Силурійський період для Історичної Геології
СИЛУРІЙСЬКА СИСТЕМА (ПЕРІОД)
В сучасному розумінні (об’ємі) затверджена міжнародним геологічним конгресом в 1960 р. Вперше була виділена 1835 року англійським вченим сером Родеріком Мурчисоном на півострові Уельс у Великій Британії. Назву отримала за племенем, що у давнині населяло цю територію. Нагадаємо, що спочатку включала ордовік як нижній відділ.
Після відділення (1960) ордовіку силур став найкоротшим періодом палеозою приблизно 25-30 млн. р. (435-440 – 410). Яруси встановлені в стратотиповий місцевості, за винятком найвищого, пржидольського, що затверджений у 1984 році на території Чехії (в околицях Праги. З пржидольським ярусом “сперечався” скальський, який знаходиться в Середньому Придністров’ї. Останній значно повніший, за об’ємом, краще відслонений, та вивчений свердловинами на широкій території, але він не отримав підтримки через політичні обставини. Силур поділявся на два відділи до 2000 р., коли було запропоновано чотирьох членний поділ силуру: лландовері, венлок, лудлов, пржидолій.
Відділи (серії) поділяються так: лландовері – радданій, аероній, телічій; венлок – шейнвудій, гомерій; лудлов – горстій та ладфордій; пржидолій не має загально визнаного поділу (П.Цегельнюк пропонує ставанський та склавінський яруси).
Органічний світ стає ще більш “розквітлим”, більш різноманітним та багатшим ніж в ордовіку. Продовжували існувати головні групи організмів, що характеризували ордовік, але з’явилися нові їх представники, цілком змінився характер граптолітової фауни, лишились тільки однорядні вісеносні, які в свою чергу майже зникли наприкінці силуру.
Дуже широко розповсюдились та стали більш різноманітними представники кишечнопорожнинних (конулярії, строматопорати , корали (табулят, ругози, геліолітіди). Численними й більш різноманітними і іноді породоутворюючими стали брахіоподи. Хоча кількість родів стала менша, але з’явились нові ряди: Spiriferida, Productida, більшого значення набули Rhynchonellida, Pentamerida. Трилобіти представлені формами, що згорталися, але їх кількість помітно зменшилась. Вважають, що менше стало головоногих, але це питання, ще потрібно дослідити. Головоногі залишаються одними з головних хижаків.
Більш різноманітними стали морські лілеї. Інші представники голкошкірих не мали суттєвого значення. Існували губки, бівальвії та черевоногі молюски. Значну роль для стратиграфії мали остракоди. Характерні ракоскорпіони (евриптериди), які існували в прісних та опріснілих водоймах.
Через регресію наприкінці лудлову та на початку пржидолію виникло багато басейнів з ненормальною солоністю, де існували лінгули, двостулкові та гастроподи й деякі остракоди. Взагалі силурійська біота успадковує більш древню ордовицьку з певними відмінами.
Серед хребетних з’явилися більш високоорганізовані риби (в ордовіку рибоподібні Thelodus, Birkhenia). В силурі виникли перші вищі рослини – псилофіти – Cooksonia pertoni та інші представники куксонієвої флори, які почали освоювати, або завойовувати суходіл. Але головною ареною життя все ще лишалося море, хоча життя почало поширюватися на континенти починаючи з річок та озер й прилеглих до них низовин.
Загальна характеристика періоду: В силурійському періоді почалась регресія. Море залишило північну частину Китайської платформи, скоротилося і на інших платформах Північної півкулі. Але в Гондвани дещо збільшилось за виключенням Австралії, яка повністю звільнилась від моря. Моря лишилися в Бразилії (північ – басейни рік Амазонки та Мараньон), на півночі Африки до п’ятої частини площі. В силурі продовжувалась каледонська складчастість, яка саме й призвела до регресії в північній півкулі, яка тривала і на початку девону.
Супроводжувалась різноманітними інтрузіями в усіх геосинкліналях. Каледонська складчастість проявилась кількома фазами. Вперше ввів поняття про фази складчастості Георг Штіллє в 1924 році. Він узагальнив матеріали з структурних (кутових) неузгоджень в різних районах світу й склав канон (перелік) фаз складчастості, виділивши їх під власними іменами (назвами). Тоді вважалося, що фази складчастості одночасні в усіх геосинкліналях й розділяються спокійними епохами.
Уявлення Штіллє швидко розповсюдились отримавши широку відомість й зіграли значну роль в науці, полегшуючи складання узагальнюючих матеріалів з геології складчастих областей, сприяли з’ясуванню їх геологічної історії.
Але незабаром з’явилися факти, які не відповідали цим уявленням: 1) виявилися фази, що відсутні серед канонічних (проявлялися в ті епохи, що вважалися спокійними); 2) навіть в одному великому регіоні та сама фаза в різних його частинах може проявлятися в різний час, або навіть бути відсутньою; 3) дослідження Д.В.Налівкина, М.С.Шатського та інших довели, що утворення складок може відбуватися довгий час – одночасно з осадконакопичення.
За сучасними уявленнями, фази складчастості – це моменти прискорення складкоутворення, що накладаються на процес повільного росту складок.
Хоча фази складчастості не глобальні, й, строго кажучи, не синхронні, тим не менше в окремі епохи геологічної історії відбувається згущення фаз складчастості, що проявлені в той самий час в різних геосинкліналях.
Найбільш інтенсивно й широко виражені наступні фази каледонської складчастості: в середньому кембрії – салаїрська; перед силуром – таконську; наприкінці силуру й в ранньому девоні – пізньокаледонська. Ці фази проявилися в різних геосинкліналях в різному ступені. Найбільш інтенсивні прояви призводили до “закриття” геосинклінального режиму та утворення складчастих споруд – каледонід. За каледонської складчастості геосинклінальний режим був ліквідований в Грампіанській геосинкліналі – її каледоніди з’єднали Північноамериканську та СЄП в результаті утворилась велика Північноатлантична платформа – Лавренція. Каледонська складчастість створила каледоніди в центрально-азійській частині Урало-Монгольського геосинклінального поясу та безпосередньо на південь та північний захід Сибірської платформи: Алтайсько–Саянська складчастість, південно-західна частина Забайкалля. Алтайсько–Саянська область включає:
Гірський Алтай, Кузнецький Алатау, Гірську Шорію, Західні Саяни, Туву, Мінусинську западину, південний схід Східних Саянів. Ці каледоніди додали жорсткості Сибірській платформі, наростивши її.
Інший пояс каледонід виник на території Казахстану та Середньої Азії, на карті він утворює дугу опуклу на північ та захід. За Д.В.Наливкіним – це Казахський макроперешийок (Північний Тянь-Шань, хребет Кара-тау, Чу-Ілійські гори, захід Казахського мілкосопочника, Північний Казахстан, Південну частину Західносибірської низовини, хребти Чингіз-Тау та Тарбагатай. Казахський макроперешийок поділив Урало-Монгольський геосинклінальний пояс на дві частини:
Уральсько-Тянь-Шанську та Центрально-Азійську (Монгольську). До Уральсько-Тянь-Шанської частини входили: Нова Земля, Урал, Пай-Хой, Мугоджари, Кизил Куми, Південний Тянь-Шань. До Центрально-Азійської – входять: центральні та південні райони Казахського дрібносопочника, Джунгарський Алатау, Калбинський, Рудний Алтай та Південно-Західний Алтай, Салаїрський кряж, Кузнецьку западину, Південну, Центральну та Східну Монголію, хр. Великий Хінган, Буреїнський хребет.
Каледонська складчастість проявилась також у Західно Тихоокеанській геосинклінальній області – були створені каледоніди на південному сході Китаю (Катазія), східними окраїнами австралійської частини Гондвани.
У Східній Тихоокеанській геосинклінальній області каледоніди наростили з південного заходу Південноамериканську частину Гондвани. У східній частині Середземноморського геосинклінального поясу каледоніди Центрального Китаю приєднались з півдня до Китайської платформи.
Наслідком каледонської складчастості стала широка середньо палеозойська регресія кінця силуру – початку девону, яка досягла свого максимуму в ранньому девоні. Вона особливо проявилась на Північноамериканській та Сибірській платформах. Регресія викликала зміну клімату. Панувавший в ордовіку й частково в силурі теплий і вологий клімат змінився до кінця силуру посушливим. Утворення великих просторів суші й зміни клімату призвели до змін органічного світу: з’явились перші мешканці континенту.
Каледонська складчастість супроводжувалась інтенсивним ефузивним та інтрузивним магматизмом, з яким пов’язане утворення корисних копалин.
Платформи: СЄП виходи силуру відносно не великі за площею: острови на Балтиці, Прибалтика, Поділля – кращій в Європі й мабуть в світі, на півночі Тіману (р. Кожим). Поширення силуру значно більше площі виходів в Прибалтиці, на заході України, в Молдові, на півночі Велико-Земельської тундри та в районі Ярославля та Волгограду за свердловинами доведений палеонтологічно силур.
Вірогідно море заливало Московську синеклізу й через вузький рукав з’єднувалось з морями Урало-Монгольського поясу. В західній частині басейну накопичувались карбонатні осадки, на сході – глинисті. Після регресії в кінці ордовіку на початку силуру море повернулося на південний захід СЄП і існувало тут до раннього девону. Море до Тіману та Большеземельської тундри потрапило з Уралу й залишило товщу карбонатно-теригенних порід.
В підручнику можете познайомитись з розрізом силуру Прибалтики.
Силурійський розріз Поділля складають зеленкуваті мергелі, масивні вапняки та чорні аргіліти болотинської серії близько 20 м (теремцівська світа – 40 см). Вище з стратиграфічною перервою залягають вапняки ярузької серії (100 м): тернавська (40 м), фурманівська (60 м) світи, створили циклічну товщу з тенденцією до поступового огрубіння детритової компоненти й збільшення карбонатної складової у глинистих вапняках (пізній лландовері венлок).
Вище лежать баговицька світа (40м – завершує ярузьку серію) та малиновецька серія (100 м) представлені переважно домеритами та грудкуватими вапняками. Домерити індикатори дуже мілководних умов лагун з солоністю відмінною від нормальної морської (іноді з рештками евриптерид). При більш високому стоянні рівня моря утворювалися смуги біогермів в баговицькій, конівській та рихтівській світах. Свердловини відкрили рифи й на інших рівнях.
Сальська (або рашківська) серія (пржидольським ярус) віддзеркалює поступову трансгресію від лагунних умов пригородоцької світи до чергування лагун й біостромів дарницької світи й грудкуваті вапняки з біогермами верхньої частини трубчинської світи й переважно грудкуваті вапняки дзвенигородської світи. (в загалі більше 100 м). Знизу та в горі розрізу є знахідки граптолітів, що дозволяє точно (до зони) прив’язати розріз до міжнародної граптолітової граптолітової шкали. Подільський розріз отримав статус парастратотипового пржидольського ярусу та межі силур – девон.
Співставлення розрізів різних регіонів досі ще важке завдання, яке різні автори вирішують по-різному.
Варто згадати, що спершу дослідники виділили лландовері в повному обсязі – виявилось, те що колись відносили до лудлова, тепер впевнено корелюється з нижнім девоном, а між лудловом та жедіном виявилась товща, яка дорівнює ярусу (або після 2000 р.) відділу, який отримав назву пржидолію.
Дуже великі успіхи у вивченні розрізів Прибалтики (потужність близько 400 м). Там також розроблена детальна регіональна стратиграфічна схема. Але у відслоненнях верхня частина силуру представлена дуже мілководними фаціями, а “над лудлов” відсутній. Для силуру тут розроблена фаціальна модель, побудовані палеогеографічні карти та фаціальні профілі. Пізніше подібні дослідження були проведені в Латвії, Литві, Білорусі та на Україні. В Литві, Латвії, Білорусі в кернах свердловин поділ спирався на знахідки граптолітів.
Сибірська платформа. Тут силур поширений на заході платформи та в басейні р. Вілюй. Відслонюється долинами річок на півдні та північному заході платформи. Опорний розріз на р. Мойєро, де виділені всі регіональні горизонти. В силурі морський басейн скорочується й відступає в північно-західному напрямі, тому верхній силур відомий лише на крайньому північному заході платформи.
Силурійські відклади різноманітні за літологією та палеонтологічною характеристикою (включають всю гаму від морських граптолітових аргілітів через морські вапняки до доломітових й строкатих відкладів прибережної зони. Характерні брахіоподові черепашники, коралові та строматопорові біоструми, біогерми, коралові та криноїдні вапняки. Догори склад фауни біднішає вапняки змінюються доломітами й домеритами, а зверху з’являються прошарки гіпсу та ангідриту.
Силур тут залягає різко стратиграфічно незгідно на ордовіку й згідно перекритий пістрявими та червоноколірними відкладами нижнього девону. Загальна потужність перші сотні м.
Північноамериканська платформа на початку силуру зазнала короткочасного підняття (таконську фаза складчастості в Аппалацькій геосинкліналі). Регресія змінилась трансгресією з широким розповсюдженням карбонатних фацій та органогенних рифів. Наприкінці силуру виникли велетенські солеродні басейни. Потужність досягає кількох сотень м, в западинах зростає. Наприклад, в мічиганській – 1300 м.
Девонську систему (період) виокремили у 1839 році Седжвік та Р.Мурчісон у Великій Британії, в графстві Девоншир. Девон поділяється на три відділи. За сучасними геохронологічними відомостями його початок припадає на 410 а закінчення на 355 млн. років тому (тривав 55 млн. років).
Поділ системи (періоду) на яруси (віки) такий: Нижній (ранній) девон має в черепашкових фаціях має такий поділ – лохків, прагій, емс, (в сланцевих вапняках – жедін, зіген, емс). Середній девон – ейфель, живет. Пізній (верхній) девон – фран, Фамен.
Каледонський орогенез наклав певний відбиток на фізико-географічні умови ранньої епохи девону, яка була яскравим прикладом геократичного етапу в геологічній історії Землі.
В середньому девоні занурення в геосинклінальних зонах викликали нове затоплення платформ, максимум яких прийшовся на франський вік. Для фамену характерне часткове підняття, регресія моря, а подекуди й гороутворюючі рухи, якими започаткувався новий тектогеничний цикл (цикл тектогенезу).
Особливості відкладів цієї системи відбивають складний хід девонської історії.
1. Вперше тут широко розповсюджені континентальні відклади. Одна з найхарактерніших фація old-red-sandstone – дуже поширена в області каледонської складчастості (Британських о-вів, Скандинавії, о. Шпіцбергену, Ведмежих о-вів, о.Нью-Фаундленду, Гренландії) та на платформах північної півкулі (СЄП тощо).
Це переважно німі, або з рештками риб, ракоскорпіонів й рослин – червоноколірні або строкаті пісковики, конгломерати, сланці – алювіального, пролювіального, озерного та пустельного генезису. Вони розвинені на рівнинах, що примикають до каледонід (Поділля – 400-500 м) та в їх міжгірських прогинах, де потужність досягає 6000 км. та далі на схід до Сибіру.
2. Поширення лагунних відкладів – кам’яної солі, гіпсу, доломіту, хемогенних вапняків.
3. Серед морських відкладів багато органогенних вапняків (… табулятових, строматопорових тощо).
Органічний світ. Зміна фізико-географічних умов викликали істотні зміни в складі органічного світу. Занепали або зникли ряд груп організмів, що були поширені в силурі; разом з тим розквітли інші, які пристосувалися до змінених умов життя й набули поширення, різноманітності, високої організації.
Це перші вапнякові губки, кишечнопорожнинні: ругози – Neoomphima, Zaphrentis, строматопори – Amphipora, аулопори – Cladochonus, Aulocystis; трилобіти – Dalmanites, Proetus, Acastella tiro тощо. Взагалі різноманітність трилобітів стає меншою, частина їх вимирає.
Серед інших членистоногих знайдено ракоскорпіонів Stylonurus, Pterigotus тощо остракоди, філоподи (Pseudoestheria), перші багатоніжки, кліщі, павукоподібні.
Серед пелеципод з’явились перші Pinnidae, Aviculopectenidae, Mitilidae, Solenidae тощо; гастроподи – Belerophon sp.; головоногі – Oncoceratidae: Ooceras, Elvanoceas, Ovoceras, Brevicoceras – ряд вимирає в кінці девону.
Ортоцератіди дожили до кінця палеозою й до тріасу. З’явились бактритоідеї (Bactrites, Devonobactrites); амоноідеї – агоніатіти (Agoniatites, Anatoceras, Anarcestes, Timanites); гоніатіти (Tornoceras, Cheiloceras, Imitoceras) і клименії (Clymenia, Cyrtoclymenia). Останні характерні виключно для рамену і мали широкий ареал.
Брахіоподи дуже поширені. Важливі спіріферіди та атрипіди (Karpinskia, Cyrtina, Eospirifer, Cyrtospirifer); строфоменіди (Strophomena); хонетіди (Chonetes); рінхонелліди (Ladogia); теребратулліди (Stringocephalus). Моховатки – Fenestellidae. Кріноідеї різні (Cupressocrinus, Ancylocrinus, Ammonicrinus).
Вимирають карпоідеї (в ранньому девоні), цистоідеї (в пізньому девоні). Відомі морські зірки (Stephonura), правильні їжаки. В ранньому девоні вимирають останні Monograptus.
Хребетні різноманітні: багато риб, з’являються перші примітивні амфібії. Серед безщелепних панцирні Drepanaspis, Hemicyclaspis, безпанцирні Rhyncholepis.
З’явились справжні риби акантоди; пластинокожі (Placodermi: Bothriolepis, Conosteus), хрящові акули Cladoselache; кісткові, серед яких відомі три класи: кистепері – Choloptichius, Osteolepis, дводишні Dipterus та давні промінепері (ганоїдні – Cheirolepis). Найбільш цікаві для нас дводишні та кистепері, які були як і панцирні риби мешканцями солонувато водних басейнів й прісних водойм.
Дводишні мали пристосований для повітряного дихання плавальний міхур, але вони не дали тієї радіації форм, що кистепері. Сліпа гілка. Кистепері мали прогресивну будову плавців, які були пов’язані з осьовим скелетом і відігравали роль кінцівок. Мабуть з них і пішли амфібії, які виникли в кінці пізнього девону.
Знахідки у Гренландії черепів Ichthyostega, Ichtiostegopsis, Acantostega. У верхньому девоні Пенсільванії знайдено чотирипалий відбиток ступні – проблематичної тварини Tinopus. Іхтіостегі ще мали певні реліктові ознаки риб: форма тулуба, черепа, луску, рудименти зябрових кришок, розміщення носових отворів.
Серед рослинного світу сине-зелені й багряні водорості, в лагунах – перші харові. Велетенські водоростеподібні Nematophyton (стовбур у яких досягав 1 м у перетині (Канада, Англія, Латвія, Ленінградська область.
Систематичне положення – не з’ясоване. На суші раннього девону росли псилофіти Rhinia, Zosterophyllum, Psilophiton. У пізньому девоні з’явились примітивні папороті з клиноподібними розсіченими листками (Cladoxylon, Protopteridium), плаунові (Protolipidodendron) та членистостеблові (Climatophyton, Calamaphyton).
Одночасно зникають псилофітові, але з’являються насінні папороті – сперідосперми (Eospermatopteris, Aneuropteris). Окремі родини близькі до кордаїтових (Dadoxylon), справжні папороті – Archaeopteris. Рослини були вже кілька м висоти, утворювали лісові масиви або чагарники, що займали широкі простори. Місцями їх рештки утворювали поклади торфу і вугілля (Кузбас, Шотландія, Шпіцбергену).
Найбільш значущі для стратиграфії брахіоподи, гоніатіти, корали, форамініфери та спорові комплекси.
Палеогеографічні особливості Лавренцїї:Східноєвропейська платформа. Морський поширений від Дністрового до м. Заліщиків на Дністрі та континентальний ранній девон – притоками Дністра (Золота Липа, Коропець, Стрипа, Серет); у Прибалтиці (Советськ); між Волгою та Уралом.
Морський середній та пізній девон. В середньому девоні в цоколі СЄП починається формування трьох великих западин – Східноєвропейська, Московська, Дніпрово-Донецька, які заповнюються морськими трансгресивними відкладами з Урало-Тянь-Шанського геосинклінального басейну.
В центральних частинах девон глибоко занурений, на периферії виходить на поверхню, або під четвертинні відклади. Такі області називають девонськими полями: Воронезьке, Німанське, Головне; Виходи девону є на південному Донбасі. У середньому девоні море трансгресувало з Тенісу на захід Волині, Поділля та Молдови. Майже до межі верхнього девону – нижнього карбону.
В ейфельському віці майже на всій платформі континентальний режим, але місцями починається накопичення морських осадочних товщ. В живецькому віці продовжувався наступ моря на захід головного девонського поля. Кінець живету – регресія. У Прип’ятському прогині та ДДЗ – великі лагуни, в яких накопичуються товщі кам’яної солі, що утворила пізніше діапірові нафтоносні й газоносні структури. У франському віці відбулась нова найбільша в девоні трансгресія: майже вся платформа за винятком щитів занурюється під воду.
Берегова лінія моря простежується вздовж окраїн Балтійського щита відслоненнями. В ДДЗ у франському віці відбулись розколи та інтенсивний донний вулканізм. Уламки порід з ефузивами у брекчії соляних куполів на поверхні (Ісачки, Ромни тощо).
За фамену відбулось загальне підняття, обміління, утворилися лагуни у Прип’ятському прогині, Московській западині та далі на схід від лінії Нар’ян-Мар – Ухта – Солікамськ – Казань – Нижній Новгород море збереглося до кінця періоду.
Породи девону СЄП різноманітні: D1 – морські аргіліти – суходільні озерно-річкові з флорою і комплексом нижньодевонських риб. Франські – морські органогенні вапняки і мергелі. Регресія в живету й фамену призвела до утворення до 1000 м лагунних соленосних товщ. У франський вік ефузиви й туфи утворили товщі від 10 до 2500 м й більше.
Сибірська платформа. Девон поширений на окраїнах Тунгуська западина, Хатанзька та Вілюйська западини. Жаркий та сухий клімат, що панував сприяв накопиченню лагунних і континентальних червоноколірних порід та гіпсів, доломітів, домеритів, кам’яної солі (Норильський та Нордвікський райони). Загальна потужність до 670 м з рештками риб, гігантських раків, псилофітів. Морські відклади до 10 м у Хатанзькій западині та північному заході Тунгуської западини.
Китайська платформа. Після арійської (гуансіської) фази орогенезу на значній площі – суша, але різко посилюються диференційні вертикальні рухи. На занурених ділянках піщано-глинисті моласи (до 3000 м), які на півдні внаслідок короткочасних трансгресій з Тенісу та Східно-Азійського басейну, чергуються з мілководними морськими уламковими породами й вапняками.
У середньому та пізньому девоні трансгресії з Монголо-Охотського басейну. Південно-Китайський щит об’єднаний з Катазією; протока між ними й Та римським щитом сполучала Китайські та Монголо-Охотський басейни. Товщі уламкових. Місцями карбонатних й вулканогенних порід (Нань-Шань, Ціньлінь) мінливі, іноді до 3000 м потужності. У вапняках поширені корали та брахіоподи.
Канадська платформа наприкінці силуру інтенсивні висхідні рухи; D1 – суша, D2 – трансгресія з Арктичної та Апалацької геосинкліналей. D3 fr – море найбільших розмірів; D3 fm – поступове скорочення.
Девонське море не досягало розмірів моря силуру. Величезні площі на сході й в центральній частині лишалося сушею й зазнавало денудації. Посилилась тектонічна диференціація цоколя, виникли западини та підняття. Це наклало відбиток на особливості осадконагромадження як у девоні так й в наступні періоди.
Гондвана.
Геологічна історія континенту в девоні дуже складна:
Бразильська платформа – початок раннього девону – суша, кінець раннього девону – трансгресія, що затопила не тільки западини, а й частини щитів (Гвіанський, Бразильський).
В середньому девоні нові підняття. Пізній девон – від моря залишилося лише дві затоки в Південній Патагонії та в Паранаїбській западині.
Африканська платформа – море займало майже ту х площу, що й у силурі; тільки на Аравійській плиті в ранньому девоні зберігся морський режим на північному-сході Саудівської Аравії. У північній Африці підпорядкованій депресіям у цоколі платформи, потужність досягала 2500 м завдяки стійким низхідним рухам. Найбільш поширений та потужній верхній девон. За межами поширення морського девону на північ від о. Чад, у Судані та на Аравійському півострові – континентальні піщані товщі з рештками наземної флори.
Австралійська платформа – девонські відклади починаються з живету, який доведений у западинах Карнарвон, Бонапарта, Канінг. В останньому басейні – багата фауна й потужність до 1000 м.
Морський девон Гондвани – уламкові породи з вапняками на півночі з альпійськими формами, а на півдні – мальвінокапські (фауна Капських гір та Фолклендських о-вів утворювала особливу провінцію).
В Антарктиді – девон входить до серії “бікон”, що поширена на західній частині платформи, й складається з континентальних й в окремих про верстках – морських пісковиків та аргілітів з рештками рослин, риб, австральних брахіоподи (Гори Хорлік).
Післякембрійські складчасті системи:
Каледонська Північно-Західної Європи – горбиста суша в западинах рельєфу – “олд-ред” формувався на фоні занурення, що компенсувалось темпами накопичення, потужність до 6000 м (Шотландія. Шетлендські о-ви), западина Осло – пісковики. Південна межа континентального девону проходила Брістольською затокою, за якою починається складчаста система Корнуолу.
У Шотландії, Північній Англії, Орклендських та Шетлендських о-вах з раннім девоном пов’язані потужності до 1100м товщі основних порід. Олд-ред Великобританії містить багато рештків риб й наземної флори.
Герцинська Центральної та Західної Європи – девон тут переважно морський утворювався в складних палеогеографічних та тектонічних умовах.
На нижній межі – продовжували існування невеликі морські водойми – затока Тетісу (пів-в Корнуол, Богемський щит (система Барранда). Решта – суша. В ранньому девоні відбулись блокові опускання цієї суші, в занурені ділянки інгресує море – жедін – Рейнські та Арденські гори; зіген – поширюється далеко на схід до Гарцю, Східних Судет та Свентокшишських гір.
Трансгресія супроводжувалась розколами та донним вулканізмом. Потужності осадочних товщ в Арденнах до 5000 м. Північний берег затоки видно в Північній Ірландії, на півночі Корнуолу й в Північній Бельгії, де в нижньому девоні – чергування морських та лагунних піщано-глинистих фацій з рештками панцирних риб, остракоди й велетенських раків.
В середньому девоні море продовжує поширюватись на південь Саксоно-Тюрінгських гір й Богемського щита, на півдні Північно германської западини й через Прибалтику й Прип’ятський прогин сполучається з СЄП на сході досягає УЩ й затоплює північ Поділля. Майже скрізь поширені глинисті сланці з птероподами й гоніатітами, мергелі й різноманітні вапняки (подібні нижньому девону Поділля).
У багатьох місцях – донний вулканізм (Рейнські, Арденни, Гарц, Західні Судети).
Фран – максимум трансгресії – затоплені Західні Судети й Центральний масив (Франція), відкривається зв’язок з Тенісом, припиняється вулканізм. Скрізь глинисті й карбонатні фації з численною фауною .
Фамен – загальні підняття, море міліє, переважають уламкові відклади. Наприкінці девону відбулися горотворні рухи, які найінтенсивніше виявилися в Бретоні. Фаза отримала назву Бретонської, цією фазою почався новий, другий у палеозої цикл тектогенезу – герцинський. Крім півострову Бретань, ця фаза охопила Богемію, де утворилася складчаста система Барранда, а в ослабленій формі – й Рейнські Сланцеві гори, Вогези та гори Тюрінгії.
Найбільша потужність у Рейнських горах – 10000 м.
Альпійсько-Гімалайська – девон виявлений на обмежених площах в серединних масивах або в осьових частинах синкліноріїв. В Європі – Севени, Астурія та Кантабрія, на о-вах Балеарських, Сардинія, Ельба, в східних Альпах, Румунії (Добруджа), Болгарія (Буж орські висоти), о-ви Егейського моря.
Характерний поступовий перехід від силуру до девону й карбону. Це свідчення того, що тут не відчувся вплив каледонських та бретонських рухів. Найкращі розрізи в Евенках та Піренеях, де девон карбонатний з гоніатітами, брахіоподами, трилобітами, коралами (ругози й табулят тощо), які свідчать про наявність всіх ярусів системи.
У Північній Африці – відклади девону – вапняки – Марокканська месетта, Високий Атлас. Марокканські розрізи одні з найкращих.
Кавказ – Передовий хребет – на південному схилі та в осьовій частині Головного Кавказького хребта, де він складений морськими та вулканогенними породами – 5700 м.
На Малому Кавказі – найповніший й в безперервному розрізі спостерігається в Нахічеванській складчастій зоні (до 2000 м) – вапняки, сланці, пісковики, алевроліти з верствами основних ефузивів. Ранній девон – умовний, решта добре охарактеризовані фауною безхребетних Європейського складу.
Памір – девон (до 1600 м) карбонатний з фауною.
Азія – в склепіннях хребтів, або в серединних масивах: Мала Азія, Іран, Афганістан, Гімалаї, Бірма, Західний Китай, Індонезія.
Мала Азія – Босфор та захід Понтид (до 2000 км) у Таврі – вапняки та уламкові породи з багатою фауною. Подекуди (Ельбурс, Юннань-Гуйджоуське нагір’я) між відкладами силуру й девону – кутові неузгодження й сліди розмивів. Морський девон починається з середнього девону.
В Північному Афганістані D складчастий залягає незгідно на метаморфізованій товщі нижнього протерозою й представлений франськими брахіоподами та коралами. В південному Афганістані – відсутній.
В Гімалаях – (до 699-700 м) – Штати Джамму й Кашмір та Читрал. Найкращий у світі розріз силуру-девону-карбону без ознак перерв – пісковики, кварцити, темноколірні вапняки з багатою фауною. Фауна Бірми істотно відрізняється від фауни гімалайського девону, що свідчить про їх ізольованість.
В Індонезії девонські відклади є найдавнішими з числа фауністично визначених систем – представлений сланцями з рештками нижньодевонських коралів й строматопор.
Урало-Тяншанська система – на місці Уралу геосинклінальний морський басейн, поділяється на східну й західну структурно-фаціальні зони:
Східна евгеосинклінальна – вулканізм у нижньому девоні (7000 м): основні ефузиви, туфогенні породи та осадочні кластичні (кременисті сланці, яшми, кварцити).
У Західній зоні – відкрите море піщано-глинисті породи й вапняки. Потужність 1000-2000 м. Подібні розрізи морського девону в Мугоджарах, Пайхої, на островах Вайгач, Нова Земля.
Західносибірські герциніди – інгресії моря – руйнування каледонських хребтів.
Тянь-Шанська зона – нижній та середній девон (ейфель) – Середній та Північний Тянь-Шань – горбиста суша, низхідні рухи, вулканізм; Південний Тянь-Шань – успадкований від силуру морський басейн, сполучений з Тенісом, розростався: живет – схід Північного Тянь-Шаню; фамен – досягло південних хребтів Північного Тянь-Шаню (Каратау, Таласький Алатау). Наступу моря передувало накопичення континентальних порід та ефу зівів (до 4500 м).
Казахстанська зона – на межі силуру й девону – гірська суша крім Джунгаро-Балхашської області й Північного Прибалхашша (уламкові та ефузивні породи). На схід між гірські западини (Карагандинська, Чудська, Тенгізька, Джезказганська та інші), в яких – червоноколірні моласи та ефузиви. Наступні віки до франського – поширення моря поступове – Тарбагатай, Чингіз, Байянаульський, Екібастузький, Карагандинський райони; кінець франу – початок герцинського циклу – підняття було короткочасним, фаменське море знову трансгресує й об’єднується з девонським морем Уралу.
В Алтає-Саянській зоні трансгресія в середньому девоні була значно більша за пізньодевонську трансгресію. Відклади: ефузиви, туфі, вапняки, ліпарито-сланцеві, флішові…
В Туві з Середнім девоном пов’язана потужна товща 300 м – кам’яної солі.
Західносибірська й Тургайська западини – верхній девон в свердловинах – на бортах тяжіють до Уралу та Казахстану. Захід Тургайського прогину за винятком морського рамену – червоноколірні конгломерати та вулканогенні породи (1600-2000 м).
Верхояно-Чукоцька система – всі яруси – найбільш розвинений фран. Девон згідний (потужність 1500 – 5000 м) – морський острівний басейн.
Східно-Азійська система – Пенжинський, Коряцький хребти – геосинклінальні – кремені, вулканогенні, карбонатні (понад 6000 м).
Монголо-Охоцька – Фауна раннього девону подібна до Казахстанської; у середньому та верхньому девоні – ціла низка Північноамериканських форм (до 4000 м). Частина Примор’я та Північна Монголія були нижче рівня моря, де зберігався геосинклінальний басейн, що відокремлював Ангариду від Китайсько-Корейської суші.
Складчасті системи Західної півкулі: Аппалачі – орогенні рухи в девоні переміщувались з півночі на південь.
Східно-Гренландська система – суша – 7000 м – червоноколірна моласа та ефузиви середнього та верхнього девону в грабені.
Кордильєрська система – в ранньому девоні окремі затоки на заході; в середньому та пізньому девоні – занурення та інгресія моря – теригенні й вулканогенні (від 1000 до 3000 м – Аляска й області Великих рівнин).
У Скелястих горах – за середнього та пізнього девону – до 60 м платформенного карбонатного.
Каньйон Колорадо – девон залягає на верхньому кембрії…
Анди – початок раннього девону – суша; кінець раннього девону – трансгресія. Девон встановлений в горах Болівії, Венесуели, Колумбії, Аргентини; найбільша потужність а Болівії – 5000 м. Найкращі скам’янілості в девоні Колумбії у хребтах на південь від м. Богота – велетенські трилобіти.
Капська система – дві потужні серії по 750 м: Боквельд (чергування аргілітів та кварцових пісковиків з морською фауною раннього девону) та Вітеберг (чергування кварцитів та аргілітів з рештками флори).
Східно-Австралійська система – девон в Австралійських Кордильєрах та горах Тасманіє: в західній зоні силур-девон – без перерви (3000 м); ранній та середній девон – мілководно-морський та вулканогенний; пізній девон утворився в прісній воді, або на суходолі (по западинах) й вулканогенно-осадочний.
В центральній зоні – платформенний – до 259 м (раннього та середнього девону). В східній зоні – девон морський, потужність 2000-3000 м, а на заході Нової Англії, в складках Великого вододільного хребта до 12000 м (морські мілководно-уламкові й вулканогенні).
Головні риси геологічної історії
В девоні горотворчі рухи слабші за силурійські. Протягом всього девону платформи зазнавали диференційованих рухів. Поновлювались геосинклінальні умови. Девон чітко поділяється на два етапи:
1 – ранній – теократичний – величезні материки були оперезані, або перегороджені високими горами, які в умовах континентального клімату інтенсивно руйнувались. За рахунок їх розмиву в перед гірських та міжгірських западинах формувались потужні товщі уламкових континентальних порід. В багатьох районах діяли вулкани. Епіконтинентальних морів було обмаль. Переважали геосинклінальні басейни, кількість яких зменшилась.
У північній півкулі на континентах склалися пустельні, або напівпустельні умови. В пересихаючих лагунах й озерах відкладались пласти гіпсових та солемістких порід.
В гірських районах південної Африки утворились льодовики.
2 – Одночасно починається новий етап опускань й поступове розширення геосинкліналей та епіконтинентальних морів: Корнуол, Рейнські гори, Арденни; Поширюються Андійський геосинклінальний басейн. Епіконтинентальні басейни на території Бразилії і в північних районах Африканської платформи. Поширюється Урало-Тянь-Шанський геосинклінальний басейн.
В середньому девоні збільшується масштаб опускань і акваторії морів. Утворюються западини на платформах СЄП: ДДЗ, Московська, Східно-Російська; на заході Канадської платформи, півночі Африканської.
Аппалацький геосинклінальний басейн наступає на південь й південний схід Канадської платформи. Геосинклінальне море – в западинах Алтає-Саянської й Казахської зон та на великих просторах заходу Сибірської платформи. У герцинській Європі – море у Рейнсько-Германській зоні й через Південну Польщу проникає в західне Поділля та на окраїни УЩ.
Центральна частина Північноатлантичного континенту – суша протягом всього девону з різко континентальними умовами. Такі самі умови на всій Сибірській платформі й прилеглих пасмах ранніх каледонід; на Австралійській платформі.
Ерогенні рухи слабші за ордовицьку та силурійські, але на межі середнього й верхнього девону й головне наприкінці девону в багатьох місцях відбулися горотворні рухи. Майже всі вони зафіксовані в зонах майбутніх герциніди й розглядаються як перша (бретонська фаза) герцинського циклу тектогенезу.
Споруди виявились не стійкими, були зруйновані. Яскраві прояви: Армориканська й Аппалацька геосинкліналь (аркадська фаза); у геосинкліналях Китаю (моцзуянська фаза), Монголії, Алтає-Саянської області, Австралії, Рейнсько-Судецької зони тощо).
Клімат – в ранньому девоні сухий, в середньому – помірний, в пізньому девоні – м’який.
Корисні копалини – Нафта й газ – Волго-Уральська обл., Прип’ятська та ДДЗ, Тіман, Мінусинська западина.
Кам’яна сіль – ДДЗ, Білорусь, Нордвікський район Сибіру.
Горючі сланці – Західний Сибір, Кузнецька западина.
Боксити – Салаїрський кряж, Урал – Суброве.
Залізні руди – Урал, Алтай, басейн р. Колими.
Мідний колчедан – Східний Урал, Північний Кавказ.
Марганцеві руди – Східний Урал, Казахстан (Ата-Суй).
Золото – Урал, Якутія.
Фосфорити – Кузбас.
Алмази – Західний Урал, Тунгуська синекліза.
Вугілля – Ведмежій, Тіману, Північний-схід Кузбасу.
Калійні солі – Саскачеван, Старо-Більське родовище
