Палеогеновый период

Последние этапы распада Пангеи произошли в палеогене, когда Атлантический океан рифтогенез и расширение морского дна распространились на север, разделив Северо-Американскую и Евразийскую плиты, а Австралия и Южная Америка отделились от Антарктиды, образовав Южный океан. Африка и Индия столкнулись с Евразией, образовав Альпийско-Гималайские горные цепи, а западная граница Тихоокеанской плиты превратилась из расходящейся в сходящуюся границу плит^[4].

Альпийская складчатость сформировалась в результате столкновения Африканской и Евразийской тектонических плит во время закрытия океана Тетис и открытия Центральной Атлантики. В результате образовался ряд дугообразных горных хребтов, от Телль-Риф-Бетических гор в западной части Средиземного моря через Альпы, Карпаты, Апеннины, Динарские Альпы и Элладские горы до Таврских гор на востоке^[5].

С позднего мелового периода до раннего палеоцена Африка начала сближаться с Евразией. Неровные очертания континентальных окраин, в том числе Адриатического полуострова (Адрии), простиравшегося на север от Африканской плиты, привели к образованию нескольких коротких зон субдукции, а не одной длинной системы. В западной части Средиземного моря Европейская плита погружалась под Африканскую плиту в южном направлении, а в восточной части Средиземного моря Африка погружалась под Евразию вдоль зоны субдукции, наклонённой к северу. Сближение Пиренейской и Европейской плит привело к Пиренейской складчатости^[6][7] и, по мере продвижения Адриатической плиты на север, к образованию Альпийских и Карпатских складчатых поясов^[8].

За столкновением Адриатики с Евразией в раннем палеоцене последовала примерно 10-миллионная пауза в сближении Африки и Евразии, связанная с началом формирования Североатлантического океана, когда Гренландия отделилась от Евразийской плиты в палеоцене. В раннем эоцене скорость сближения Африки и Евразии снова возросла, и оставшиеся океанические бассейны между Адриатикой и Европой закрылись^[9].

Примерно 40-30 млн лет назад вдоль западной средиземноморской дуги Телл, Риф, Бетика и Апеннинских гор началась субдукция. Скорость сближения была меньше скорости субдукции плотной литосферы западного Средиземноморья, и откат субдуцирующей плиты привёл к образованию дугообразной структуры этих горных хребтов.

В восточной части Средиземного моря около 35 млн лет назад Анатолидско-Таврическая платформа (северная часть Адриатики) начала погружаться в желоб, что привело к образованию горных цепей Динариды, Хеллериды и Тавриды, поскольку пассивная окраина отложения Адриатики были сброшены на кору Евразии в процессе субдукции^[10].

Горный массив Загрос простирается примерно на 2000 км от восточной границы Ирака до побережья Мекрана на юге Ирана. Он образовался в результате сближения и столкновения Аравийской и Евразийской плит при закрытии океана Неотетис и состоит из отложений, поднятых с опускающейся Аравийской плиты^[11].

Начиная с позднего мелового периода на окраине Евразии развивалась вулканическая дуга по мере того, как под неё погружалась кора Неотетиса. Отдельная внутриокеаническая зона субдукции в Неотетисе привела к обдукции океанической коры на окраине Аравийского моря в позднем меловом периоде и палеоцене, а в эоцене произошло отделение погрузившейся океанической плиты недалеко от окраины Аравийского моря. Столкновение континентов началось в эоцене около 35 млн лет назад и продолжалось в олигоцене около 26 млн лет назад^[12].

Индийский континент отделился от Мадагаскара примерно 83 млн лет назад и быстро (около 18 см/год в палеоцене) дрейфовал на север, к южной окраине Евразии. Резкое снижение скорости до 5 см/год в раннем эоцене свидетельствует о столкновении Тетийского (Тибетского) Гималаи, передний край Большой Индии, с Лхасским террейномТибета (южная окраина Евразии), вдоль Индо-Ярлинг-Зангбоской шовной зоны. К югу от этой зоны Гималаи состоят из метаосадочных пород, соскобленных с ныне погрузившейся под воду индийской континентальной коры и мантийной литосферы в процессе столкновения^[13].

Палеомагнитные данные указывают на то, что во время столкновения и снижения скорости тектонических плит современный Индийский субконтинент находился южнее, что свидетельствует о наличии крупного региона к северу от Индии, который сейчас погрузился под Евразийскую плиту или стал частью горного пояса. Этот регион, известный как Большая Индия, образовался в результате растяжения вдоль северной границы Индии во время открытия океана Неотетис. Тетийский Гималайский блок располагался вдоль его северного края, а между ним и южной частью Евразии находился океан Неотетис^[14].

Споры о степени деформации, зафиксированной в геологических отложениях в зоне столкновения Индии и Евразии, в сравнении с размерами Большой Индии, о времени и характере столкновения в сравнении с уменьшением скорости движения плит, а также об объяснениях необычно высокой скорости движения Индийской плиты привели к появлению нескольких моделей Большой Индии:

• Между Индией и Евразией в Неотетисе могла находиться зона субдукции, существовавшая с позднего мелового периода до раннего палеоцена, которая разделяла регион на две плиты. За субдукцией последовало столкновение Индии с Евразией в середине эоцена. В этой модели ширина Большой Индии составляла бы менее 900 км;
• Большая Индия могла представлять собой единую плиту шириной в несколько тысяч километров, а Тетийский Гималайский микроконтинент был отделён от Индийского континента океаническим бассейном. Микроконтинент столкнулся с южной частью Евразии около 58 млн лет назад (поздний палеоцен), при этом скорость движения плиты не снижалась примерно до 50 млн лет назад, когда скорость субдукции упала из-за того, что в зону субдукции попала молодая океаническая кора^[15];
• Согласно этой модели, части Большой Индии имеют более древнее происхождение, что меняет её палеогеографическое положение относительно Евразии и создаёт Большую Индию, состоящую из протяжённой континентальной коры шириной 2000-3000 км^[16].

Альпийско-Гималайский орогенный пояс в Юго-Восточной Азии простирается от Гималаев в Индии через Мьянму (блок Западной Бирмы) Суматру, Яву до Западного Сулавеси^[17].

В период от позднего мелового до палеогенового века движение Индийской плиты на север привело к сильно наклонной субдукции Неотетиса вдоль края Западно-Бирманского блока и образованию крупного трансформного разлома с севера на юг вдоль границы Юго-Восточной Азии на юге. Примерно 60-50 млн лет назад ведущий северо-восточный край Большой Индии столкнулся с Западно-Бирманским блоком, что привело к деформации и метаморфизму. В середине эоцена вдоль южной границы Юго-Восточной Азии, от западной Суматры до Западного Сулавеси, возобновилась субдукция с северным наклоном, поскольку Австралийская плита медленно дрейфовала на север.

Столкновение между Индией и Западно-Бирманским блоком завершилось к концу олигоцена. По мере продолжения столкновения между Индией и Евразией перемещение материала из зоны столкновения происходило вдоль уже существовавших крупных сдвиговых систем региона и расширяло их^[18].

В палеоцене спрединг морского дна вдоль Среднеатлантического хребта распространился из Центральной Атлантики на север между Северной Америкой и Гренландией в море Лабрадор (около 62 млн лет назад) и Баффиновом заливе (около 57 млн лет назад), а к раннему эоцену (около 54 млн лет назад) — в северо-восточную Атлантику между Гренландией и Евразией. Расширение территории между Северной Америкой и Евразией, также произошедшее в раннем эоцене, привело к образованию Евразийского бассейна в Арктике, который был связан с хребтом Баффина и Срединно-Атлантическим хребтом на юге крупными сдвиговыми разломами.^[19]

С эоцена до раннего олигоцена Гренландия была независимой плитой, двигавшейся на север и вращавшейся против часовой стрелки. Это привело к сжатию Канадского Арктического архипелага, Шпицбергена и северной Гренландии, что привело к орогенезу Эврика. Примерно 47 млн лет назад восточная окраина Гренландии была разрезана хребтом Рейкьянес (северо-восточная ветвь Срединно-Атлантического хребта), который продвинулся на север и отделил микроконтинент Ян-Майен.

Примерно 33 млн лет назад расширение морского дна в море Лабрадор и Баффиновом заливе постепенно прекратилось, и расширение морского дна сосредоточилось в северо-восточной части Атлантического океана. К концу олигоцена граница между Северо-Американской и Евразийской плитами установилась вдоль Срединно-Атлантического хребта, при этом Гренландия снова присоединилась к Северо-Американской плите, а микроконтинент Ян-Майен стал частью Евразийской плиты, и его остатки сейчас находятся на востоке и, возможно, под юго-восточной частью Исландии^[20].

Североатлантическая магматическая провинция простирается вдоль берегов Гренландии и северо-западной Европы и связана с протоисландским мантийным плюмом, который поднялся под литосферу Гренландии примерно 65 млн лет назад. Выделяют две основные фазы вулканической активности с пиками около 60 млн лет назад и около 55 млн лет назад. Магматизм в Британской и Северо-Атлантической вулканических провинциях происходил в основном в раннем палеоцене, что связано с увеличением скорости спрединга в море Лабрадор, в то время как магматизм в Северо-Атлантической провинции происходил в основном в раннем эоцене и связан с изменением направления спрединга в море Лабрадор и дрейфом Гренландии на север. Места проявления магматизма совпадают с местами пересечения распространяющихся рифтов и крупномасштабных, ранее существовавших литосферных структур, которые служили каналами для выхода магмы на поверхность.

Появление прото-исландского плюма считается движущей силой рифтогенеза в Северной Атлантике. Однако тот факт, что рифтогенез и начальное расширение морского дна произошли до появления плюма, крупномасштабный магматизм наблюдался на некотором расстоянии от рифтогенеза, а рифтогенез распространялся в сторону плюма, а не от него, позволяет предположить, что плюм и связанный с ним магматизм могли быть скорее следствием, чем причиной тектонических сил, которые привели к распространению рифтогенеза из Центральной Атлантики в Северную^[22].

Горное строительство продолжалось вдоль Кордильер Северной Америки в ответ на субдукцию плиты Фараллон под Северо-Американскую плиту. В центральной части североамериканской окраины сокращение земной коры в меловой и палеоценовый периоды Севирским орогенезом уменьшилось, и деформация сместилась на восток. Уменьшение угла наклона погружающейся плиты Фараллон привело к образованию плоского сегмента, что усилило трение между ним и основанием Северо-Американской плиты. В результате Ларамийской складчатости, положившей начало формированию Скалистых гор, образовалась широкая зона толстокорой деформации с разломами, уходящими на глубину в среднюю часть земной коры, и поднятием подстилающих пород, которые залегали к востоку от Севьерского пояса, на расстоянии более 700 км от желоба. В результате Ларамийского поднятия Западный внутренний морской путь был разделён, а затем отступил.

В середине и конце эоцена (50-35 млн лет назад) скорость сближения плит уменьшилась, и наклон плиты Фараллон стал более крутым. Поднятие прекратилось, и регион в значительной степени выровнялся в результате эрозии. К олигоцену сближение сменилось растяжением, рифтогенезом и повсеместным вулканизмом в Ларамийском поясе^[23][24].

Конвергенция океана и континента, обусловленная погружением плиты Фараллон под западную часть Южной Америки в зоне субдукции с восточным наклоном, продолжалась с мезозоя^[25].

В течение палеогена изменения в движении тектонических плит и эпизоды регионального утонения и утолщения плиты привели к колебаниям величины сокращения земной коры и объёмов магматизма по всей протяжённости Анд. В Северных Андах в позднем меловом периоде и палеоцене произошло слияние океанического плато с вулканической дугой, в то время как в Центральных Андах преобладала субдукция океанической коры, а на Южные Анды повлияла субдукция океанического хребта Фараллон-Восточная Антарктика^[26].

Карибская плита в основном состоит из океанической коры Карибской крупной магматической провинции, сформировавшейся в позднем меловом периоде. В позднем меловом периоде и в палеоцене вдоль её северной границы происходила субдукция атлантической коры, в то время как на юго-западе островная дуга столкнулась с северными Андами, образовав зону субдукции с восточным наклоном, где карибская литосфера погружалась под южноамериканскую окраину.

В эоцене (около 45 млн лет назад) была (повторно) установлена субдукция плиты Фараллон вдоль Центральноамериканской зоны субдукции. Субдукция вдоль северной части Карибской вулканической дуги прекратилась, когда Багамская карбонатная платформа столкнулась с Кубой, и была заменена сдвиговыми движениями в виде трансформного разлома, простирающегося от Срединно-Атлантического хребта и соединяющегося с северной границей Карибской плиты. Теперь субдукция сосредоточена вдоль южной части Карибской дуги (Малые Антильские острова)^[27][28].

К олигоцену внутриокеаническая Центральноамериканская вулканическая дуга начала сталкиваться с северо-западной частью Южной Америки.

В начале палеогена Тихий океан состоял из Тихоокеанской, Фараллонской, Кульской и Изанаги плит. Центральная часть Тихоокеанской плиты росла за счёт расширения морского дна, в то время как остальные три плиты погружались в мантию и разрушались. В южной части Тихого океана расширение морского дна продолжалось с позднего мелового периода на срединно-океанических хребтах Тихоокеанско-Антарктическом, Тихоокеанско-Фараллонском и Фараллонско-Антарктическом.

Тихоокеанский хребет Изанаги располагался почти параллельно Восточно-Азиатской зоне субдукции, и в период от 60 до 50 млн лет назад хребет начал погружаться. Примерно 50 млн лет назад Тихоокеанская плита перестала быть окружённой хребтами, но вдоль её западного края образовалась зона субдукции. Это изменило силы, действующие на Тихоокеанскую плиту, и привело к серьёзной реорганизации движений плит во всём Тихоокеанском регионе. В результате изменения напряжения между Тихоокеанской и Филиппинским морем плитами началась субдукция вдоль Идзу-Бонин-Марианской и Тонга-Кермадекской дуг.^[29]

Субдукция плиты Фараллон под Американскую плиту продолжалась с позднего мелового периода. Срединно-океанический хребет Кула-Фараллон располагался к северу от него до эоцена (около 55 млн лет назад), когда северная часть плиты раскололась, образовав Ванкуверскую плиту/плиту Хуан-де-Фука. В олигоцене (около 28 млн лет назад) первый сегмент Тихоокеанско-Фараллонского срединно-океанического хребта вошёл в зону субдукции Северной Америки в районе Нижней Калифорнии, что привело к крупным сдвиговым движениям и образованию разлома Сан-Андреас. На границе палеогена и неогена спрединг между Тихоокеанской и Фараллонской плитами прекратился, и Фараллонская плита снова раскололась, образовав современные плиту Наска и плиту Кокос.

Кулаская плита располагалась между Тихоокеанской плитой и Северной Америкой. На севере и северо-западе она погружалась под Алеутский жёлоб. Растяжение между Кулаской и Тихоокеанской плитами, а также плитой Фараллон прекратилось около 40 млн лет назад, и Кулаская плита стала частью Тихоокеанской плиты^[30]

Гавайский хребет подводных гор образовалась над Гавайской горячей точкой. Первоначально считалось, что горячая точка находится в мантии неподвижно, но теперь известно, что в период от палеоцена до раннего эоцена она сместилась на юг, а Тихоокеанская плита — на север. Примерно 47 млн лет назад движение горячей точки прекратилось, а движение Тихоокеанской плиты изменилось с северного на северо-западное в связи с началом субдукции вдоль её западной границы. Это привело к изгибу цепи подводных гор на 60 градусов. Другие цепи подводных гор, связанные с горячими точками в южной части Тихого океана, в это время также меняют свою ориентацию^[31].

Между Австралией и Восточной Антарктидой продолжалось медленное расширение морского дна. Вероятно, к югу от Тасмании образовались мелководные каналы, открывшие Тасманово море в эоцене, а с середины олигоцена стали открываться глубоководные пути. В результате рифтогенеза между Антарктическим полуостровом и южной оконечностью Южной Америки образовался пролив Дрейка и открылся Южный океан, что также завершило распад Гондваны. Открытие этих проливов и создание Южного океана привели к формированию Антарктического циркумполярного течения. Ледники начали формироваться на континенте Антарктида, который теперь был изолирован в южной полярной области и окружён холодными океанскими водами. Эти изменения привели к снижению глобальной температуры и началу ледникового периода.

Растягивающие напряжения в зоне субдукции вдоль северной части Неотетиса привели к рифтообразованию между Африкой и Аравией, в результате чего в позднем эоцене образовался Аденский залив На западе в раннем олигоцене потоковые базальты извергались на территории Эфиопии, северо-восточного Судана и юго-западного Йемена, когда Афарский мантийный плюм начал воздействовать на основание африканской литосферы. Рифтогенез на юге Красного моря начался в середине олигоцена, а в центральной и северной частях Красного моря — в конце олигоцена и начале миоцена^[32].

Климатические условия в палеогене значительно менялись. После того как последствия астероидного удара в районе Чиксулуб сошли на нет, с позднего мелового периода продолжался период прохладных и засушливых условий. На границе палеоцена и эоцена глобальные температуры резко возросли с наступлением палеоцен-эоценового термального максимума (ПЭТМ). К середине эоцена температуры снова начали снижаться, а к концу эоцена (около 37 млн лет назад) они упали настолько, что в Антарктиде образовались ледяные щиты. На границе эоцена и олигоцена глобальный климат стал «ледяным», и начался современный позднекайнозойский ледниковый период.

Палеоген начался с короткой, но интенсивной «воздействии зимы», вызванной Чиксулубским столкновением, за которой последовал резкий период потепления. После стабилизации температуры продолжилось устойчивое похолодание и высыхание позднемелового — раннепалеогенового холодного интервала, охватившего последние два периода позднего мелового периода,^[33] с лишь кратковременным перерывом в виде последнего данийского события (около 62,2 млн лет назад), когда глобальные температуры повысились.^[34][35][36] Нет никаких свидетельств того, что в палеоцене на полюсах были ледяные щиты

Относительно прохладным условиям пришёл конец из-за термального явления в Танетии и начала Палеоцено-эоценового термического максимума. Это было одно из самых тёплых времён фанерозойской эры, в течение которого глобальные средние температуры поверхности повысились до 31,6 ° C.^[37]Согласно исследованию, опубликованному в 2018 году, примерно с 56 по 48 млн лет годовая температура воздуха над сушей и в средних широтах составляла в среднем около 23-29 ° C (± 4,7 °C).^[38][39] Для сравнения, это было на 10-15 ° C выше текущих среднегодовых температур в этих районах^[40].

Такой стремительный рост глобальной температуры и интенсивное парниковое воздействие были вызваны внезапным повышением уровня атмосферного углекислого газа (CO₂) и других парниковых газов. Сопутствующее повышение влажности привело к увеличению количества каолинита в отложениях, который образуется в результате химического выветривания в жарких и влажных условиях. Тропические и субтропические леса процветали и распространялись в полярных регионах. Водяной пар (парниковый газ), связанный с этими лесами, также способствовал парниковому эффекту.

Первоначальный рост глобальной температуры был связан с внедрением магматических силлов в богатые органикой отложения во время вулканической активности в Североатлантической магматической провинции примерно 56-54 млн лет назад, что привело к быстрому выбросу большого количества парниковых газов в атмосферу. Это потепление привело к таянию замороженных гидратов метана на континентальных склонах, что привело к дальнейшему выбросу парниковых газов. Это также снизило скорость захоронения органических веществ, поскольку более высокие температуры ускорили процесс бактериального разложения, в результате которого CO₂ снова попал в океаны.

(Относительно) внезапные климатические изменения, связанные с поздним эоцен-палеоценовым термовымбросом, привели к вымиранию одних групп фауны и флоры и появлению других. Например, из-за потепления в Северном Ледовитом океане вымерло около 70 % глубоководных фораминифер, в то время как на суше появились многие современные млекопитающие, в том числе приматы. Из-за колебаний уровня моря во время отливов между Северной Америкой и Евразией образовывался сухопутный мост через Берингов пролив, по которому между двумя континентами перемещались наземные животные^[41].

За палеогеновым периодом последовал менее интенсивный второй эоценовый термальный максимум (около 53,69 млн лет назад),^[42] Тёплые условия раннего эоцена закончились событием Азолла. Считается, что изменение климата, произошедшее около 48,5 млн лет назад, было вызвано распространением водных папоротников рода Азолла, в результате чего растения поглощали из атмосферы большое количество CO₂. С этого времени и примерно до 34 млн лет назад наблюдалась тенденция к медленному похолоданию, известная как средне-позднеэоценовое похолодание. По мере снижения температуры в высоких широтах наличие холодной воды диатомовых водорослей указывает на то, что зимой в Северном Ледовитом океане мог образовываться морской лёд, а к концу эоцена (около 37 млн лет назад) появились свидетельства оледенения в Антарктиде^[43].

Изменения в глубинных океанических течениях, вызванные тем, что Австралия и Южная Америка отошли от Антарктиды, открыв проливы Дрейка и Тасманова, привели к снижению глобальной температуры. Тёплые воды Южной Атлантики, Индийского и южной части Тихого океанов распространились на юг, в открывшийся Южный океан, и стали частью холодного циркумполярного течения. Плотные полярные воды опустились в глубины океанов и двинулись на север, снизив глобальную температуру океана. Это похолодание могло произойти менее чем за 100 000 лет и привести к массовому вымиранию морских обитателей. На границе эоцена и олигоцена отложения, принесённые в океан ледниками, указывают на наличие ледникового щита в западной Антарктиде, который простирался до океана^[44].

Развитие циркумполярного течения привело к изменениям в океанах, что, в свою очередь, ещё больше снизило содержание CO₂ в атмосфере. Усиление подъёма холодных вод стимулировало продуктивность фитопланктона, а более холодные воды снизили скорость бактериального разложения органических веществ и способствовали росту метановых гидратов в морских отложениях. Это создало цикл положительной обратной связи, в котором глобальное похолодание снижало содержание CO₂ в атмосфере, а это снижение содержания CO₂ приводило к изменениям, которые ещё больше снижали глобальную температуру. Уменьшение испарения с поверхности более холодных океанов также привело к снижению влажности в атмосфере и повышению засушливости. К началу олигоцена тропические и субтропические леса Северной Америки и Евразии сменились сухими лесами и обширными лугами.

Раннеолигоценовый ледниковый максимум длился около 200 000 лет, и средняя глобальная температура поверхности продолжала постепенно снижаться в течение рупельского периода. Падение уровня Мирового океана в середине олигоцена свидетельствует о значительном росте антарктического ледникового щита. В позднем олигоцене глобальные температуры начали немного повышаться, хотя они по-прежнему были значительно ниже, чем в предыдущие эпохи палеогена, и полярный лёд сохранялся^[45].

Практически вся Европа была покрыта вечнозелёными тропическими лесами, и лишь в северных областях произрастали листопадные растения. Увеличивается разнообразие цветковых растений.

В этом периоде начался бурный расцвет млекопитающих. После мел-палеогенового вымирания большого количества рептилий возникло множество свободных экологических ниш, которые начали занимать новые виды млекопитающих. Были распространены яйцекладущие, сумчатые и плацентарные. Через 100 тыс. лет после падения метеорита таксономическое разнообразие млекопитающих удвоилось, а максимальная масса млекопитающих увеличилась почти до уровней, предшествующих мел-палеогеновому вымиранию. Приблизительно трёхкратное увеличение максимальной массы тела млекопитающих произошло через 300 тыс. лет после мел-палеогенового вымирания, первые крупные млекопитающие появились через 700 тысяч лет после мел-палеогенового вымирания, что совпадает с первым появлением растений семейства бобовых^[46].

В лесах и лесостепях Азии в среднем олигоцене возникла так называемая «индрикотериевая фауна».

В воздухе господствуют веерохвостые беззубые птицы. Широко распространены крупные бегающие хищные птицы (гасторнисы). Увеличивается разнообразие насекомых.

В морях процветают костистые рыбы. Появляются примитивные китообразные, новые группы кораллов, морских ежей. Фораминиферы-нуммулитиды достигают нескольких сантиметров (в исключительных случаях — даже 19 см^[47]) в диаметре, что очень много для одноклеточных. Вымирают последние белемниты или похожие на них формы, начинается расцвет головоногих с редуцированной или вовсе исчезнувшей раковиной — осьминогов, каракатиц и кальмаров, вместе с белемнитами объединяемых в группу колеоидей. Происходит эоцен-олигоценовое вымирание.