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
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
см. на рис. 8.1
спредин?а 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
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 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-
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 — 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.
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. Хаину и А. Н. Балуховскому, с дополнениями). Условные обозначения см. на
рис. 93
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 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 геми-
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. 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 (см. рис.
18.5). На западе Иберийская, Апулийская (Адрия), Бихорская,
Мезийская, Закавказская микроплиты сближаются с Евразией; с
юга их «подпирает» крупная Африкано-Аравийская плита. Спрединг прекращается, заканчивается поглощение океанской коры в.
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 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.
В течение эоценовой эпохи продолжалось расширение Атлантического океана. Особенно это касается Норвежско-Гренландского бассейна, где отлагались глинисто-турбидитные толщи. Вдол'1
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 (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 по»
Рис 186^ Палеогеографическая реконструкция для олигоценовой эпохи (по
В Е Хаину и А Н Балуховскому) Условные обозначения см на рис 93
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 (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 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 морскиеводы.
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.