделения был выделен в 1833 г. Ч. Ляйелем. Он подразделяется на три подотдела: нижний ипрский (бахчисарайский), средний — лютетский (симферопольский), а в верхнем подотделе выделяют два яруса: бартонский (бодракский) и приабонский (альминский).

Ипрский ярус был установлен в 1849 г. А. Дюмоном. Его Стратотипом являются фландрские глины, обнажающиеся на р. 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 планктонные фораминиферы, остракоды и богатый спорово-пыльцевой комплекс. Лютетский ярус был установлен в 1883 г. А. Лаппараном.

Стратотипом являются грубые известняки окрестностей Парижа (римская Лютеция). Нижняя и верхняя границы яруса ограничиваются ипрскими глинами Лаон и бартонскими породами МонСен-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.

Граница между эоценовыми и олигоценовыми отложениями проводится по кровле 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

 

Палеоцен начался сразу после массового позднемелового вымирания видов. В Палеоцене было также тепло, как и в Меловом периоде. И было достаточно много кислорода в окружающей среде (130% от современного уровня).

В Палеоцене начался расцвет папоротников. Папоротники - это растения, которые первыми колонизируют Землю после экологических катастроф. В частности, после массовых лесных пожаров, которые имели место после падения серии астероидов в конце Мелового периода. Постепенно Землю опять заселили леса – дождевые в тропиках, листопадные широколиственные и хвойные в умеренных широтах.

После Мелового массового вымирания видов – выжили мелкоразмерные группы, т.е. те, которые могли спрятаться в норках, кто вёл ночной образ жизни, делал запасы еды, мог в неблагоприятных условиях в падать в спячку и т.д. Выжили птицы, млекопитающие, ящерицы, змеи, лягушки… Возможно, в конце Мела из-за природных катаклизмов резко снизилась концентрация кислорода в окружающей среде и при достаточно жарком климате крупноразмерные и к тому времени уже теплокровные динозавры – вымерли. Анализ генома динозавров выявил интересный факт – геномы динозавров очень короткие, т.е. из них удалены все «лишние» последовательности. Возможно, именно это и снизило пластичность генома динозавров и не позволило им приспособиться к изменившимся условиям окружающей среды? Анализ палеоцен-эоценовой динамики изменения параметров тела млекопитающих показал их удивительную пластичность! Меловое вымирание устранило конкурирующую группу – динозавров – и млекопитающие достаточно быстро вышли в крупноразмерный класс. На границе Палеоцен-Эоцен резко повысилась температура – и фоссилии демонстрируют достаточно быстрое и резкое возвращение млекопитающих в мелкоразмерный класс. В Эоцене температура несколько снизилась – и опять млекопитающие вышли в крупноразмерный класс. Что это – очень широкая норма реакции? Или очень высокая пластичность генома?

Итак, в Палеоцене, в освободившихся экологических нишах быстро расселились птицы и млекопитающие. При этом достаточно быстро часть млекопитающих достигла крупных размеров. Причина гигантизма – обострение внутривидовой и межвидовой конкуренции организмов. В Меловом периоде млекопитающих и птиц было мало из-за подавления их динозаврами и птеродактилями. Поэтому, внутривидовая и межвидовая конкуренция практически отсутствовала. В Палеоцене млекопитающие и птицы размножились, что запустило механизм конкуренции и появления крупноразмерных форм. Конкуренция также запустила механизм диверсификации. Так, в Палеоцене  достаточно быстро появились новые группы птиц: журавли, цапли, пеликаны, утки, голуби, совы, ястребы, большие нелетающие птицы гасторнисы и ужасные птицы – фороракусы. Появились также новые группы млекопитающих. Так, в Палеоцене, приблизительно 60 млн.л.н. появились предки хоботных - эритериумы. Это были небольшие сухопутные животные (длина тела 60 см, вес 5 кг), без хобота, без бивней (однако, резцы у них уже были увеличены).

В Палеоцене от древних кондиляртр (а их было 10 семейств!) произошли все семейства непарнокопытных (лошади, носороги, тапиры, зебры, ослы, куланы). У кондиляртр было по 4 пальца на передних и по 3 пальца на задних конечностях. Одна из групп кондиляртр (фенакоды) – дало начало предкам лошадей – гиракотериям. Это были маленькие животные (высота в холке – 20 см), имевшие по 4 пальца на передних конечностях и по 3 пальца на задних конечностях.

 

Эоцен (55,8 – 33,9 млн.л.н.)

На границе Палеоцен – Эоцен резко и достаточно неожиданно (всего за 10 000 лет) повысилась температура окружающей среды. Об этом свидетельствует соотношение магния и кальция в раковинах ископаемых фораминифер, а также низкий уровень тяжёлого изотопа кислорода в раковинах ископаемых моллюсков. Данный временной интервал получил название палеоцен-эоценового термального максимума. Причиной резкого повышения температуры окружающей среды стало определённое сочетание параметров вращения Земли (т.н. циклы Миланковича изменения удалённости орбиты Земли от Солнца и угла наклона оси вращения Земли к плоскости вращения). Этим же промежутком времени датируется усиление вулканической деятельности и повышение напряжений сжатия в земной коре.

Кроме того, из-за подводного вулканизма за достаточно короткий промежуток времени (приблизительно за 5 000 лет) изменился характер океанических течений. Такой характер течений просуществовал около 40 000 лет. В итоге, тёплые воды достигли дна океана, что привело к выходу из донных океанических отложений огромного количества метана, который образуется в придонных слоях анаэробными бактериями при разложении органики. В воде метан окислился кислородом до углекислого газа, что привело к закислению океанической воды и к развитию сильнейшей гипоксии в придонных слоях. Гипоксия привела к гибели 50% видов придонных фораминифер, а закисление океанической воды привело к растворению огромного количества карбонатов в донных осадках. В итоге – огромное количество углекислого газа из океанов поступило в атмосферу и спровоцировав усиление парникового эффекта, способствовало ещё большему повышению температуры окружающей среды. В этот промежуток времени в Арктическом океане жили тропические формы, т.к. температура воды была +220С! Такое сильное потепление длилось не долго – всего около 200 000 лет!

В ходе палеоцен-эоценового термального максимума вымерли некоторые организмы, однако, при этом произошло появление многих новых групп. В частности, палеоцен-эоценовый термальный максимум – это время дальнейшей диверсификации млекопитающих и птиц. Так, в этот промежуток геологической летописи появились настоящие приматы, непарно- и парнокопытные и др. При этом следует отметить, что согласно фоссилиям – в период палеоцен-эоценового термального максимума – размеры животных резко уменьшились. Это – был морфологический ответ на высокую температуру окружающей среды.

Интересно отметить, что максимальная скорость диверсификации млекопитающих пришлась на середину Мелового периода – на т.н. время Меловой наземной революции, а не на начало Кайнозойской эры, как предполагалось ранее!!!

Почему затем резко похолодало. С одной стороны – изменились параметры орбиты Земли, с другой стороны – напряжения сжатия в Земной коре реализовались в виде тектонических движений, которые привели к отсоединению Гренландии от Евразии и к раскрытию Северной Атлантики; кроме того, в атмосфере уменьшилась концентрация парниковых газов, что также способствовало снижению температуры окружающей среды.

На протяжении палеоцен-эоценового термального максимума содержание углекислого газа в атмосфере возросло до 900 ррм (а по некоторым данным – до 2000 ррм). Затем, уровень углекислого газа снизился до 470 ррм (современный уровень составляет 390 ррм) и стало значительно прохладнее. Причины снижения концентрации углекислого газа в окружающей среде: а) уменьшение вулканических выбросов парниковых газов; б) завершение выхода метана со дна океана; в) поглощение избытка углекислого газа из окружающей среды растениями. Имел место т.н. «эффект азоллы»: приблизительно 49 млн.л.н. быстро размножился и расселился водный папоротник азолла. Палеонтологи на дне Арктического океана находят мощные захоронения этого папоротника датируемые данной эпохой. Полагают, что именно гиперразмножение этого папоротника позволило поглотить огромное количество углекислого газа. Это – один из примеров огромной роли биоты в круговороте веществ в окружающей среде! В Каменноугольном периоде гигантские карбоновые леса, погребённые в болотах, обеспечили вывод углерода из круговорота веществ и снижение концентрации углекислого газа. Вполне возможно, что папоротник азолла мог сыграть аналогичную роль в эоценовую эпоху Палеогенового периода

Приблизительно 41,5 млн.л.н. опять очень сильно и уже надолго потеплело. Начался временной интервал т.н. средне-эоценового климатического оптимума. Полагают, что причинами роста температуры окружающей среды стали следующие факторы: а) увеличение интенсивности вулканических выбросов парниковых газов, что усилило парниковый эффект (концентрация углекислого газа в окружающей среде возросла до 2000 ррм); б) нарастание напряжений сжатия в земной коре. Тепло было настолько, что в Антарктиде жили змеи, крокодилы, росли пальмы!

В Палеогене организмы были очень крупными (исключение составляет 200 000 летний интервал палеоцен-эоценового термального максимума): моллюски – гиганты, листья – гиганты (в высоких широтах), крупные нелетающие птицы – диатримы и фороракусы, крупные хоботные, крупные сумчатые, крупные безрогие носороги – индрикотерии и т.д. Причины: перенаселение экосистем вследствие тёплого и влажного климата + высокая концентрация кислорода в окружающей среде), что обострило межвидовую и внутривидовую конкуренцию и способствовало закреплению признака «крупные размеры тела».

Приблизительно 35 млн.л.н. на восточном побережье Северной Америки упал крупный астероид (ударный кратер Chesapeake Bay). Вполне возможно, что этот экзогенный фактор запустил процессы разрядки напряжений сжатия в земной коре. В конце эоцена – в олигоцене накопившиеся напряжения сжатия земной коры реализовались в виде серии тектонических движений, которые привели к подъёму Гималайских гор, Кавказских хребтов, Крымских гор, Альп и других горных систем.

Кроме того, приблизительно 34 млн.л.н. из-за тектонических движений разорвалась связь между Антарктидой и Южной Америкой; а 33,5 млн.л.н. – разорвалась связь между Антарктидой и Австралией. Обособление Антарктиды от других континентов + подъём кольцевой системы срединно-океанических хребтов вокруг Антарктиды – всё это привело  к изоляции Антарктиды от глобальных океанических течений (при этом сформировалось круговое Антарктическое течение) и прекратило доступ к Антарктиде тёплых экваториальных вод. Это, постепенно, привело к формированию покровного оледенения в Антарктиде и к похолоданию и иссушению климата по всей Земле.

Снижение температуры окружающей среды заставило дождевые тропические леса отступить к экватору и привело к распространению по Земле листопадных и хвойных лесов. Появились тундры.

Эоцен – это время появления животных современного типа. Так, в раннем эоцене появились летучие мыши. А через некоторое время – летучие мыши обзавелись эхолокацией (о чём свидетельствуют изменения в морфологи костей черепа этих животных).

Приблизительно 45-41 млн.л.н. из отряда парнокопытных семейства бегемотовых выделились первые киты, которые со временем утратили задние конечности, а некоторые – и зубы (хотя, сегодня, иногда вылавливают китов с задними лапками и с зубами! Это означает, что признаки не утрачены, а только заблокированы). Несколько позднее у китов появилась ультразвуковая эхолокация.

В середине эоцена, приблизительно 37 - 35 млн.л.н., предки хоботных - эритериумы - дали начало меритериумам. Это были полуводные животные размером со свинью, у которых уже появился хобот для дыхания под водой. Приблизительно 35 - 27 млн.л.н. появились первые палеомастодонты – потомки меритериумов. Палеомастодонты (лат. Palaeomastodontidae) — ранние представители мастодонтов в эволюции хоботных. Обитали в Африке в конце эоцена – в олигоцене. У палеомастодонтов уже имелся хобот из сросшихся друг с другом носа и верхней губы. В верхней и удлинённой нижней челюсти клыки развились в бивни. Бивни нижней челюсти были более плоскими и служили, по-видимому, для более лёгкого извлечения растений из земли. Полагают, что палеомастодонты, как и меритериумы, вели ещё полуводный образ жизни (в отличие от их потомков - истинных мастодонтов).

Палеоценовые предки лошадей (гиракотерии) в эоцене дали начало мезогиппусам, которые уже имели по 3 пальца на передних и задних конечностях.

В Кайнозойскую эру начался расцвет головоногих моллюсков с внутренней раковиной или с частично (полностью) редуцированной раковиной (кальмары, каракатицы, осьминоги). Внутренняя раковина даёт мобильность во время плавания. Важно отметить, что внешнераковинные аммониты – все вымерли. А из наутилоидов остался только один вид Nautilue pompilus! Таким образом, если организм – фильтратор по типу питания (как брахиопод или двустворчатый моллюск), то наличие массивной раковины позволяет защитить нежное тельце от хищников и не мешает добыванию пропитания. Однако, если организм – хищник, то для эффективной ловли добычи ему необходим максимум подвижности.

В конце Эоцена, приблизительно 34 млн.л.н. произошло массовое вымирание видов и замена одних групп растений и животных на другие.

Причины:

- резкое похолодание (оледенение Антарктиды);

- астероидные удары (три астроблемы, датируемые этим периодом);

- ускоренное старение одних видов и появление других видов из-за резких смен условий жизни.

 

Олигоцен (33,9 – 23,03 млн.л.н)

В олигоцене было холодно, сухо, продолжалось поднятие горных систем. Следует отметить, что сильное снижение температур и иссушение климата привели к отступлению лесов и к распространению травянистых экосистем (степей, саванн).

В конце эоцена – в начале олигоцена в Азии появились безрогие носороги индрикотерии (высота в холке 5 м, вес 11 тонн!). Это был самые крупные из известных млекопитающих.

Палеотектонические и палеогеографичсские условия

 

Главным событием палеоцена и эоцена является 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. 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 спрединга вдоль подводного хребта Гаккеля. В Индийском океане происходит отделение 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, 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 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 восточное — в Закаспии (Туране). 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-ПелагонийскоТаврский, 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.

Начало палеогена, 66 млн лет назад

В палеоцене флишевые прогибы в пределах Тетиса продолжают развиваться. Новый флишевый прогиб возникает в Анатолидах. 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 сисгема 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. Кремнистокарбонатные илы формировались на поднятии Риу-Гранди, а нанофораминиферовый 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 позднемеловой. Эоценовая трансгрессия в наибольшей степени ощущается в Западной Европе, на юге Восточной Европы, в Закаспии (Туране) 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 — островодужный вдоль зоны субдукции по южному краю Неотетиса, рифтогенный в ее более глубоком тылу. Большекавказско-Копетдагский 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. На западе Иберийская, Апулийская (Адрия), Бихорская, Мезийская, Закавказская микроплиты сближаются с Евразией; с юга их «подпирает» крупная Африкано-Аравийская плита. ее вулканической дугой, простирающейся из центральной Мьянмы на Суматру и Яву. В результате коллизии континентальных блоков в конце эоцеиа 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 Большекавказской 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 Антильско-Карибской области крупные островные поднятия оказались вовлеченными в новые погружения. Образовался трансформный глубоководный трог Кайман и одновременно с ним формируется сложная система узких прогибов.

Верхний эоцен (приабонский век), 35 млн лет назад

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 гемипелагическими глинами и известковыми илами, красными глубоководными глинами и серо-зелеными глинами. В Аргентинской котловине присучствуют 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 энсиматических 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 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 постепенно затухает тектоническая активность, вызванная ларамийским 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 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 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 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 Ерропы через Польско-Припятский прогиб.

Центральный Казахстан, Средняя и Южная Сибирь, ВерхояноЧукотская 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 метаморфлзмом, и начинаются деформации их внешних зон. Продолжается рост практически всех покровно-складчатых горных сооружений пояса, до Гималаев на востоке включительно. Начинаегся развитие передовых и тыльных прогибов по их периферии; вначале многие из них представляют относительно глубоководные бассейны с бескислороднымь условиями на дне, т. е. бассейны эвксипского 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 краевойвулканоплутони"еский пояс. В олигоцене волна орогенеза, вызванная столкновением Индостана с Евразией, начинает распространяться на Центральную Азию, включая Гиндукуш, Памир, Куньлунь и Тянь-Шань. 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 ВосточноАфриканской 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 северовостоку 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 терригенными 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 гипабиссальные или субвулканические плутоны. На восточной периферии Анд формируется Субандийская система передовых прогибов; временами в них со стороны Тихого океана прорываются морские воды.

Приблизительно конец палеогена, 20 млн лет назад

В олигоценовую эпоху продолжается расширение Атлантического океана. В результате снижения уровня  карбонатной компенсации области накопления карбонатных илов существенно расширились и охватили склоны океанских котловин. Соответственно 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 «арбонатонакопления. 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. 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 андезитобазальтовые 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 толеитовых базальтов. Крупные излияния толеитовых базальтов характерны для Новой Каледонии.

 

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 оледенение. Палеотемпературпые данные подтверждают существование высоких температур вод и приземной части воздуха в экваториальном и тропическом поясах. В Парижское бассейне температуры в палеоцене составляли 24—26°С. Близкие температуры характерны для экваториальных районов Северной Америки и Тихого океана. Высокие температуры, порядка 24—26°, наблюдались в Кр'ымском 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 о-вах ИндоМалайского архипелага. Мощные латеритные коры выветривания формировались на Бразильском и Леоно-Либерийоком щитах, на Индостанской и Австралийской платформах. В экваториальном поясе росли 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 латернтное 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 литнитов. На низменностях росла саванная растительность. На основании расчетов коэффициентов 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 тор выветривания меньшую роль, чем в других климатических поясах, играет каолинит, а минералы свободного глинозема встречаются редко. В Южном полушарии субтропические условия существовали на крайнем юге Чили и Аргентины, в Южной Австралии и Новой Зеландии. Средние температуры приповерхностных вод эпиконтинентальных морей субтропического пояса не превышали 18 °С.

 Вероятно, условия, близкие к умеренному климату, господствовали на крайнем севере Северо-Американского континента, Восточной Сибири и на Камчатке. В течение эоценовой эпохи размеры экваториального и тропического поясов сильно расширяются и далеко .к приполярным районам смещаются условия субтропического климата (рис. 18.7). Это было связано с развитием общего потепления, охватившего планету. В сторону полюсов мигрируют теплолюбивые животные и растения, смещаются процессы карбонато- и рифообразования. Такие типично тропические организмы, как нуммулиты, обитали не только в океане Тетис, но и в эпиконтинентальных морях, заливавших Западную и Юго-Восточную Европу, Австралию и Новую Гвинею. Ареал обитания нуммулитов совпадает с ареалом кораллов и орбитоидов. Во всех районах обитания этих животных средние температуры составляли 24—25 °С.

В течение олигоценовой эпохи существенно сократился ареал обитания теплолюбивой фауны. Сузились площади развития теплолюбивой флоры, каолинитовых и латеритных кор выветривания. Латеритообразование сосредоточилось в промежутке между 20—30 ° с. и ю. ш. В тех районах, где еще в эоцене формировались латеритные коры выветривания, они начали размываться, а вновь образованные коры стали аллитными или ферриаллиткыми. Эти и другие данные свидетельствуют о похолодании.

В олигоцене возник не известный с конца палеозоя умеренный и умеренно-холодный тип климата. Его роль с течением времени все возрастала. В областях умеренного климата росли листопадные леса. Средние январские температуры составляли —10°, а средние летние — +24°С. Годовая сумма атмосферных осадков достигала 1000 мм. В конце олигоцена в умеренных лесах исчезли представители теплолюбивой флоры и ведущую роль стали играть хвойные и мелколистные породы деревьев. Умеренно-холодный тип климата в олигоцене существовал только на крайнем юго-западе Австралии и в Антарктиде. В морях этой области обитали только эвритермные и холоднолюбивые формы моллюсков. Температуры среды их обитания составляли 12—14 °С. Понижение температур в Антарктиде в олигоцене было настолько сильным, что там появились горные, а затем и покровные ледники. Среднегодовая температура у побережья Восточной Антарктиды понизилась и составляла всего —4 °С.

В палеогеновом периоде исходя из распространенности представителей животного мира выделяются три зоогеографические области: Средиземноморская, или тропическая, Северная и Южная. В Средиземноморской, которая охватывала все экваториальные и тропические моря, широким распространением пользовались нуммулиты, кораллы,толстостворчатые гигантские моллюски и гастропбды. В северной и южной зонах комплекс двустворчатых и брюхоногих моллюсков был обедненным, а кораллы и нуммулиты отсутствовали.

Близкая зональность установлена по распространенности растительности. Вечнозеленая тропическая растительность произрастала почти на всей территории Европы, Центральной и Южной Азии в палеоцене и эоцене. Ареал развития такой растительности очерчивает области тропического и ослабленного тропического климата. Умеренные условия существовали в северной и южной зонах, где росли хвойные и хвойно-широколиственные леса. Они занимали значительные части Северной Азии, Арктику и Антарктиду. Происшедшее в олигоцене похолодание вызвало существенное сокращение ареала развития тропических представителей животного и растительного царств.

 

Полезные ископаемые

В палеогене были сформированы крупнейшие месторождения бокситов латеритного и латеритно-осадочного происхождения как в пределах платформ, так и в подвижных поясах. Месторождения бокситов располагаются в Австралии (п-ов Йорк, побережье залива Карпентария), в Африке, на склонах Леоно-Либерийского щита, на Ямайке, в Суринаме, Гайане, в Бразилии, а также в ряде районов Средиземноморского подвижного пояса и прилегающих к нему с севера платформенных областей. К числу последних относятся месторождения бокситов Южной Украины, Северного Казахстана, Нижнего Приангарья и Западного Прибайкалья.

В олигоценовую эпоху были образованы крупнейшие месторождения марганца. Среди них месторождения Причерноморья (Никополь), Закавказья (Чиатура) и Западной Африки (Моанда). Палеогеновый возраст имеют некоторые оолитовые железные руды Северной Америки, юга Западной Сибири и Северного Казахстана.

Крупнейшие месторождения нефти Ирана, Ирака, Центральной Азии (Ферганская, Афгано-Таджикская впадины) и Венесуэлы сосредоточены в горизонтах палеогенового возраста. В Европе такой возраст имеют некоторые нефтеносные слои Предкарлатья и Предкавказья и месторождения газа Ставрополья. Объектами добычи являются залежи каменного угля на Сахалине (бухта Угольная), в Японии (о-ва Хоккайдо и Кюсю), на востоке Китая (Фушунь). Интенсивно разрабатываются бурые угли в Германии (Рейнский угольный бассейн), в США (Северная Дакота) и на Украине.

Палеогеновый возраст имеют фосфориты Марокко, Алжира и Туниса. Широко распространены месторождения самородной серы в Иране, на побережье Мексиканского залива, в Боливии, Аргентине, Чили и Закарпатье. Крупнейшее месторождение ртути Альмаден в Испании частично имеет палеогеновый возраст. Ртутные месторождения палеогенового возраста известны в Италии, Югославии и России. Значительные запасы урана имеют палеогеновый возраст. Таким месторождением, в частности, является месторождение в штате Вайоминг в США. Многие залежи меди в США были образованы в палеогене — это месторождения Юта-Коппер, Бингем и др.

Аналогичного возраста являются месторождения меди Чили и Боливии, а также меди и молибдена Перу. В вулканогенных образованиях Чукотки сосредоточены Kpvnные проявления золота и серебра. Палеогеновый возраст имеют свинцово-цинковые месторождения Дальнего Востока, например месторождение Дальнегорск. С гранитами палеогенового возраста связано месторождение графита Сонора в Мексике.