Období devonu - D. Období devonu Devonská ložiska
Krajina středního devonu
devonské období (devo'n)- čtvrté geologické období od počátku paleozoické éry. Začalo to asi před 416 miliony let a skončilo před 360 miliony let. Doba trvání - 50 milionů let. Devonský systém jako stratigrafická jednotka se dělí na 3 supersekce, 3 divize a 7 stupňů.
Tektonika a magmatismus
Období devonu se na rozdíl od jiných období paleozoika vyznačuje relativně malým rozsahem velkých strukturálních přeměn zemské kůry.
Začátek období je charakterizován dokončením kaledonské tektogeneze; v řadě oblastí tvorba horských vrásových struktur končí. Stabilizované kaledonské struktury však nepřecházejí do vývojového stupně platformy a v rámci kaledonských struktur se tvoří tzv. superponované deprese nebo zděděné prohlubně. S koncem kaledonské éry tektogeneze se začíná rozvíjet nová éra tektogeneze – hercynská. Naprostá většina hercynských geosynklinálních koryt, stejně jako kaledonských, vznikla na bajkalském zvrásněném základu. Hercynská tektogeneze pokrývala všechny geosynklinální pásy známé od počátku paleozoika.
V raném devonu byly starověké plošiny téměř všude vyvýšeny nad hladinu moře. Kontinentální režim se ustavuje vždy po ukončení tektonického stupně vývoje, v tomto případě kaledonského.
V době středního devonu začal nový prohřešek, který se nejvýrazněji projevil na Východoevropské platformě.
Na jiných platformách se středo-pozdní devonská transgrese moře projevovala buď na relativně malých plochách, nebo zcela chyběla. Na konci devonského období byly plošiny znovu zvednuty a v důsledku toho došlo k určité regresi moře. V úseku devonských ložisek jsou na plošinách a v prohlubních rozšířeny slánonosné a pestré terigenní vrstvy, svědčící o aridních podmínkách.
Život zvířat a rostlin
V období devonu z nosorožců vznikly lykofyty, přesličky, kapradiny a nahosemenné rostliny, z nichž mnohé byly zastoupeny dřevitými formami (např. Archaeopterys). Objevili se první suchozemští obratlovci. Paleontologové předpokládají, že plíce, kterými suchozemští tvorové dýchají, původně vznikly u ryb, které žily v bažinách. Z takových lalokoploutvých ryb vzešli obojživelníci. Jeden z prvních obojživelníků, Ichthyostegas a Acanthostegas, měl mnoho vlastností ryb, ale měl plně tvarované končetiny. Byli úzce spjati s vodou, možná ještě těsněji než moderní žáby. Objevili se pavouci, klíšťata, hmyz - živé organismy získaly nové formy a ovládly zemi. Dnové predátoři, korýši - eurypteroidi, dosahují v devonu délky 1,5 - 2 m. V mořích se v období devonu objevili první amoniti, kteří měli vzkvétat v druhohorách. Devon je často nazýván „věkem ryb“, protože právě v tomto období geologického času osídlili téměř všechny mořské a sladkovodní pánve bezčelistní a hryzci a dosáhli velké rozmanitosti.
Devon - devonské období nebo devonský systém. Devon je čtvrtým obdobím éry. Začalo to před 419 miliony let a skončilo před 358 miliony let, to znamená, že to trvalo 60-61 milionů let. Abyste se nepletli do eonů, epoch a období, použijte jako vizuální vodítko geochronologické měřítko, které se nachází.
Název období byl dán názvem anglického hrabství Devonshire, na jehož území byly nalezeny geologické horniny tohoto období. Šedesát milionů let devonu mělo vážný dopad na vývoj života na planetě Zemi. Období devonu je známé událostmi konkrétně ze světa zvířat a rostlin. Během tohoto období se objevilo mnoho nových druhů, rodů a čeledí flóry a fauny. Nejjasnější a nejdůležitější událost tohoto období lze nazvat prvním výskytem zvířat na povrchu země.
Rostliny z období devonu
Život v devonském období vytvořil nové výklenky a aktivně zalidnil zemi. Pokud se v předchozích obdobích podařilo dostat na souš pouze vzácným druhům rostlin a zvířata nadále žila pod vodou, pak v devonu se země stala mnohem obydlenější. Změny a rychlý rozvoj nastaly i pod vodou. Co se týče devonské fauny, v této době se objevily takové suchozemské rostliny, které patří mezi lykofyty, přesličky, kapradiny a nahosemenné rostliny. Ve stejné době se na souši objevily první stromy, například stromovitá rostlina s kapradinovitými listy - Archeopteris (vyhynulý druh). Vědci poznamenávají, že na rozdíl od moderní situace ve fauně, kdy rostliny, které se od sebe liší, rostou v různých částech Země, byly v té době všechny rostliny na téměř celé planetě stejné. V důsledku aktivního osídlení země rostlinami se objevil první půdní kryt.
Fauna z období devonu
V období devonu se objevila úplně první zvířata, která vylezla na povrch země. Plíce, které umožňovaly zvířatům dostat se z vody, se objevily u lalokoploutvých ryb, které žily v bažinách. Duální režim dýchání u bažinových ryb se objevil v důsledku skutečnosti, že v izolovaných bažinách a mělkých nádržích zažívaly nedostatek kyslíku. Laločnaté ryby daly vzniknout prvním obojživelníkům. Soudě podle archeologických údajů byli prvními obojživelníky Ichthyostegas a Acanthostegas (vyhynulá zvířata), kteří se stali mezičlánkem mezi rybami a obojživelníky. Měli hodně společného s rybami, ale vyvinuly se jim tlapky a dýchaly plícemi. Na souši se také objevil první hmyz - pavouci, klíšťata a další bezobratlí členovci.
Život pod vodou se vyvíjel obzvláště aktivně. Ne nadarmo se tomuto období říká věk ryb. Mezi rybami se objevila obrovská rozmanitost druhů a osídlily téměř všechny vodní plochy planety. V této době se poprvé objevují hlavonožci amoniti. V devonu začíná úpadek království trilobitů, protože v této době se objevuje mnoho predátorů a trilobiti začínají vymírat.
Na konci devonu začalo masové vymírání zvířat. Devonské vymírání považován za jeden z největších v historii. Archeologové poznamenávají, že asi před 359 miliony let zmizela téměř všechna zvířata bez čelistí. Příčiny vyhynutí nebyly spolehlivě objasněny. Hlavními důvody jsou pád meteoritu, změny prostředí s následným nedostatkem kyslíku, rozsáhlá evoluce rostlin, klimatické změny a tak dále. Celkem vyhynulo 19 % čeledí a 50 % rodů flóry a fauny.
Obecná charakteristika, stratigrafické jednotky a stratotypy
Devonský systém byl založen v roce 1839 slavnými anglickými geology A. Sedgwickem a R. Murchisonem v Anglii v hrabství Devonshire, po kterém byl pojmenován.
Doba trvání devonského období je 48 milionů let, jeho začátek je před 408 miliony let a jeho konec je před 360 miliony let.
Devonské úseky Velké Británie jsou složeny z kontinentálních facií a lze je kombinovat se stratotypy pro rozlišení stádií. Proto bylo rozkouskování devonského systému provedeno v Ardenách v Belgii, Francii a v pohoří Rýnských břidlic v Německu. Devonský systém je rozdělen do tří divizí.
Českoslovenští badatelé navrhli v 60. letech odlišit místo Zedino a Siegen stupně Lochkovian a Pražský stupeň, zřízených v mořských úsecích Barrandova žlabu v Českém masivu nedaleko Prahy, které se dokonale vyznačovaly faunou. Zde je také rozpoznána hranice siluru a devonu, vedená mezi przydolským a lochkovským stupněm. V roce 1985 doporučila Mezinárodní subkomise pro stratigrafii devonu lochkovian a pražský stupeň ČR jako typové stupně pro spodní devon. Od té doby geologové používají právě tyto stupně, i když bývalé stupně Zhedino a Siegen jim přibližně odpovídající nebyly formálně zrušeny. To vysvětluje „dvojí sílu“ ve spodní části stupnice devonského systému. Typické řezy devonského systému jsou znázorněny na diagramech IV a V, barevně. na
Organický svět
Organický svět devonského období byl bohatý a rozmanitý. Suchozemská vegetace zaznamenala výrazný pokrok. Počátek devonského období byl charakteristický širokým rozšířením „psilafytů“ (nosorožců), které v té době dosáhly největšího rozkvětu. Jejich dominance je pozorována v mokřadní krajině. Na počátku středního devonu vymřely rhyniofyty a nahradily je prakaprastiny, u kterých se začaly vyvíjet listovité formy. Květena pozdního devonu se nazývala archaeopteris, podle rozšířené heterosporózní kapradiny Archaeopteris. Na konci devonu již na planetě existovaly lesy sestávající z rostlin uvedených výše.
Konodonti mají největší biostratigrafický význam v devonu. Tito zástupci primitivních strunatců, kteří se objevili ve středním kambriu, získali dominantní postavení již v ordoviku. V pozdním devonu byl pozorován jejich druhý vrchol kvetení. Konodonty se v devonu měnily tak rychle, že umožňují rozlišit více než 50 standardních zón v devonských ložiskách s trváním devonského období asi 50 milionů let. Toto je pozoruhodný příklad použití pozůstatků rychle se vyvíjejících organismů k vytvoření ultra-detailní stratigrafie. w Graptoliti (jeden rod, Monograptus, vzácně se vyskytující ve spodním devonu) a cystoidy přežívají v devonu; Diverzita forem trilobitů a nautiloidů se prudce snižuje. Rozšířeni jsou hradní ramenonožci (brachiopodi) z čeledi spiriferidů s hlavním rodem Spirifer a pentameridy (rod Pentamerus), čtyřpaprskoví koráli a tabulaté.
Významní svým významem jsou hlavonožci: řády Goniatita, Ago-nyatita a Clymenia. Mají jednoduchou přepážkovou linii s pevnými špičatými laloky a pevnými zaoblenými sedlíky (goniatit), nebo se zaoblenými laloky a sedlem (agoniatit). Clymenia jsou specifickou skupinou starověkých amonoidů, u kterých byl sifon umístěn blíže k dorzální straně a ne k ventrální straně, jako u většiny zástupců podtřídy amonoidů. Clymenia byly charakteristické výhradně pro pozdní devon.
Poprvé v historii Země začali hrát hlavní roli mlži a někteří nižší korýši, což je spojeno s existencí četných pánví abnormální salinity v devonu. Je třeba poznamenat hojnost nejmenších korýšů - ostrakodů a phyllopodů.
Pro stratigrafii mořských sedimentů jsou nejdůležitější konodonti, amonoidi, ramenonožci, koráli, tentakuliti a ostrakodi. Obratlovci začali získávat stále větší význam. Rozšířené jsou ryby bezčelisťové a zvláště ryby: plicník, pancéřník, lalokoploutvý, chrupavčitý (žraloci, rejnoci). Ve sladkovodních a brakických vodních nádržích byly ryby zjevně již četné. První obojživelníci, stegocefalci, jsou známi z devonu.
Rozvoj půdy rostlinami a zvířaty pokračoval. Mezi posledními jsou štíři a stonožky, kteří se objevili v siluru, a také bezkřídlý hmyz.
Kůrové struktury a paleogeografie v
Během období devonu nedochází k výrazným změnám v rozložení a obrysu hlavních strukturních prvků zemské kůry vytvořených počátkem devonu (platformy, geosynklinální pásy a kaledonidy). To se vysvětluje slabým rozvojem procesů vrásnění v devonu, které se vyznačují nízkou intenzitou. Teprve na konci období se v některých geosynklinálních oblastech objevila bretonská fáze vrásnění - začátek hercynské éry tektonogeneze. Fáze bretaňského vrásnění vzniká na severozápadě středomořské (evropské) geosynklinální oblasti (Bretaňský poloostrov) a v geosynklinální oblasti jižního Appalačska. Kaledonské skládání vedlo k pozvednutí nejen kaledonidských oblastí, ale také mnoha plošin. Ve starším devonu dosáhla regrese, která začala na konci siluru, svého maxima. Oblastmi ničení a demolice byly Caledonidy a rozsáhlé oblasti platforem. Sedimentace na plošinách prudce poklesla; Toto stadium je charakterizováno vnitrozemskými vodními útvary s abnormální slaností. Mořský režim byl zachován v geosynklinálách.
Od středního devonu ustoupila vzestupná hnutí v mnoha oblastech světa ústupu a vyvinula se nová transgrese. Moře postupovalo po plošinách a pronikalo do Caledonid.
Koncem pozdního devonu, ve famenenské době, začalo opět vyzdvižení plošin (bretonská fáze) a v souvislosti s tím i určitá regrese moře.
; Charakteristickým rysem devonu je vznik mezihorských sníženin, ve kterých se nahromadily kontinentální terigenní, převážně červeně zbarvené sedimenty a vulkanity o mocnosti několika tisíc metrů. Ložiska mezihorských prohlubní se shromažďují v záhybech nebo leží naplocho. V některých prohlubních jsou proraženy intruzemi a v různé míře metamorfovány. Vznik prohlubní je spojen se vznikem a aktivací zlomů, s blokovými pohyby charakteristickými pro devon. Ke vzniku takových depresí došlo v závěrečné – orogenní – fázi vývoje geosynklinály.
Počátek devonského období (starodevonská éra) si plně zaslouží označení geokratická éra v životě Země, tedy éra s převahou kontinentálního režimu. Od středního devonu se plochy obsazené moři zvětšily, a to jak na plošinách, tak v geosynklinálních oblastech. Rozloha pozemku se zmenšuje. Současně dochází k celkovému vyrovnávání, postupné peneplanaci kontinentů a také ostrovních pevninských oblastí roztroušených po geosynklinálních oblastech. Svědčí o tom téměř univerzální změna z terigenní sedimentace, charakteristická pro starší devon, na karbonátovou. Až do konce devonského období zůstal horský reliéf nejstabilnější v kaledonských oblastech, ale i tam se ke konci období ukázalo, že je místy výrazně vyhlazený, jak dokládají relativní jemnozrnné svrchní vrstvy „starověkého červeného pískovce“ Britských ostrovů, minusinských prohlubní atd.
Pozdní devonská éra, na rozdíl od raného devonu, zejména jeho první polovina (frasenský věk) byla dobou rozsáhlého rozvoje mořských transgresí, dobou převládající nadvlády moře nad pevninou. Takové éry v životě Země se nazývají thalassokratické.
Obnovení polohy devonských klimatických pásem je obtížné, protože suchozemská vegetace je řídká. Pouze charakteristické rysy řady kontinentálních a lagunárních facií devonu umožňují vyvodit některé paleoklimatické závěry, které však nestačí k obnovení celkového obrazu klimatické zonace v období devonu.
Při zvažování podmínek pro vznik „starověkého červeného pískovce“ mnoho skutečností ukazuje na suché klima mezihorských sníženin, ve kterých se tyto sedimenty nahromadily. Zřejmě se střední část ruské desky vyznačovala suchým a horkým klimatem v devonu, o čemž svědčí zde rozšířený vývoj lagunárních chemogenních sedimentů (dolomit, sádrovec aj.). Stejné srážky označují v Evropě zónu suchého klimatu táhnoucí se od severozápadu k jihovýchodu. Mezi další doklady devonského klimatu patří tillity z Kapských hor v Jižní Africe (30 m mocné), dlouhé 500 km. Není jasné, zda morénové akumulace spojené s tímto zaledněním jsou kontinentálního nebo horského původu. Žádné další projevy ledovcové činnosti v devonu nejsou známy.
Severoatlantická deska (Laurentia)
Tato superplatforma kombinuje severoamerickou platformu, Caledonides of Grampian Hersyncline a východoevropskou (ruskou) platformu. Tento obrovský kontinent byl nazván „Starověký červený kontinent“ kvůli rozložení devonských ložisek červeného písku.
Americká část Severoatlantické desky byla suchá země ve starším devonu. Od druhé poloviny devonu začala transgrese, která dosáhla maxima na začátku pozdního devonu. V podmínkách teplého, mělkého moře se ukládaly uhličitanové náplavy a na západě se nacházely útesové masivy. Z výzdvihů v apalačské geosynklině začal proudit úlomkový materiál. Nánosy červeného písku se šířily na západ a moře se postupně zmenšovalo a na konci období za sebou zanechalo pouštní kontinent.
Na území britských kaledonidů v devonu panovaly kontinentální podmínky. Kontinentální naleziště Anglie a Irska jsou známá jako „starý červený pískovec“. Starověký červený pískovec se dělí na spodní, střední a horní, což odpovídá třem dělením devonu.
Klasickou oblastí pro rozvoj „starověkého červeného pískovce“ je Skotsko. Ve spodním devonu jasně červená, hnědá barva spodních červených pískovcových hornin a přítomnost živcových pískovců svědčí o aridním klimatu. Trosky z okolních horských struktur byly zaneseny do skotských depresí. Někdy v prohlubních vznikala malá jezírka, ve kterých se ukládaly jemnější usazeniny a obývali je korýši, ryby a nižší korýši. Jsou přítomny vulkanické horniny.
Ve středním devonu byla ložiska spodního červeného pískovce vystavena poměrně intenzivnímu vrásnění a vnášení žulových intruzí. Svrchní červený pískovec (svrchní devon) překrývá podložní pískovec nepřizpůsobivě. Sedimenty jsou méně hrubozrnné, vulkanické horniny téměř mizí a mocnost se zmenšuje (celková mocnost „starověkého červeného pískovce“ ve Skotsku je 8 km). Nejvýznamnější fosílie ve skotském devonu jsou pozůstatky obrněných a lalokoploutvých ryb a rybám podobných agnathanů.
V Caledonides východního Grónska, Skandinávie a okolí. Na Špicberkách také vznikla červeně zbarvená melasa o tloušťce až 5-7 km.
Na východoevropské (ruské) platformě jsou devonská ložiska rozmístěna téměř po celém území s výjimkou baltských a ukrajinských štítů a oblastí drobných výchozů hornin spodního paleozoika na povrchu. Devon je však exponován v omezených oblastech: na západě východní Evropy - Ruská deska (Hlavní devonské pole), ve střední části ruské desky podél říčních údolí (střední devonské pole) a také v řece Dněstr. povodí a na Timanu. Spodní devon je znám pouze v pobaltských státech a v povodí řek. Dněstr, střední a horní sekce jsou vyvinuty po celé ruské desce.
Ve východní části ruské desky je devon podobný západnímu Uralu v litologii, cykličnosti a paleontologických charakteristikách. Zde chybí spodní devon a střední devon leží transgresivně na podloží nebo na svrchnoproterozoických sedimentech a je počátkem transgrese z uralské geosynklinály. Vklady jsou jednoznačně cyklické: až čtyři stupně transgrese, po nichž následují krátkodobé regrese. Vznikly sladkovodní a brakické vodní nádrže se zbytky rostlin, ryb, nižších korýšů (Esteria) a lingulí. Tato ložiska byla nahrazena jílovito-karbonátovými ložisky se zbytky mořské fauny: korály, stromatoporáty, ramenonožci.
Během Frasnianského století překračování pokračovalo. Bazální vrstvy nového cyklu - horizont Pashi pískovce - zabírají velké plochy na východě desky. Jedná se o důležitý produktivní ropný horizont. Frasenský stupeň je charakteristický vápenci s bohatým komplexem mořské fauny a horninami Domanik obohacenými o organickou hmotu devonské terigenní jednotky tvoří hlavní produkční horizonty volžsko-uralských a timansko-pečorských ropných a plynárenských provincií Na Timanu jsou bauxity devonské ve věku.
Na západě jsou v rámci hlavního devonského pole rozšířena ložiska svrchní poloviny devonu o mocnosti od několika set metrů do 1 km. Pouze v nejzápadnějších oblastech - v Litvě a Lotyšsku - jsou známá ložiska spodného devonu - pestré jíly s mezivrstvami opuků a zbytky ichtyofauny s vměstky sádrovce a vysychavými trhlinami na podložní ploše. Jedná se o ložiska kontinentální vysychající pánve, která nahradila silurské zálivské moře.
Ve středním devonu začalo intenzivní klesání pokrývající rozsáhlé oblasti. Převládají pestré a červeně zbarvené písčito-jílovité uloženiny, často s příčným podložím. Ve frasenském století proniklo moře do hlavního devonského pole od východu. Byly uloženy různé facie: od jílů s pískem až po karbonátové sedimenty. Místy se objevily laguny s dolomity a jílovité slíny se sádrovcem. Tloušťka mořských sedimentů je proměnlivá - od 0 do 90 m Pelecypodi a ramenonožci (jeden druh v obrovském množství) jsou běžní ve fauně Frasnianského moře hlavního devonského pole. Na konci frasnianského století opět v rámci hlavního devonského pole
Na jihozápadě Východoevropské platformy v Pripjaťském žlabu leží na podloží pestré písčito-jílovité sedimenty středního devonu (150-200 m), které jsou výše nahrazeny solnonosným komplexem svrchního devonu (3- 3,5 km).
Velká tloušťka hornin tohoto komplexu, přítomnost vulkanogenních hornin v jeho složení naznačují, že uvažovaný komplex byl vytvořen v trhlině irv-dine - aulakogen (Pripjat-Doněcký aulakogen).
V geologické historii východní části Severoatlantické platformy existují dvě etapy. Na začátku devonu (první etapa) byla Východoevropská platforma podrobena odvodnění, na západě stále existovaly pouze zbytkové pánve. V polovině devonu začala druhá – transgresivní – etapa. Objevily se nové hlubinné zlomy a ožily staré hlubinné zlomy, což bylo doprovázeno magmatismem a vedlo ke vzniku a aktivaci aulakogenů. Vznikaly vzestupy a poklesy různého rozsahu. Předpokládá se, že moderní konstrukční plán plošiny byl položen hlavně v devonu. Během transgrese působily baltské a ukrajinské štíty jako pozvednutí, ale východní a střední části Východoevropské platformy, Pripjať-Doněcký aulakogen a pobaltské oblasti se potopily.
Sibiřská platforma
Malé devonské výchozy jsou zaznamenány na sibiřské platformě.
Spodní devon lze vysledovat na extrémním severozápadě; rozšířenější jsou střední a horní. Devonský systém na Sibiřské platformě představují pestré jílovito-karbonátové, často sádrovcové, méně často solnonosné uloženiny se vzácnými organickými zbytky. Šedě zbarvené jílovité a uhličitanové vrstvy s mořskými fosiliemi jsou mnohem méně běžné. Na jihozápadě plošiny se v sníženinách nahromadily sedimenty podobné coeálním útvarům intermontánních sníženin.
V raném devonu byla téměř celá sibiřská platforma pevninou. Překročení začalo "ve středním devonu, dosáhlo maxima ve frasně a skončilo ve starším karbonu. Sibiřská platforma se vyznačuje zálivovými moři abnormální salinity. Přítomnost kamenné soli, sádrovce, anhydritu a červené barvy sedimenty naznačují aridní klima v devonu vznikly zlomy na sibiřské platformě, místy protékala láva a byly zavlečeny drobné intruze.
Čínská platforma
Během raného devonu byla velká část čínské desky oblastí denudace. Ve středním a pozdním devonu zasáhla rozsáhlá transgrese jižní a západní část platformy. Zpočátku byl mořský režim nestabilní, takže v řezech je patrné střídání kontinentálních a mořských písků, později nahrazených jílovitými sedimenty.
Území plošiny na počátku devonu se vyznačovalo orogenním typem zástavby. Zde spodní devonské kontinentální křemenné pískovce, křemenné slepence a červené břidlice (celková mocnost 1-1,5 km) překrývají podložní útvary se strukturní nekonformitou. Ve středním a pozdním devonu se vyvinula transgrese; Ložiska této doby, často nadložní devonské horniny, jsou zastoupena pískovci a prachovci a jejich mocnost nepřesahuje stovky metrů. To ukazuje, že ve středním devonu orogenní vývoj tohoto území ustoupil rozvoji platformy.
Gondwana
Významná část Gondwany zůstala vyvýšená v devonu a byla vystavena intenzivní denudaci. Územní materiál - produkt ničení země - se nahromadil v mělkých mořských pánvích, které zabíraly omezené oblasti všude, s výjimkou Jižní Ameriky. Pouze v Jižní Americe došlo k velkému prohřešku ve starším devonu. Devonské moře proniklo k západnímu okraji Austrálie, což dokazují terigenní usazeniny střídané s karbonátovými, místy se objevovaly i útesové struktury.
Umístění kontinentů ve středním devonu v souladu s koncepcí deskové tektoniky je znázorněno na diagramu XVIII, barevně. na
Historie vývoje geosynklinálních pásem
V důsledku minulého kaledonského vrásnění přestala existovat Grampská geosynklinální oblast, Caledonidy zmenšily plochu ostatních geosynklinál, oddělily geosynklinální pásy a ovlivnily další geologické procesy.
Uralsko-mongolský geosynklinální pás
V devonu je uralsko-mongolský pás rozdělen na dvě části kaledonidy kazašského makroistmu. Jedna z nich zahrnuje geosynkliny Ural a Tien Shan. Druhá část pásu – středoasijská – se nachází mezi kaledonidami kazašského makro-istmu na západě, kaledonidami jižní Sibiře a severním Mongolskem na severu a čínskou platformou na tradování.
Uralská geosynklinála. Devonské výchozy jsou pozorovány na západních a východních svazích Uralu od Pai-Khoi na severu po Mugodžar na jihu. Na úpatí devonského úseku západního svahu Uralu jsou mohutné, často reefogenní vápence (viz diagram V, barva vč.). Ve vápencích jsou struktury řas, stromatoporáty, korály, krinoidy a ramenonožci. V raném devonu to byl bariérový útes v tropickém moři uralské geosynkliny.
Střední a svrchní devon se skládá z cyklů, každý s erozí překrývá podložní horniny a je reprezentován vápenci s tenkou jednotkou pískovců a jílů na základně. Bazální pískovcové jednotky často obsahují železné rudy a bauxity. V horní části spodního cyklu se nachází svérázný horizont - infradomanikum, složený z často vložených tenkovrstvých tmavě šedých živičných vápenců, opuků, břidlic s schránkami mlžů, ostrakodů a vzácněji goniatitů. V nejsvrchnější části spodnofrasnianského cyklu je Domanik - horizont vysoce živičných černých, tmavě šedých vápenců, opuk, břidlic s noduly a čočkami pazourků. Drobné kosterní prvky (tentakulity) byly nalezeny v jílovitých horninách, ve vápencích byly nalezeny schránky goniatitů, ramenonožců a pelecypodů. Celková mocnost středního a svrchního devonu na západním Uralu je 1,2 km.
Devon západního svahu Uralu je zastoupen všemi třemi oddíly, leží shodně na siluru a je překryt karbonskými uloženinami. Sekce je rozdělena do dvou částí, které odpovídají dvěma vývojovým etapám. První stupeň odpovídá středopaleozoické regresi. Na Uralu bylo v té době tropické moře s útesy a na západě se rozkládal obrovský kontinent - starověký červený kontinent. Druhá etapa začala ve středním devonu. Moře z Uralské geosynklinály postupovalo na Severoatlantickou platformu. Maximální prohřešek nastal ve frasenském věku. Cyklicita sedimentů charakteristická pro střední - svrchní devon naznačuje, že transgrese se vyvíjela na pozadí oscilačních pohybů. Zpomalení poklesu a zesílení výzdvihů vedlo k erozi předchozích ložisek a hromadění terigenních útvarů.
Devonské úseky Uralu jsou paleontologicky dobře charakterizovány a staly se odkazy pro celý svět. Jsou charakteristické pro miogeosynklinál, protože neobsahují vulkanity, nejsou porušeny intruzemi, jsou shromážděny v jednoduchých záhybech a jsou slabě metamorfovány.
Devonská ložiska na východním svahu Uralu tvořila typické eugeosynklinální útvary. Jedná se o převážně vulkanogenní útvary, usazené horniny hrají podřadnou roli a jsou zastoupeny pískovci, jílovitými a křemičitými břidlicemi, jaspisy a vápenci (mocnost 7-8 km). Jsou sestaveny do složitých systémů vrás, narušeny četnými rupturami, proniknuty intruzemi a vysoce metamorfovány. Tato ložiska tvoří součást tzv. zeleného kamenného pásu Uralu, ohraničeného na západě hlavním uralským zlomem.
Jižní a východní část uralsko-mongolského geosynklinálního pásu. Mezi paleozoickými formacemi Kazachstánu převládají devonská ložiska. V období devonu náležela významná část tohoto území kaledonidám kazašské makrošíje, v rámci kterých probíhala sedimentace v mezihorských sníženinách v kontinentálních podmínkách. Na východ od makroistmu se nacházela geosynklinála, kde se vytvořily mocné vrstvy sedimentů mořského původu. Podél hranice, která zažila pokles geosynklinály a zvedající se Kaledonidy, vznikaly četné zlomy, podél kterých proudilo magma a docházelo k výronům pyroklastického materiálu. Vytvořili kazašský regionální vulkanický pás. V rámci středního Kazachstánu se tak rozlišují tři typy sekcí. Jedna z nich - úsek oblasti Balchaš - charakterizuje geosynklinální poměry. Dominují jí pískovce a prachovce proložené vápenci s bohatou a rozmanitou mořskou faunou. Je zde výrazná příměs sopečného materiálu – doklad vulkanismu v přilehlých oblastech. Přítomnost hrubozrnných pískovců, slepence, diskontinuita jednotlivých vrstev podél úderu, stopy eroze, nálezy rostlinných zbytků – to vše svědčí o kolísání hladiny mořského dna a existenci ostrůvků, které podléhaly erozi. Množství různých organických zbytků, přítomnost mořských forem a často velké velikosti schránek ramenonožců a pelecypodů jsou důkazem teplého, mělkého moře s normální slaností. Mocnost uloženin v úseku dosahuje 5 km.
Kaledonidy z Altajsko-sajské vrásněné oblasti. Většinu kaledonské zóny na jihu Sibiře a Mongolska charakterizuje nahromadění silných vrstev devonských hornin v mezihorských úžlabích, překrývajících se na zvrásněném předdevonském podloží a omezené zlomy. Převládají kontinentální červené sedimenty a vulkanické útvary.
Sedimenty mořského původu představují tenké obaly šedých písčito-jílovitých a karbonátových hornin se zbytky ramenonožců, korálů, mechorostů a krinoidů. Je to výsledek ingresí (pronikání moře do nízkých oblastí nejbližší pevniny), ke kterým došlo ve středním a pozdním devonu. Ojediněle se v podřadném množství vyskytují i ložiska vnitřních pánví abnormální salinity (uhličitano-jílovité horniny se zbytky mlžů, plžů, lingulí, konodontů, ostrakodů, phyllopodů, ryb).
Devonské uloženiny mezihorských sníženin jsou enormně mocné, slabě metamorfované, shromážděné v jednoduchých vrásách a proražené drobnými intruzemi. Příkladem takového úseku je devon minusinských prohlubní dosahující tloušťky 3-9 km. Jedná se převážně o červeně zbarvené pískovce a prachovce s vysychajícími puklinami, glyptomorfózy na kamenné soli a čočky sádrovce. Úsek se vyznačuje jasnou cykličností: spodní (hustá) část každého cyklu je složena z červeně zbarvených kontinentálních sedimentů a horní (tenká) část je tvořena šedě zbarvenými lagunově-mořskými sedimenty. Ve spodním a středním devonu jsou rozšířeny suchozemské vulkanické útvary.
Odlišný charakter mají devonské útvary severovýchodního svahu Salairského hřebene. Na počátku devonu bylo území Kuzbassu podle M. A. Rzhonsnitskaya okrajovou částí geosynklinální oblasti, která byla z jihu a východu omezena kaledonskými horskými strukturami. V raném a raném středním devonu zabírala jihozápadní část tohoto území otevřená mořská pánev a volně komunikovala s geosynklinálními moři Ural-Tien Shan a Altaj. Velká tloušťka sedimentů v relativně hlubokém moři této doby (asi 4,5 km) ukazuje na významný pokles dna mořské pánve. Spodní a střední devonská ložiska severovýchodního Salairu jsou zastoupena především šedými a tmavě šedými vápenci s bohatou mořskou faunou ramenonožců, korálů, stromatoporátů, krinoidů, konodontů, tentakulitů, hlavonožců, mlžů, mechorostů, ryb, ostrakodů atd. nachází se v podřadných číslech opuky, blatníky, prachovce, pískovce. Složení fauny a přítomnost velkých útesových struktur svědčí o teplých klimatických podmínkách. Koncem středního devonu se mořská pánev začala mělčí a začaly převládat terigenní sedimenty. Na okraji Kuzbassu začala sopečná činnost ve věku Givetian v podobě podvodních i pozemských erupcí. Na konci středního devonu došlo k celkovému vyzdvižení Salairského hřbetu a výraznému sedání území mezi ním a Kuzněckým Alatau s následným vytvořením Kuzněcké propadliny. V pozdním devonu byly mořské podmínky obnoveny na severním a severozápadním okraji Kuzbassu; na jihozápadním okraji (Salair), sedimentace v pozdním středním - pozdním devonu se již nevyskytuje.
Tento pás zaznamenal v devonu výrazný intenzivní pokles. Ve střední části západní Evropy zůstal střední masiv - francouzsko-český nebo moldanubický výzdvih (blok). Název pochází z řek Moldavsko a Danub - starověký název Dunaje. Tento střední masiv vznikl v důsledku bajkalského vrásnění. Na sever a na jih od tohoto vyzdvižení hrají v devonském složení významnou roli vulkanické horniny. Na severu lze vysledovat písčito-jílovité ložiska, na jihu pak ložiska uhličitanů.
Největší devonské výchozy jsou známy v Ardenách a v pohoří Rýnských břidlic, kde byly identifikovány stratotypy řady stupňů devonského systému.
V Ardenách devonská ložiska překrývají kambrické horniny s jasnou strukturní nekonformitou způsobenou kaledonským vrásněním. Spodní devon je zde tvořen erozními produkty brabantského masivu - slepenci a arkózovými pískovci, rychle ustupujícími v úseku mocné vrstvě střídajících se polymiktických pískovců a červených břidlic. Na základě studia ramenonožců se rozlišuje stádium Zhedino, Siegen a Emsian. Nahoře leží vrstva jílovitých břidlic s čočkami vápence, které belgičtí geologové připisují kuvenskému regionálnímu stupni. Stupně givetian a frasnian jsou zastoupeny vápenci se zbytky tabulata, rugosa, ramenonožců, goniatitů a konodontů. Famennský stupeň je tvořen jílovitými břidlicemi s klymenií. Celková mocnost devonu je minimálně 7 km.
Zátoka středopaleozoického moře existovala na východě výzdvihu (bloku) moldanubika v oblasti Prahy. Zde v Barrandově žlabu, pojmenovaném po vynikajícím paleontologovi I. Barrandovi, se devonská ložiska shodně překrývají nad silurskými horninami. Úsek ložisek Barrandova žlabu nepřesahuje mocnost 450-500 m, což je vysvětleno akumulací sedimentů na tuhé bázi středního masivu. Úsek je složen z vápenců s mezivrstvami vápnitých břidlic a vyznačuje se bohatou a rozmanitou mořskou faunou. Ve spodní části řezu jsou stratotypy przydolského, lochkovského a pražského stupně.
V geosynklinální oblasti západního Pacifiku se v devonu vytvořily tři typy úseků: eugeosynklinální, miogeosynklinální a typické pro střední masivy.
V eugeosynklinální zóně tichomořského pobřeží v severovýchodní Asii se nahromadily vrstvy spilito-diabasového složení, křemičité, písčité a karbonátové sedimenty. Stejný typ úseku lze vysledovat na Japonských ostrovech, kde je devon zastoupen keratofyry, bazickými lávami, jejich tufy, břidlicemi a vápenci o celkové mocnosti až 3 km. Všude spadají devonská ložiska ve shodě se silurem.
Na středních masivech (Omolon, Khanka a Bureya) se v suchozemských nebo mělkých mořských podmínkách vytvořily poměrně tenké vrstvy písčito-jílovitých a karbonátových sedimentů a také lávy kyselého a středního složení. Leží s ostrou úhlovou nekonformitou na podkladových útvarech.
Geologická historie australské části geosynklinální oblasti západního Pacifiku je složitější. Rozlišují se zde dvě zóny: východní - eugeosynklinální a západní - myo-geosynklinální. V západní zóně ve středním devonu byla sedimentace přerušena fází vrásnění a intruzí granitoidních intruzí. V pozdním devonu se zde vytvořily orogenní deprese, ve kterých se hromadily červené a pestré terigenní, někdy vulkanogenní vrstvy. Ve východní zóně zůstal eugeosynklinální režim.
Ve východopacifické geosynklinální oblasti v devonu a také v ordoviku a siluru vznikly miogeosynklinální a eugeosynklinální typy úseků, z nichž druhý je vyvinut v omezené míře - v západních Kordillerách. Kaledonské vrásnění zde vedlo ke ztrátě spodního devonu z úseků. Středohorní devonské vulkanity, křemičité a písčité horniny (3 km) leží nekonformně na starších útvarech. Pro Jižní Ameriku jsou charakteristické miogeosynklinální mořské písčito-jílové ložiska (3-4,5 km). Bezesporu projev kaledonského vrásnění na severu And, kde je s ním spojeno zavlečení kyselých intruzí.
Minerály
Navzdory chudobě suchozemské vegetace vedl její rozvoj ke vzniku prvních průmyslových ložisek uhlí v historii Země v období devonu.
Je třeba poznamenat, že v současné době se diskutuje a zřejmě bude stanoveno dvoučlenné rozdělení karbonu (spodní a horní úseky), odpovídající mořské a kontinentální facii tohoto systému v západní Evropě, Americe a Asii. Pouze v rámci Východoevropské platformy byl po celé období zachován mořský režim. Proto byl v tomto regionu systém rozdělen do tří sekcí a byly zde instalovány téměř všechny patra (s výjimkou spodních dvou). Vzhledem k nedostatku nově navržené stratigrafie karbonu schválené na Mezinárodním geologickém kongresu autoři předkládají dříve známé schéma.
Flóra karbonu se nazývá „antrakofyt“. Karbonská vegetace, odumírající a pohřbená, vytvořila největší nahromadění uhlí v historii Země.
Karbonská moře se vyznačují rychlým rozvojem foraminifer, které někdy hrály roli horninotvorných organismů (fusulinové vápence). Za zmínku stojí řád Fusulinida - velké foraminifera, zvláště významné akumulace, které jsou pozorovány v oblasti Volhy.
Z dalších bezobratlých v karbonu měly velký význam některé čtyřpaprskovité korály - Lonsdaleia, Caninia a tabulaté - Chaetetes, Syringopora, Michelinia. Některé skupiny ramenonožců vzkvétaly v karbonu. Obzvláště typičtí jsou produktidi - Productidae a spiriferidi - Spiriferidae. Mořští ježci jsou četní. Často se na mořském dně objevovaly houštiny krinoidů.
Velký stratigrafický význam mají konodonti zejména pro spodní karbon, mezi nimiž v karbonu vzniklo mnoho nových rodů. Nejvýhodnější úrovní pro vykreslení hranice mezi devonem a karbonem je báze konodontové zóny Siphonodella sulcata. o Z hlavonožců je třeba zmínit řád amonoidů s jednoduchou stavbou předělů - goniatity a agoniatity. Linie laloku a skořápka goniatitů se stávají složitějšími. Hojní byli mlži a plži. Mlži obývali nejen moře, ale i sladkovodní pánve. Podobné rozšíření měli i nejmenší korýši – ostrakodi.
Příznivé klimatické podmínky a bujná vegetace předurčily početnost suchozemských členovců: pavouků, štírů, švábů, vážek (někdy s rozpětím křídel až 1 m). V karbonských mořích žilo mnoho ryb. Různé obojživelníky (stegocefalie) obývaly břehy jezer a lesní houštiny.
Na konci karbonu daly stegocefaly vzniknout prvním plazům – plazům. Progresivní rysy plazů (rohovitá pokrývka, která chrání tělo před ztrátou vlhkosti; rozmnožování vajíčky kladenými na souši) jim umožnily proniknout hluboko do kontinentů.
Pro stratigrafii karbonských mořských sedimentů jsou nejdůležitější konodonti, foraminifera (fusulinidy), goniatiti a ramenonožci. Stanovení stáří kontinentálních sedimentů je založeno na studiu rostlinných zbytků, ale i komplexů výtrusů a sladkovodních mlžů.
Kůrové struktury a paleogeografie
V karbonu, Laurentii, sibiřské a čínské platformě a superplatformě Gondwana nadále existovaly na moderních kontinentech. Mezi nimi byla apalačská geosynklinála, středomořský, uralsko-mongolský a tichomořský geosynklinální pás.
Po útlumu v devonu je zemská kůra pokryta novou vlnou tektonických pohybů, které tvoří hercynskou éru tektonogeneze neboli hercynské vrásnění (ze starověkého názvu Hercynia - pohoří Harz v Německu). Obvykle se rozlišují následující fáze hercynského vrásnění. První z nich (D3-C]), bretonská fáze, se v omezené míře objevila na konci devonu. Uzavřelo to geosynklinu Innuitů. Sudetská fáze byla sledována na konci staršího karbonu. Nejvýrazněji se projevila na severu středomořského geosynklinálního pásu, na území apalačské geosynklinály a uralsko-mongolského pásu. Proto je v těchto regionech a přilehlých částech platforem střední a svrchní karbon zastoupen melasou, často kontinentální a uhlonosnou, vyplňující okrajová a mezihorská koryta. Asturská fáze se objevila na konci středního karbonu; Ural - na začátku raného permu; Transalskaja - na konci raného - začátek pozdního permu a falce - na konci permu - začátek triasu.
Hercynské vrásnění uzavřelo řadu geosynklinálních oblastí a téměř celý uralsko-mongolský pás. Středomořské geosynklinální pásmo, které se po hercynském vrásnění výrazně zkrátilo, se obvykle nazývá geosynklinální oblast Tethys.
Všechny platformy severní polokoule spolu s Hercynidy, které k nim přiléhají, se spojily v jednu obrovskou platformu (superplatformu) Laurasia. Hercynské vrásnění vedlo ke zvětšení velikosti Gondwany v důsledku zániku geosynklinálního režimu na jihu pohoří Atlas a v horách východní Austrálie.
Hercynské vrásnění bylo doprovázeno intenzivním efuzivním a intruzivním magmatismem, který zase souvisel s tvorbou tektonických ložisek v oblastech staršího oživení vrásnění. V částech Caledonid sousedících s Hercynidy byly tyto pohyby doprovázeny výrony efuziv a zavedením intruzí. Oblasti hercynského vrásnění jsou velmi charakteristické okrajovými koryty, které vznikly v orogenní fázi vývoje geosynklinály podél jejich hranice s plošinami. Vzhledem k tomu, že první fáze hercynského vrásnění byly velmi silné a planetě dominovalo stlačování zemské kůry, nebyl rifting pro karbon a samý začátek raného permu typický. Výjimkou v tomto ohledu je Pripyat-Donets aulacogen.
Regrese, která začala na konci devonu, byla dlouhodobá a stabilní v rámci Gondwany, kde kontinentální nastavení přetrvávalo po celou éru raného karbonu. Na severních kontinentech na počátku karbonu opět začala transgrese, která kromě předkambrických platforem pokrývala některé oblasti kaledonid, výrazně zarovnané denudací. Moře zabíraly část Kaledonid na území Anglie, východní většinu východní Evropy, západní část severoamerických (kanadských) plošin a malou část sibiřské plošiny přiléhající k Jeniseji. Počínaje koncem staršího karbonu, s rozvojem vrásnění a horského stavitelství, se velké oblasti v geosynklinách osvobodily od moře. Všechny platformy severní polokoule se přitom postupně osvobodily od moře. Výjimkou je Východoevropská platforma, kde moře zůstalo až do konce období jen mírně zmenšené. Na konci karbonu ovládla země sibiřské, čínské a kanadské platformy. Na Gondwaně se naopak mořská oblast rozšiřuje a mořské vody pronikají do povodí Amazonky, severní Afriky a jihozápadní Austrálie.
Ve starším karbonu zatím není pozorována ostrá diferenciace do klimatických pásem. Rozšířený rozvoj vlhkomilné a teplomilné flóry lepidodendronů naznačuje jednotné a vlhké klima na většině zemského povrchu. Ve druhé polovině karbonu se nalézají výrazné rozdíly mezi flórou lepidodendronů vestfálské (rovníkové) floristické oblasti na jedné straně a tunguzskou (severní mírné) a glossopteria (jižní mírné) flórou na straně druhé.
Ve vestfálském regionu bylo podnebí vlhké a teplé a v oblastech Tunguska a Glossopteria mírné a chladné. Procesy budování a regrese hor vedly k takové diferenciaci klimatu. Na konci karbonu a začátku permu došlo na Gondwaně k rozsáhlému zalednění.
Umístění kontinentů v pozdním karbonu, sestavené v souladu s koncepcí nové globální tektoniky, je znázorněno na diagramu XIX, barevně. na
Historie vývoje platforem North Atlantic Platform (Laurentia)
Na počátku období karbonu byly podmínky, které existovaly v pozdním devonu, obecně zachovány na severoatlantické platformě. Ložiska spodního karbonu (Tournaissian a Visée) jsou zastoupena převážně karbonátovými horninami mořského původu. Na konci raného - počátku středního karbonu se v souvislosti s rozvojem hercynského vrásnění, které se projevilo ve středomořském geosynklinálním pásu a apalačské geosynklinále přiléhající k platformě, dramaticky změnil charakter sedimentace v Laurentii. Proto jsou na západě v rámci severoamerické části platformy pensylvánské sedimenty zastoupeny uhlonosnými vrstvami paralytického původu. V britských kaledonidech se uhlonosné vrstvy stejného stáří v horní části nahromadily částečně v limnických podmínkách.
Na východě laurentské platformy nadále existovala mořská pánev v karbonu, jak vyplývá z analýzy úseku moskevské oblasti. Vyznačuje se převahou karbonátových hornin s četnými zbytky foraminifer, ramenonožců, korálů, mlžů (pelecypodů), plžů, ostnokožců, někdy i goniatitů. Tato část je příkladem typických platformních sedimentů nahromaděných v teplé mořské pánvi. Mořský režim byl narušen dvakrát: při akumulaci uhlonosných vrstev ve Viseanu a na začátku středního karbonu, což mělo za následek absenci ložisek baškirského stupně (viz diagram VI, barva vč.). Na východě jsou terigenní horniny Vize - analog uhlonosných vrstev moskevské oblasti - jedním z nejdůležitějších produkčních horizontů volžsko-uralské ropné provincie.
Sibiřská platforma
Během období karbonu převládaly na většině sibiřské platformy kontinentální podmínky. Na počátku staršího karbonu pronikalo moře pouze k severozápadnímu a severovýchodnímu okraji plošiny. Nahromadily se zde karbonátové sedimenty o mocnosti několika set metrů. Ve středním a svrchním karbonu byla většina plošiny zapojena do poklesu, s výjimkou jejího jižního okraje a masivu Anabar. V mrtvém rameni, jezerech, bažinách, na lužních terasách a bažinatých prostorech meziří, kde se hromadila bujná vegetace s převahou kordaitů, písků, slínů, jílů a rašelinišť, které následně vytvořily vrstvy uhlí. Pozdně paleozoická flóra Sibiře je lépe studována v Kuzněcké pánvi, stáří hostitelských sedimentů je proto určeno srovnáním s Kuzbassovou sekcí.
Čínská platforma
V období karbonu dominovalo jižní části čínské desky moře. Převažovala zde akumulace karbonátových sedimentů. Ve středním karbonu zažila severní platforma transgresi. Při postupu moře do tohoto území vznikala ložiska bauxitu a železné rudy v důsledku eroze zvětrávací kůry vzniklé ve starším karbonu. Nad tím leží paralický uhlonosný útvar o mocnosti stovky metrů.
Plošina ve starším karbonu byla demoliční oblastí. Ve středním a pozdním karbonu se zde nahromadily karbonátové vrstvy s mezivrstvami kontinentálních písčito-jílovitých a uhlonosných sedimentů o celkové mocnosti několik set metrů.
Gondwana
Velká část Gondwany v karbonu, stejně jako v devonu, si zachovala svou vyvýšenou polohu. Pouze ve starším karbonu došlo k poklesu okrajových částí superkontinentu.
V této době existovalo moře na severu africké části Gondwany, kam proniklo ze středomořského geosynklinálního pásu. Zde docházelo k hromadění písků, jílů a karbonátových sedimentů a místy k tvorbě útesů. Moře obsadilo i západní část australské části Gondwany. Na západě se nahromadily hlavně karbonátové sedimenty, na jihovýchodě terigenní sedimenty.
Kontinentální a lagunové horniny spodního karbonu jsou na Gondwaně ještě omezenější. V severní Africe vznikly podél periferie mořské pánve a jsou zastoupeny písčito-jílovitými sedimenty se zbytky rostlin. Ve východní Brazílii jsou terigenní vrstvy obsahující mezivrstvy uhlí stejného stáří. Ve středním karbonu proniklo moře na severovýchod Brazílie a do povodí Amazonky. Na severovýchodě Brazílie vznikl sled pískovců, prachovců, křemičito-jílovitých hornin a vápenců o mocnosti až 250 m Sedimenty povodí Amazonky se vyznačují přítomností vrstev anhydritu, sádrovce a kamenné soli, svědčící o periodičnosti. zasolování mořské pánve. Na severu africké části Gondwany došlo ve středním karbonu k regresi a vytvořily se zde uhlonosné vrstvy.
Pozdní karbon byl poznamenán rozsáhlým zaledněním Gondwany. Tillity jsou známé v Africe, na Madagaskaru, v Hindustanu, v Austrálii, v Jižní Americe a na Antarktidě, kde jsou součástí gondwanské série kontinentálních ložisek (svrchní karbon - spodní křída). V jižní, střední Africe a na Madagaskaru jsou tillity (400 m) tvořeny netříděnými, proměnlivě zaoblenými oblázky a bloky (až 2 m v průměru) prekambrických hornin, z nichž některé jsou pokryty ledovcovými pruhy a stmeleny písčito-jílovitým materiálem . V jílových vrstvách jsou zbytky ryb, měkkýšů a krinoidů - důkaz krátkodobého průniku do moře. Tillity spočívají na nerovném, ledově leštěném a zjizveném povrchu.
Široké rozšíření tilitů je nepochybným potvrzením všeobecného ochlazení na Gondwaně v pozdním karbonu. Teplé klima, soudě podle nálezů svrchnokarbonských červeně zbarvených sedimentů, existovalo pouze v severní Africe.
Jednotu gondwanského kontinentu kromě klimatických podmínek dokazuje i celkový komplex pozdně paleozoické květeny a pozůstatky plazů.
Historie vývoje geosynklinálních pásem Uralsko-mongolský geosynklinální pás
V uralsko-mongolském pásu ve starším karbonu se nacházely geosynklinály Ural, Tien Shan, Dzungar-Balchash, Zaisan a Mongolsko, oddělené od sebe oblastmi kaledonského a starověkého vrásnění.
Geologická historie těchto geosynklinál, počínaje středním karbonu, je odlišná v důsledku odlišných projevů prvních fází hercynského vrásnění v nich.
Uralská geosynklinála. Karbonská ložiska jsou rozšířena jak na západních, tak na východních svazích Uralu.
Karbonský úsek západního okraje Uralu je souvislý, zastoupený všemi třemi úseky. V úseku dominují vápence s rozmanitou faunou. Sedimenty tohoto typu vznikaly v podmínkách teplé mořské pánve, která zasahovala dále na západ do Východoevropské platformy. Celková mocnost je 0,5-1,3 km. Jedná se o typický miogeosynklinální úsek (žádné vulkanické horniny, žádné intruze, slabá metamorfóza, horniny jsou shromážděny v jednoduchých vrásách).
V úseku ležícím na východ (východní svah Uralu) jsou přítomny také všechny tři úseky karbonu (viz diagram VII, barva vč.). Úsek je složen z teritoriálních hornin: pískovce, břidlice ve středním a svrchním karbonu se objevují mezivrstvy hrubozrnných hornin a slepence. Horniny jsou často rytmicky vrstvené a obsahují vrstvy křemičitých, karbonátových a tufových usazenin. Tloušťka 2,7-3,7 km. Sedimenty tohoto typu se hromadily v aktivněji propadlé části geosynklinály.
Spodní karbon východních částí se vyznačuje přítomností mocných sopečných útvarů. Mocnost spodního karbonu dosahuje 3,5 km. Jedná se o eugeosynklinální typ řezu, který charakterizuje nejaktivněji se rozvíjející část geosynklinály. Střední karbon je zastoupen klastickými uloženinami mocnými do 1 km, s mezivrstvami karbonátových hornin Často jsou přítomny silné mezivrstvy slepenců a akumulace rostlinných zbytků. To vše ukazuje na hercynské zdvihy na východě uralské geosynklinály, které dodávaly klastický materiál do moře ležícího na západě. Uhlík na východním svahu je sestaven do složitých vrás, narušen četnými diskontinuitami, roztaven a prostoupen intruzemi a vysoce metamorfován.
Geosynklinála Dzhungar-Balchash. V první polovině staršího karbonu zaujímala geosynklinála Džungar-Balchaš mělká mořská pánev, ve které se hromadily křemičito-jílovité a křemičité sedimenty a tufový materiál přivezený z ostrovů.
V důsledku projevu středovisejské fáze vrásnění ve druhé polovině staršího karbonu se moře zachovalo na jihovýchodě geosynklinály; Na jeho severozápadě vznikly četné sopky. Další - předstřední karbon - fáze vrásnění vedla na tomto území k zániku geosynklinálních poměrů, proto jsou střední a svrchní karbon zastoupeny převážně kontinentálními vulkanogenními vrstvami. Moře existovalo na krajním jihovýchodě, kde vznikaly terigenní sedimenty s výraznou příměsí vulkanického materiálu.
V Kuzněcké pánvi je karbonský úsek úplný, dobře paleontologicky charakterizovaný a je referencí pro střední Sibiř a přilehlé oblasti.
Tournaisian a Visean stupeň v Kuzbass jsou složeny z mořských uhličitanů a terigenních sedimentů až do tloušťky 1 km. Vyznačují se rozmanitostí organických zbytků, což umožnilo korelovat tato ložiska s dělením stratotypů turnajského a viseanského stupně západní Evropy.
Nahoře leží uhlonosný souvrství (mocnost až 5-8 km), ve kterém jsou opakovaně proloženy šedé pískovce a prachovce, podřadný význam mají uhelné sloje. Stáří tohoto uhlonosného útvaru je od serpukhovu do pozdního permu včetně. Uhlonosné souvrství se vyznačuje bohatým komplexem fosilní květeny, v níž dominují cordaiti, dále pozůstatky mlžů (pelecypodů), vilhelníků, ryb a hmyzu. Spodní část souvrství na rozhraní spodního a středního karbonu obsahuje horizont vápnitých pískovců s mořskou faunou.
Uhlonosná formace se dělí na série, podřady a souvrství. Toto členění vychází z litologických dat a změn v úseku společenstev rostlin a sladkovodních mlžů. Vzhledem k jedinečnosti fauny a flóry je však podmíněno srovnání různých částí uhlonosné formace s úrovněmi a dokonce divizemi obecného měřítka. Uhlonosná formace obsahuje asi 300 uhelných slojí o celkové mocnosti 5-8 km. Po mělké teplé zátoce ve starším karbonu, ve které se hromadily karbonátové a terigenní sedimenty, došlo ze středního karbonu k zabahnění této zátoky a hromadění uhlí.
Apalačská geosynklinální oblast
V severní části apalačské geosynklinály je silně patrná akadická fáze vrásnění, takže karbonská historie severní a jižní části geosynklinály je odlišná. Na severu se v mezihorských sníženinách nahromadila mocná (více než 6 km) ložiska melasového typu, z velké části uhlonosná. Hromadění silných písčito-jílovitých vrstev v jižní části geosynklinály na konci mississipského času bylo přerušeno hercynským vrásněním. V oblasti sousedící se severoamerickou platformou se v dobách Pensylvánie vyvinul okrajový žlab, který byl naplněn uhlonosnou melasou.
Středozemní geosynklinální pás
Karbonský úsek západoevropských hercynid byl studován dříve než v jiných regionech, a proto se stal referenčním prvkem ve vývoji stratigrafického schématu karbonského systému. Dinant (Tournais, Vise) je reprezentován typickými geosynklinálními formacemi (viz diagram VII, barva na). V některých oblastech se jedná o mocnou vrstvu stejnoměrných jílovitých břidlic s mezivrstvami pískovců, křemičitých břidlic, místy vulkanických hornin. V oblastech tíhnoucích k hranici se Severoatlantickou platformou se jedná o vápence obsahující četné pozůstatky korálů a ramenonožců, na kterých je založeno rozdělení dinantienu na stupeň tournaisian a visean (pojmenované podle měst Tournai a Visean v Belgii). .
Po sudetské fázi vrásnění, doprovázené zaváděním intruzí, vznikla na severním okraji středomořského geosynklinálního pásu hornatá země. Sedimentace probíhala v mezihorských depresích, kde vznikaly limnické uhlonosné vrstvy.
V namurském a vestfálském století zůstalo moře pouze na hranici horské stavby a laurentské platformy. Zde se vytvořil typický okrajový žlab táhnoucí se od jižní Anglie přes severní Francii, Belgii, Německo, jižní Polsko a severní Československo a vznikla paralytická uhlonosná melasa. Jeho akumulace ustala ve stephanu, kdy v důsledku asturské fáze vrásnění byla tato oblast zapojena do zdvihu.
Pacifický geosynklinální pás
V geosynklinální oblasti západního Pacifiku se v karbonu rozlišují stejné tři typy úseků jako v devonu. Eugeosynklinální typ úseku je charakteristický pro vnitřní část geosynklinály, tíhnoucí k pobřeží Tichého oceánu. Na Kamčatce, v Korjakské vysočině a Japonsku se v karbonu vytvořily silné vulkanicko-křemičité a místy flyšové vrstvy. Mnohem více rozvinutý ve vnější zóně geosynklinály je úsek miogeosynklinálního typu, který je dobře zastoupen ve Verchojanské oblasti a v povodí. Kolyma. Zde se během prohlídky nahromadily vápence a od visejského věku začal vznik terigenního Verchojanského komplexu, který pokračoval až do konce jurského období. Mocnost uhelných ložisek v těchto oblastech dosahuje 3-4 km. Třetí typ karbonu, relativně tenký (do 700 m), je rozložen ve středních masivech; je složena z karbonátovo-terigenních a andezit-čedičových útvarů.
V geosynklinální oblasti východního Pacifiku se eugeosynklinální zóna rozlišuje pouze na severu v podobě úzkého pruhu podél pobřeží Tichého oceánu od Aljašky po Mexiko. Zde v karbonu, křemičitých a jílovitých sedimentech vznikly vápence, lávy a tufy převážně andezitového složení. V miogeosynklinální zóně v důsledku projevu bretonské fáze vrásnění leží mississipská ložiska všude ostře nekonformně na starověkých útvarech. V Kordillerách Severní Ameriky jsou zastoupeny mořskými terigenními sedimenty, podél hranice s plošinou - karbonátové horniny. V důsledku silného projevu sudetské fáze vrásnění jsou sedimenty Pennsylvánie omezeně distribuovány, leží nekonformně na podložních horninách a jsou zastoupeny slepenci a hrubozrnnými pískovci.
V jihoamerické části uvažované geosynklinální oblasti byla fáze bretaňského vrásnění doprovázena vnášením žulových intruzí; to vedlo k pozvednutí centrálních And, které pokračovalo po celý raný karbon, a k horskému zalednění. V mezihorských sníženinách se v této době hromadila pestrá melasa s vrstvami uhlí, láv a tufů kyselého složení; Na některých místech je tato melasa nahrazena písky, jíly a vápenci vzniklými v mořských podmínkách. V Pensylvánii vznikly vápence s mezivrstvami jílu, které byly podél hranice s plošinou nahrazeny kontinentálními červeně zbarvenými sedimenty.
Tektonika. Devon je obdobím relativního tektonického klidu. Byly tam čtyři oceány, tři velké kontinenty a několik malých. Půda byla výrazně fragmentovaná a téměř celá se nacházela na západní polokouli (obr. 15). Na jihu západní polokoule je Gondwana, na severu Euramerika, Sibiř a malé masivy. Kontinenty se přiblížily, oceány ležící mezi nimi (Rhea, Ural a Paleotethys) se zmenšily. Euramerica zahrnovala Laurentia, Baltica a Avalonia (východní severoamerická platforma), stejně jako ponořená Armorica (starověká část západní Evropy). Blízko Eurameriky ležela napůl ponořená Iberie a Sibiř. Reliéf Eurameriky se vyznačoval rozčleněním: velké pánve se nacházely mezi horskými systémy kaledonského věku. Tyto pánve byly buď zaplaveny moři a následně se v nich ukládaly vápence, nebo vysychaly, což vedlo k hromadění solí.
Na konci devonu se na jihu západní polokoule zvedla monolitická Gondwana, která sjednocovala hindustánské, australské, antarktické, africké a jihoamerické platformy. Na východní polokouli leží oceán Panthalassa, z jehož vod jako ostrovy stoupaly úlomky ponořené čínské plošiny.
Rýže. 15. Oceány a země staršího devonu
Organický svět. Devon je věk ryb. Velikost zvířat se zvětšila, největší mořský predátor - obrněná ryba Dinichthys - přesáhla délku 10 m Do konce devonu vymizely téměř všechny bezčelisťové ryby dodnes. Čelistní ryby byly rozděleny do skupin: pancéřové, paprskoploutví, lalokoploutví, praví žraloci, plicník. Mezi mořskými bezobratlými si udrželi přední význam měkkýši: ramenonožci a hlavonožci. Mezi hlavonožci se objevily nové skupiny: amonoidi a nautiloidi. Obří útesy byly vybudovány korály (rugosa, tabulata) a stromatoporáty. Změnila se struktura suchozemských rostlin - objevila se odolná dřevitá pletiva a orgány podobné kořenům. Ve středním devonu, asi před 375 miliony let, vznikla lesní společenstva. První stromovité rostliny byly výtrusovité: lykofy, kapradiny, přesličky. Na konci devonu se objevily první gymnospermy, cordaites. V pozdním devonu se objevili možní předchůdci suchozemských čtyřnohých obratlovců - panderichthyidní ryby. Na konci pozdního devonu se rozšířili první čtyřnozí živočichové - obojživelníci s žábrami a plícemi - stegocefaly. Na souši žili členovci, obojživelníci a někteří plži (neboli plži). V pozdním devonu došlo k hromadnému vymírání, které postihlo více než 50 % živočišných druhů.
Karbonské období
T
ektonika.
Celá země ležela na západní polokouli. V důsledku konvergence kontinentů začalo hercynské vrásnění. Euramerica se přiblížila ke Gondwaně a oceán Rhea se prakticky uzavřel a stal se jedním ze zálivů Paleotethys. Ze severu se k Euramerice téměř připojily Sibiř a Kazachstán, což vedlo ke zmizení Uralského oceánu. V karbonu tak začal vznik grandiózního superkontinentu Pangea - nezahrnoval ještě jen sibiřskou a čínskou platformu, kterou představovaly roztroušené ostrůvky (obr. 16).
Obrázek 16. Oceány a země pozdního karbonu
Po sjednocení starověkých platforem zbyl v podstatě jediný oceán – Panthalassa. Odtud pronikl do Pangey oceán Paleotethys jako obří zátoka z východu. Na konci karbonu byly bloky Pangea ještě na mnoha místech odděleny dlouhými a hlubokými průlivy a zálivy. Masiv Gondwany se opět ocitl na jižním pólu – začalo zalednění Gondwany. V rámci Eurameriky přitom zůstávalo horké a vlhké klima – aktivně se zde hromadily gigantické zásoby rašeliny, která se později proměnila v uhlí.
Organický svět. Lesy se rychle rozvíjely a obsah atmosférického kyslíku dosáhl svého vrcholu v celé historii Země - 35%. V lesích rostly výtrusné a nahosemenné stromy. Velikostí a rozmanitostí vynikaly stromové kapradiny, stromovité mechy - lepidodendrony a sigilárie, stromovité přesličky - kalamity. Rozšířily se nahosemenné - cordaites, stejně jako stromové a keřové formy glossopteridiaceae. V oceánech rostla rozmanitost žraloků a kostnatých ryb. Zemi obývali obří členovci. Jejich mořskými zástupci byli eurypteridi, zejména Scoulerův Gibbertopterus, který dosahoval délky 3 m (největší členovec v celé historii Země). Na souši žili pulmonoscorpioni (dlouzí až 70 cm) a staří pavouci senoseči. Objevili se první létající obyvatelé planety - obří vážky, s rozpětím křídel až 1 m, na souši se šířili obojživelníci jako anthracosauři (jejich zástupce - Sylvanerpeton). Charakteristiky obojživelníků a plazů byly kombinovány pomocí eucritty. Téměř skutečným plazem byla westlotská lissia. Konečně se objevili první opravdoví vejcorodí plazi - Paleotiris a Hylonomus Lyell. V pozdním karbonu se vejcorodí tetrapodi rozdělili na dvě větve: plazy a synapsidy. Z předních mořských bezobratlých vynikali zástupci foraminifer (jednobuněční prvoci) - fusulinidy, jejichž tvarovou rozmanitostí dosahovala délka jejich karbonátových schránek 3 cm. korály (tabulata a rugosa). Vyvinuli se mlži a plži. Na konci karbonu se objevily ledové příkrovy.
Devonské období je časové období v geologickém měřítku, které začalo asi před 419 miliony let a skončilo před asi 360 miliony let. Toto časové období dostalo své jméno díky oblasti, ve které vědci studovali fosilní vrstvy tohoto období: Devon, Anglie. Vědci se domnívají, že právě v tomto období se život na souši začal aktivně vyvíjet. Během Sillurianu život kolonizoval Zemi, ale činil tak především podél pobřeží. Teprve v tomto období došlo k první „hlubší“ kolonizaci území živými organismy.
Před kolonizací země měla půda na planetě červené odstíny, což naznačovalo, že zde prakticky chyběla vysoká organická hmota. V půdě žily pouze vrstvy řas nebo bakterií. Změny ve složení půdy začaly během tohoto období, když suchozemská vegetace začala přebírat půdu a šířit se. Rané rostliny však nebyly jako většina rostlin, které známe dnes. Neměly kořenový ani listový systém a mnohé neměly ani cévní systémy (ačkoli je samozřejmě některé druhy získaly). Živočišný život, který existoval paralelně s těmito primitivními rostlinami, představovaly především čeledi členovců. Byli tam trigonatarbidi, myriapodi, roztoči a bezkřídlý hmyz. S největší pravděpodobností existovaly i jiné druhy fauny, které však paleontologové s největší pravděpodobností dosud nenašli.
Na konci tohoto období se rostliny naučily zakořeňovat. Byly to rostliny s kořenovým systémem a listy a většina z nich měla i cévní systémy. To byla také doba, kdy se začaly objevovat první semenné rostliny a život se stal rozmanitějším. To vedlo mnoho paleontologů k tomu, aby tento nárůst expanze života nazvali „devonskou exploze“. I když tato událost není ve vědeckém světě tak známá jako kambrická exploze, je stále velmi důležitá.
Jak se život šířil po zemi, moře devonského období se začala rozšiřovat. Na počátku období v mořích převládaly čelistnaté a pancéřové ryby. V polovině období se pak objevily první druhy čelistnatců. V důsledku toho se mnoho z těchto druhů proměnilo v nejbrutálnější predátory, jaké kdy naše planeta viděla. Další mořští živočichové byli zastoupeni těmito druhy: spiriferidi, tabulatí koráli a mořští koráli, blastoidní ostnokožci, mlži, graptoliti a samozřejmě trilobiti.
Klima během tohoto období bylo poměrně teplé a vědci se domnívají, že v této době na Zemi nebyly úplně žádné ledovce. Podél rovníku bylo počasí nejsušší, ale po celém světě také panovalo velmi suché podnebí. Během první části tohoto období se předpokládá, že okolní teplota byla kolem 30 stupňů Celsia (86 stupňů Fahrenheita). S příchodem tohoto období začala hladina CO2 klesat, což způsobilo mírné ochlazení Země: asi o 5 stupňů Celsia (9 stupňů Fahrenheita). To netrvalo dlouho a na konci tohoto období se teplota vrátila na předchozí úrovně. Mnoho paleontologů se domnívá, že toto oteplování vedlo k případnému vyhynutí stromatoporoidů.
Stromatoporoidi však nebyli jedinými živočichy, kteří vyhynuli. Také vyhynul druh tichých ryb známých jako Agnatani, všichni kromě podtřídy zvané Heterostraca. Na konci devonského období došlo k dalšímu vymírání, které mnozí vědci považují za jednu z pěti největších událostí vymírání v historii planety. Toto vymírání postihlo druhy, jako jsou libové ryby, trilobiti, akritarchové, plakodermy, amoniti a ramenonožci. V době psaní tohoto článku si vědci stále nejsou jisti, jaké kataklyzma způsobilo toto zmizení. Právě během tohoto vymírání skončilo období devonu.