Určeno před 410 až 350 miliony let; celková doba trvání období je až 60 milionů let.

Jako nezávislý systém byla devonská ložiska poprvé identifikována anglickými geology R. Murchisonem a A. Sedgwickem ve Velké Británii (1839). První rozdělení devonského systému do departementů bylo provedeno v pohoří Rýnských břidlic a Ardenách (). Na území byly sedimenty devonského systému zpočátku zaznamenány ruským profesorem E. I. Eichwaldem v rámci moderní Novgorodské oblasti (1839-40) a německým geologem L. Buchem; podrobně popsal R. Murchison, francouzský paleontolog E. Verneuil a ruský vědec A. A. Keyserling (1845). Velký význam mají díla F. N. Černyševa, P. N. Venjukova, D. V. Nalivkina, B. P. Markovského, D. V. Obručeva, R. F. Heckera, M. A. Ržonské.

Divize. Devonský systém je rozdělen do 3 divizí a 7 úrovní (tabulka).

Obecná charakteristika. Historie vývoje kontinentů v období devonu je určena jejich strukturním plánem, zděděným z předchozích období. Na počátku paleozoika na severní polokouli existovaly starověké a, které tvořily jeden kontinent -, a byly součástí obrovského jižního kontinentu -. V rámci platforem, z větší části které představovaly pevninu, byly jasně rozlišeny výzdvihy (štíty, ) a poklesy (), které obvykle obsahovaly mělká epikontinentální moře. Mezi plošinami byly pohyblivé, jejichž jednotlivé části byly v různém stádiu vývoje. Na konci siluru - začátku devonu skončil cyklus geologických dějin Země, který skončil pro řadu geosynklinálních pásem přiléhajících k plošinám a horským stavbám. Vznikly kaledonské horské struktury: Grampian, Altai-Sayan, Kapské vrásněné oblasti atd.

V období devonu byly intenzivně erodovány a na jeho konci získaly platformní charakter. Podstatně větší plochu oproti geosynklinám přiléhajícím k plošinám zabíraly budoucí alpínské části geosynklinálních pásem, které se nadále ponořily a byly obsazeny moři. V období devonu přežili počáteční fázi dalšího hercynského tektonického cyklu. Mořské pánve se vyznačovaly výraznými rozdíly v hloubce na souši, převládal členitý reliéf; Nejkontrastnější pohoří existovalo ve starším devonu v oblastech, které skončily. Svědčí o tom hojný pozemský vulkanismus a silné vrstvy suchozemských klastik, obvykle „starověký červený pískovec“ („Starý“ z Britských ostrovů) atd. Raný devon je geokratickou érou pevninské dominance. V mladších geosynklinálách v období devonu docházelo k výzdvihům geoantiklinálních zón s tvorbou řetězců horských ostrovů. Ukládaly se v nich klastické (ve vnějších korytech) a karbonátové mořské sedimenty a ve vnitřních hlubokomořských korytech vyvřely lávové útvary. Střední devon se vyznačoval určitou restrukturalizací strukturních plánů, nárůstem mořských formací, snížením amplitudy zdvihů a s tím souvisejícím všeobecným poklesem distribuce klastik a nárůstem solnonosných a mořských formací. Intenzifikace vulkanismu je spojena se zvýšeným ponorem. V pozdním devonu pokračovalo přerozdělování pevniny a moře. Různé směry oscilačních pohybů byly zachovány. Celkové plochy moří na plošinách a geosynklinách se změnily jen málo. Zvětšily se akumulační oblasti karbonátových a podmořských spilitových formací. Éra končila místy vrásněním a zdvihem, doprovázeným kyselými a zásaditými.

Litologické a údaje ukazují, že rovník v devonském období ležel v úhlu 55-65° k modernímu a procházel přibližně Kavkazem, Východoevropskou platformou a jižní Skandinávií. Severní pól se nacházel v Tichém oceánu mezi 0-30° severní šířky a 120-150° východní délky. V obecný obrys Lze identifikovat pouze 2 klimatické zóny - tropické vlhké a severní aridní. Tropické pásmo, které se v různých dobách devonského období rozkládalo od moderní Západosibiřské nížiny na severu až po střední Evropu na jihu, je poznamenáno ložisky, krustami, uhlím a dalšími ukazateli vlhkého klimatu. Suché (suché) podnebí ovládalo kontinenty: Angarsk, Kazach, Balt a Severní Amerika. Obrovské plochy zde zabírají červeně zbarvené sedimenty slaných pánví.

Organický svět. Velké změny v situaci způsobené kaledonským povznesením odpovídaly změnám v organickém světě. Odvodňování podporovalo rozvoj suchozemských živočichů a rostlin. Odsolené a sladkovodní pánve kontinentů byly osídleny rybami („věk ryb“). První obojživelníci, stegocefalci, se vyvinuli z lalokoploutvých ryb v pozdním devonu. V mořích se snížil počet cystoidů, vymřeli graptoliti a objevily se amonoidy. Obrněné ryby se velmi rozšířily. Brachiopodi, ostrakodi a koráli dosáhli svého vrcholu a vyvinuly se foraminifery. Rostliny, které se poprvé objevily na souši v siluru, začaly dobývat kontinenty v období devonu. Jejich pozůstatky se stále častěji objevovaly v jezerních, deltaických, lagunárních a přímořsko-mořských ložiskách. Psilofyty a lykofyty, které se objevily v siluru, se staly mnohem rozmanitějšími. Ve středním devonu se objevily první prakaprastiny - protogymnospermy a případně artroplasty.

Devonská ložiska jsou spojena s významnými akumulacemi a spojena s pozitivními strukturami vnitřních a okrajových částí platforem: východoevropské (,), severoamerické (Williston, Michigan, západní vnitrozemské pánve), africké (saharsko-středomořská pánev), australské ( východní vnitřní australská pánev), západní kanadská, předappalašská a střední předandská pánev jsou spojeny s okrajovými koryty. Malé akumulace ropy byly nalezeny pod krytem plošiny v puklinových devonských sedimentech. Hořlaviny jsou běžné ve frasnianských ložiskách domanické facie na východě a západě. Existují ložiska ve famennianu jižního Timanu. Famennianská ložiska jsou známá na ostrově Medvezhiy (Norsko), uhlí (barzassity) jsou známé v Eifel, Barzassky okres Kuzbass.

Devon je omezen na západní Atlantik a Kordillery. Největší jsou v (), . Ložiska a výskyty rud - na Jižní Ural, střední Kazachstán, na západě Altaj a na území Chabarovsk (pobřeží Tugur a ostrovy Shantar). Největší ložiska těchto rud jsou v Kazachstánu (Murdzhikskoye, Dzhezdinskoye atd.); rozsypy se nacházejí v eifeliských nalezištích (Salair), titanoilmenitové rozsypy v jižním Timanu a na jihu Voroněžské oblasti, kde jsou spojeny s efuzivními pokryvy středního devonu. známý v kontinentálních nalezištích Podněstří a provincie Džezkazgan-Karatau v Kazachstánu. Ložiska jsou spojena s devonskými vrstvami (severní Ural s bauxitovou oblastí, ložiska středního Timanu - Vezhayu-Vorykvinskoye atd.).

Významné zásoby jsou omezeny na svrchní devonská ložiska Pripjať a Dněpr-Doněcké deprese, střední devon Tuva, Nordvik Bay, Famennian Kazachstánu (Betpak-Dala, Kurmančinskaja deprese) a Jakutsko (Kempendyai); Devonská ložiska kamenné soli jsou známá na severoamerických a australských platformách. Starobinské ložisko draselných solí v Bělorusku, obří ložiska sylvinitu se zásobami 50 miliard tun v provincii Saskatchewan () a ve Williston Basin (USA) jsou stáří devonu. Endogenní a vulkanogenně-sedimentární ložiska nerostů jsou známá v kaledonských strukturách Altajsko-sajské oblasti a středního Kazachstánu, raných hercynid na Uralu a Rudného Altaje. V oblasti Altaj-Sayan se rozlišuje řada metalogenních zón. Titanomagnetit, ušlechtilé kovy, jsou známy na Altaji a Tuvě. V severním a středním Ťan-šanu vedlo postgeosynklinální vulkanismus a zavedení žulových intruzí v devonu ke vzniku skarnů a ložisek. Měď-pyritová, polymetalická a zlato-barytová mineralizace se omezuje na časně devonský (eifelský) lávový komplex tagilsko-magnitogorské zóny Uralu. Hypermafické horniny staršího a středního devonu jsou spojeny s ložisky chromu, osmicového iridia, niklu a chrysolit-azbestové souvrství devonské gabro je spojeno s ložisky pyrhotitů, mědi-molybdenu a zlato-arsenové mineralizace.

Výskyty rud v devonských ložiskách starověkých hercynských i alpských geosynklinál jsou poměrně nevýznamné a jsou většinou pozdního paleozoického stáří, např. rtuť-antimonová mineralizace v givetianských ložiskách (Khaidarken) aj. V Jakutsku ve Viljujskajau souvrství s ložisky podloží. patří do období devonu. Diamantové rýče jsou známé v pískovcích Takatin na Eifelian Uralu.

devonský je časový úsek v geologickém měřítku, který začal asi před 419 miliony let a skončil 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 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 stalo nejbrutálnějšími 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 teplota životní prostředí se předpokládá, že bylo 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 druh tichých ryb známý jako Agnatans vyhynul, s výjimkou podtřídy zvané Heterostraca. Na konci devonského období došlo k další události vymírání, kterou 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.

Před 408 až 360 miliony let.
Období devonu bylo dobou největších kataklyzmat na naší planetě. Evropa, Severní Amerika a Grónsko se navzájem srazily a vytvořily obrovský severní superkontinent Laurasie. Ve stejné době byly ze dna oceánu vytlačeny obrovské masy sedimentárních hornin, které vytvořily obrovské horské systémy ve východní Severní Americe a západní Evropě. Eroze ze stoupajících horských pásem vytvořila velké množství oblázků a písku. Ty vytvořily rozsáhlá ložiska červeného pískovce. Řeky odnesly do moře hory usazenin. Vznikaly široké bažinaté delty, které vytvářely ideální podmínky pro zvířata, která se odvážila udělat první, tak důležité kroky z vody na souš.
Začátek devonského období byl poznamenán těmi nejohromnějšími změnami, které se kdy na Zemi udály. Do té doby tam dominovala fádní krajina holých skal a pohyblivých písků – na Zemi ostatně nebyly rostliny produkující humus ani půda. Ale postupně se po této pusté poušti začal šířit živý koberec zelené vegetace. Ke konci období se klima výrazně změnilo. Země se oteplila, což vedlo k častějším a větším suchům, ale také se prodloužila období vydatných srážek. Hladina moří klesla a velké oblasti kontinentů se změnily v pouště. Řeky a rybníky vyschly a na dně zůstaly miliony ryb, což nám poskytlo bohatou sbírku zkamenělin.

Věk Ryb

Rekonstrukce mořského dna z období devonu. Caccosteus (1), rychle se pohybující zástupce dravých placodermů, pronásleduje několik tornoceranů (2) a snaží se uniknout pomocí svého " raketomety"Amoniti a nautiloidi, jako jsou aktinocerani (3) a stylolini (4), se živili hlavně bezobratlí. Trilobiti, jako Phacops (5), se stále rojili na mořském dně poblíž mořská hvězdice(6) - jeden z nich napadá ramenonožce Camarotechium (7). Objevilo se mnoho různých typů ramenonožců: Cirtospirifera (8) měla „křídla“, která jí pomáhala zůstat na sedimentární vrstvě, a Chonet (9), Productella (10), Atyris (1 1) a Mesoplica (12) udržovaly rovnováhu s pomoc páteří. Brachiopodi a mechorostové (13,14) - filtrovaná potrava z vody.
Čelisti!

Na konci ordovické období některé ryby vyvinuly čelisti a staly se aktivními predátory. Vědci se domnívají, že některé tuhé oblouky, které podpíraly žábry, se postupně změnily v čelisti a z destiček obklopujících ústní otvor vznikly zuby. Do jedné z nových skupin - tzv. placoderms (talířové ryby) - patřily největší mořské ryby té doby, včetně dravých dravců Dunkleostea, dlouhé až 3,3 m V horní čelisti měly místo zubů řady malých talířků. Tyto pláty, které byly neustále v kontaktu se spodní čelistí, zostřovaly její hranu natolik, že ryby byly schopny kousnout a rozdrtit kořist oběma čelistmi. Mohutné „obrněné“ hlavy plakodermů byly pružně spojeny s tělem a oni, když otevřeli ústa, mohli hodit hlavy dozadu. Placodermové plnili jezera, řeky a oceány a lovili kořist, která byla dříve pro každého predátora příliš.
Evoluce však zároveň dala vzniknout ještě více organizovaným predátorům – žralokům. Staří žraloci se širokými ploutvemi a aerodynamickými těly se rychle prodírali vodami devonských moří. Jejich ostré zuby byly neustále nahrazovány novými řadami, které rostly za těmi starými. Příbuzní žraloků, rejnoci, tiše klouzali po mořském dně a pronásledovali nic netušící ryby a měkkýše.

Část fosilizované pokrývky hlavy Bothryolepis, jednoho ze členů skupiny obrněných ryb zvaných placoderms. Toto je nejranější skupina čelistnatých ryb. Bothriolepis pravděpodobně jedl mršinu na mořském dně.
Staré kosti a nové ploutve

A přesto se současně se žraloky začala v mořích šířit ještě slibnější skupina ryb - kostnaté ryby (osteichthyans). Většina moderních ryb patří do této skupiny. U těchto ryb, když rostou, jsou chrupavčité kostry nahrazeny kostními. Mají dvě ploutve – prsní a pánevní, což jim pomáhá snáze se pohybovat: mohou se například ohýbat, zatáčet nebo brzdit.
Kostnaté ryby mají navíc další nesmírně důležitou výhodu: tzv. plavecký měchýř. Jedná se o druh vaku naplněného plynem, který umožňuje rybě měnit hustotu svého těla v závislosti na úrovni tlaku vody v různých hloubkách. Regulací obsahu plynu v močovém měchýři mohou kostnaté ryby plavat v jakékoli hloubce.
Od okamžiku jejich objevení se první kostnaté ryby začaly vyvíjet dvěma hlavními směry a byly rozděleny na paprskoploutvé (actinonterygia) a laločnaté (sarcoptsrigia) ryby. Z posledně jmenovaných dnes zbyly jen plicník a vzácní coelacanthové. Většina moderních kostnatých ryb patří k paprskoploutvým: jejich ploutve jsou „nasazeny“ na řady tuhých tyčí nebo paprsků, které se skládají z kosti nebo chrupavčité hmoty. Takové ploutve nemají vlastní svaly a jsou poháněny svaly umístěnými po stranách těla. U laločnatá ryba Ploutve jsou masité, spočívající na kostěném podkladu. Jejich párové ploutve jsou poháněny svaly, které působí přímo na kosterní osu.
Na konci devonského období vyhynulo mnoho skupin ryb, stejně jako četné čeledi korálovců, ramenonožců a amonitů. Jejich místa zaujaly nové druhy zvířat, které se objevily v dalším období karbonu.

Moderní palice s rozvětvenými reprodukčními (samomnožícími se) výhonky na dlouhých stoncích. Všimněte si malých lístků pokrývajících stonky: fosilní stonky starověkých kyjovitých mechů (vložka) nesou zřetelné vzory značek vytvořených na základech podobných listů.
Terénní úpravy

Během devonského období byla dosud bez života země postupně pokryta kobercem zelené vegetace, která se na ni plazila z moře. Na počátku devonu byla země souborem holých, neúrodných kontinentů, ohraničených teplými, mělkými moři a bažinami, a ke konci již byly rozsáhlé oblasti porostlé hustými pralesy.
Vědci nasbírali nejdůležitější informace o flóře té doby z raně devonských nalezišť poblíž města Rhynie ve Skotsku, kde bylo objeveno mnoho fosilních rostlin. Rostly v bažinaté oblasti poblíž okraje malého jezera. Jejich ostatky byly pohřbeny v křemičité břidlici a byly zachovány do nejmenších detailů.

Australský plicník. Lungfishes jsou živé fosilie, které přežily z devonských dob. Žijí ve stojaté vodě, která obsahuje velmi málo kyslíku, a proto často stoupají k hladině, aby se jim do „plící“ dostal vzduch. Lungfish mohou přežít dlouhá období sucha tím, že se zavrtají do bahna a dýchají vzduch dírou v bahně.
Dobývání země

V té době již existovalo několik skupin cévnatých rostlin. Nejběžnější byly ripii - byly pojmenovány podle města Raini. V tloušťce bahna byl plazivý kořen rhinium, z něhož se rozvětvovalo několik krátkých stonků, každý ne vyšší než 17 cm. Na stonkech nebyly žádné listy, ale na jejich špičkách byly kulaté sporangie. Tato skupina rostlin – tzv. nosorožce – je předchůdcem kapradin, přesliček a kvetoucích rostlin.
Jiná skupina raných rostlin dala vzniknout palačnicovým rostlinám, ze kterých se vyvinuly moderní palicovité mechy. Jejich stonky byly pokryty tenkými propletenými zelenými šupinami. V průběhu devonského období se zvětšovali a množili, až se nakonec proměnili v obrovské stromy uhelných bažin vysoké až 38 m. Zkamenělé kmeny lykofytů často nesou nádherný kosočtverečný vzor stop, které zanechávají listy, takže jejich povrch někdy bývá. vypadá velmi jako hadí kůže.

Kostry lalokoploutvých ryb (vlevo) a prvního obojživelníka - Ichthyostega (vpravo). Počet a uspořádání kostí v zadní ploutvi ryb a v zadní končetině Ichthyostega jsou téměř stejné. U Ichthyostega je přední (ramenní) pletenec přímo spojen s páteří místo toho, aby byl pevně srostlý s lebkou. Pánevní pletenec byl také spojen s páteří, aby účinněji podpíral tělo zvířete. Dosud nebyly nalezeny žádné fosilní pozůstatky přední nohy nebo ploutve Ichthyostega, ale soudě podle mohutných kostí a úhlu loketního kloubu se její přední končetiny s největší pravděpodobností podobaly končetinám tuleně kožešinového nebo lachtana.
Výš a výš

Postupně byly oblasti pevniny podél břehů jezer a vodních toků pokryty stále hustšími houštiny rostlin. Bylo tam čím dál tím víc tma. Rostliny, aby získaly více světla, se musely natahovat nahoru a předbíhat v růstu své sousedy. Byla potřeba silná podpora. Postupem času začaly rostliny produkovat dřevité pletivo a objevily se první stromy. Výhodou oproti sousedům byla jeho schopnost rychleji růst. Rostliny vyžadovaly ještě více světla a díky tomu se jim vyvinuly širší a plošší listy. Starověké lesy vypadaly úplně jinak než ty moderní. Stromy spočívaly na kořenech, které se rozvětvovaly nad vrstvou půdy. Jejich kmeny nepokrývala kůra, ale lesklé šupiny jako u plazů.

Rekonstrukce pozdně devonského rašeliniště. Ve stojaté bažinaté vodě se vyvinula nová zvířata - obojživelníci schopní dýchat vzduch. Nejstarší známý obojživelník je Ichthyostega (1). Asi většinu času trávila ve vodě, kde lovila vodní živočichy. Při příchodu na pevninu se Ichthyostega s největší pravděpodobností spoléhal na své přední končetiny - podobně jako lachtani spoléhají na své přední ploutve. Sladkovodní žralok Xenacanthus (2) pronásleduje hejno malých akantod (3), které loví i kostnatá ryba Cheirolepis (4). Plicník dvoukřídlý ​​(5) polyká vzduch na hladině. Placoderms bothriolepis (6) a pterichthyodes (7) požírají organické zbytky, které spadají do bažiny.
První kompost

Veškerá tato bujná vegetace za sebou zanechala množství mrtvého dřeva a listí, jehož hromady by mohly rychle zaneřádit celý les. V této době však bylo v lesích dost hub, které rychle rozkládaly mrtvou organickou hmotu. Kořeny rostlin se „zakousnou“ do země a uvolní ji. Nespočet bakterií zpracoval vše, co zemřelo. Tak se postupně vytvořila první vrstva půdy. A brzy se zvířata přesunula na pevninu.

Glossopteris. Samotné jméno znamená „linguate-listed“, protože listy Glossopteris mají tvar jazyků. Oteplování klimatu přispělo k tomu, že na konci období karbonu se rozšířil Glossopteris. Vytvořili obrovské lesy rozprostřené po celém jižním superkontinentu Gondwana. Zpočátku vědci přidělovali různým částem této rostliny různá latinská jména, protože hned nepochopili, že všechny tyto části patří stejné rostlině. Ukázalo se, že austrogloss je samice reprodukční orgán, chráněný drobným šupinatým lístkem. Při hnojení zde vznikala semena. Squamella je pánská náušnice. Na vnitřní straně každé šupiny samčí jehnědy byly shluky tobolek výtrusných (arberella).
Útoka členovců

Je samozřejmé, že tak bohaté potravinové zdroje nemohly nechat armádu zvířat lhostejnou a oni se vrhli do dobytí nové „zaslíbené země“. V jílovitých břidlicích u Rai-ni bylo objeveno mnoho pozůstatků členovců (bezobratlých členovců).
Drobní roztoči, dlouzí méně než 0,5 mm, hltavě sali rostlinnou šťávu. A ty zase lovili miniaturní, téměř 3mm, pavoukovci. Primitivní bezkřídlý ​​hmyz, podobný stříbřitým rybkám, požíral zbytky odumřelých rostlin. Krevety se proháněly v mělké vodě a lovily mikroorganismy, které se zde hojně vyskytovaly díky živinám obsaženým v hnijících rostlinných zbytcích spláchnutých do nádrží.

První list kapradiny vyrůstá z křehké destičky - prothallium, skládající se z buněk. Výtrusy kapradin při klíčení tvoří vlhkomilné prothalium, které tak snadno vysychá, že většina kapradin může existovat pouze ve vlhkém podnebí. Mužské zárodečné buňky (anterozoidy podobné plovoucím spermiím) a ženské zárodečné buňky (vajíčka) se tvoří v baňkovitých miskách (antheridia a archegonia) na spodní straně prothallia. Z oplozeného vajíčka se pak vyvine nový list kapradiny.
Páni moří se stávají vládci země

Brzy všechny tyto maličkosti následovaly impozantnější predátoři - předchůdci štírů. Pravděpodobně byli předkové štírů živočichové jako eurypteridi, kteří drancovali moře a jezera již od ordovických dob. Široké hlavy ve tvaru štítu a segmentovaná těla eurypteridů se často zužovala směrem k ocasu a končila dlouhou úzkou páteří. Paleontologové se domnívají, že žili na mořském dně, takže mnoho z nich mělo nohy na chůzi a lopatkovité končetiny na plavání. Přední končetiny některých eurypteridů končily mocnými drápy, které drželi před sebou jako štíři. Dobrý zrak je pro dravce nesmírně důležitý a euryntheridi měli velké složené oči. Na začátku devonu se eu-rypteridy objevily působivé velikosti - až 2 m na délku. Je zřejmé, že patřili k největším mořským predátorům té doby. A v každém případě jsou eurypteridi největší ze všech nám známých členovců.

Tento jednoduchý květ magnólie může být velmi podobný prvním květům opylovaným hmyzem. Stejně jako oni ji opylují nejrůznější brouci.
Vývoj plic

Rozlehlé bažiny, které se na Zemi objevily na konci devonského období, způsobily jejich obyvatelům mnoho problémů. Teplá voda totiž obsahuje méně kyslíku než studená voda, takže tam, kde se příliš mnoho kyslíku hromadí v mělké vodě vodní organismy, velmi brzy přestanou mít dostatek kyslíku. Většina primitivních kostnatých ryb polykala vzduch na hladině vody. Tenké krevní cévy, které lemovaly jejich hrdla, absorbovaly kyslík přímo ze vzduchu. Postupem času se u prvních kostnatých ryb vyvinuly plíce, které se mohly naplnit vzduchem, a objevily se nosní dírky, kterými tento vzduch vdechovaly. Později se u většiny skupin kostnatých ryb plíce proměnily v plavecký měchýř, ale pro mnohé obyvatele bažin zůstaly neocenitelné právě jako zásobárna kyslíku.
Dnes jsou pluňáky živé fosilie. Patří mezi ně kyselé ryby, které se nyní vyskytují v Africe, Austrálii a Jižní Americe, tedy na těch kontinentech, které se v období devonu spojily do obrovského jižního superkontinentu Gondwana. Tyto ryby žijí v mělké stojaté vodě a pravidelně polykají vzduch na jejím povrchu.

Vláda obojživelníků

Laločnaté ryby měly jeden pár ploutví těsně za hlavou a další pár před ocasem. Pokud sledujete, jak se pohybuje čolek nebo mlok, pravděpodobně si všimnete, že při chůzi ohýbají celé tělo ze strany na stranu, stejně jako ryba. To není vůbec náhoda. Zdálo se také, že laločnaté ryby plavaly a využívaly své ploutve jako vesla, aby vytvořily další „tah“. Živí coelacanthové plavou úplně stejným způsobem. Aby ploutve poskytovaly spolehlivou podporu ploutvím, vyvinuly si postupem času speciální kostní struktury. Jsou konstruovány na stejném principu jako kosti končetin moderních suchozemských obratlovců.
Takže vše bylo připraveno na to, že se objeví obojživelní obratlovci, kteří tráví část svého života ve vodě a druhou na souši.
Předpokládá se, že obojživelníci pocházejí z jedné ze skupin dravých lalokoploutvých ryb zvaných rhipidistia. Aby se obojživelníci přesunuli ze života ve vodě do života na souši, museli se naučit zvedat svá těla ze země, aby mohli chodit. K tomu bylo nutné, aby k němu byl pevně přichycen pánevní pletenec, který spojuje končetiny s páteří. Navíc musela být lebka oddělena od ramen, jinak by se při chůzi nebo zejména běhu prudce třásla. Při vodním životním stylu sloužila páteř zvířete jako opora pro svaly zapojené do plavání, ale zároveň celé tělo spolehlivě spočívalo na vodě. Na souši žádná taková podpora nebyla a celá struktura těla musela být vážně změněna, aby se mezi nohama nepropadla k zemi.
Kosti, které tvořily kostru masitých ploutví lalokoploutvých ryb, měly nyní mnohem obtížnější práci. Nové končetiny se musely otáčet směrem dolů, to znamená, že musely být pružně kloubové v rameni. Loketní a zápěstní klouby se více vyvinuly, aby se končetiny mohly ohýbat, odtlačovat a ohýbat – zkrátka dělat všechny pohyby potřebné při chůzi. Kostní struktura ruky se více „roztáhla“ a zvětšila její nosnou plochu, což umožnilo rovnoměrněji rozložit váhu zvířete na souši.

Mezi dvěma světy

První obojživelníci zřejmě vedli převážně vodní způsob života, živili se rybami a různými bezobratlími. Díky schopnosti dýchat vzduch se jim v bažinách zřejmě dařilo. Rychlý rozvoj hmyzu však otevřel nové lákavé vyhlídky na jeho krmení a kromě toho na souši ještě nebyli žádní velcí predátoři. Moderní obojživelníci se stále musí vracet do vodního prostředí, aby nakladli měkká vajíčka, ze kterých se pak vylíhnou rybí pulci – živý důkaz jejich „rybího“ původu.
Nejstarší známý čtyřnohý suchozemský živočich neboli terapod, jehož fosilní pozůstatky se dochovaly, je Ichthyostega. Ramenní a pánevní pletence Ichthyostega jsou podobné jako u většiny suchozemských zvířat, ale měl ocas s ocasní ploutví a takzvanou postranní linii (čára citlivých buněk, pomocí kterých ryby detekují vibrace ve vodě). To znamená, že Ichthyostega stále trávil hodně času ve vodním prostředí. Její chodidla jako by spočívala celou plochou na zemi, ale kvůli těžkým žebrům a lebce se na souši pohybovala velmi pomalu.

Semena prosperity

Asi před 3 miliardami let se na Zemi objevily první řasy, které produkovaly živiny pomocí slunečního záření; Při tomto procesu zvaném fotosyntéza se uvolnil kyslík, který se následně dostal do zemské atmosféry.
Mnohem později, na konci prekambria, vznikly mnohobuněčné chaluhy, které záhy zaplnily mořské dno v mělkých pobřežních vodách. Na konci ordovického období – a možná ještě dříve – se tyto řasy přesunuly do sladkovodních útvarů.
Od vody k zemi
V Silurské období rostlinám se nakonec podařilo přistát. K tomu potřebovali vyvinout voděodolný vnější obal – kutikulu, prostoupenou drobnými póry, neboli průduchy. Jejich prostřednictvím probíhala výměna plynů při fotosyntéze. Pro transport vody z kořenů do výhonků si rostliny vyvinuly systém trubek nebo cév a stonek se následně začal prodlužovat. Začala vyrábět dřevěnou tkaninu, která jí sloužila jako další podpora.
A přesto hlavní věcí, která umožnila rostlinám dobýt zemi, byl vznik nových metod reprodukce. Ve vodním prostředí je rozmnožování velmi přímočarý proces. Mužské reprodukční buňky (spermie) jednoduše doplavou k ženským a oplodní je. První suchozemské rostliny se mohly rozmnožovat stejným způsobem, protože rostly na bažinatých březích na okraji vody. Ale brzy i rané suchozemské rostliny, jako je cooksonia, začaly na špičkách svých stonků růst speciální výtrusy (reprodukční buňky), které pak vítr roznášel všemi směry.
Semena a šišky
Během devonského období zeleninový svět staly se stále složitějšími a rozmanitějšími. Objevily se první kapradiny, mechy a přesličky a v polovině devonu se řada rostlin začala postupně vzdalovat od vodního okraje. Tyto prastaré rostliny však ke hnojení stále potřebovaly vodu. A teprve koncem devonského období se na Zemi objevily první semenné rostliny - semenné kapradiny. Na rostlině, která je porodila, zůstaly velké samičí výtrusy semenných kapradin. Vítr přinesl drobné mužské spory k ženským. A teprve poté se z nich uvolnily plovoucí spermie.
Po oplodnění se kolem vyvíjejícího se embrya vytvořil ochranný tkáňový obal a objevila se první pravá semena. Cykasy se úplně stejným způsobem rozmnožují dodnes.
Asi před 240 miliony let se objevily první kužely. Samčí šištice produkují drobné samčí výtrusy neboli pylová zrna. Samičí šištice bývají větší a obsahují vajíčka. Výtrusy jsou bezpečně ukryty uvnitř spirálovité šupinaté struktury kužele. Nyní je potřeba spermií - a vody - zcela eliminována: pylové zrno tvoří pylové láčky, které prorůstají tkání samičí výtrusy a dostávají se do vajíčka. Tento „design“ jehličnatých rostlin se ukázal jako velmi úspěšný: v naší době je třetina všech lesů na Zemi jehličnaté.
První květiny
Období karbonu bylo dobou nebývalého rozkvětu prastarých lesů obřích kyjovitých mechů, přesliček, ginkga, jehličnanů, cykasů a kapradin. Byly ideálním prostředím pro rychle se vyvíjející hmyz. Dalším důležitým krokem na cestě evoluce byl vzhled na konci Období křídy krytosemenné nebo kvetoucí rostliny. Některé krytosemenné rostliny vyvinuly pestrobarevné okvětní lístky a voňavý nektar, který přitahoval hmyz, který přenášel jejich pyl.
Ve srovnání s šiškou měla květina výhody. Vajíčka a následně semena vznikají uvnitř tzv. vaječníku, kde je jim poskytována jak výživa, tak i spolehlivá ochrana. Po oplodnění stěny vaječníku nabobtnají a ten se promění v plod, který ještě spolehlivěji chrání oplodněné vajíčko (které se nyní stalo semenem) a embryo v něm. Vzhledem k tomu, že se vaječník po oplodnění rozšíří, semena mohou přijímat velký početživin a jakmile se ocitnou ve více či méně příznivých podmínkách, rychle vyklíčí.
Nové partnerství
Vzhled plodů a semen v nich obsažených se časově shodoval s zrychlený vývoj ptáků a savců. V té době začali ranní savci postupně dobývat Zemi, kterou zdědili od dinosaurů. Semena a plody pro ně byly nevyčerpatelným zdrojem potravy. Aby byli ptáci a zvířata v pojídání ovoce aktivnější, některé z nich získaly jasné barvy, sladkou chuť nebo atraktivní vůni. Spolknutá semena plodů nebyla strávena, volně prošla střevy a byla vyhozena z těla mnoho kilometrů od místa narození. Na stěnách některých plodů se vytvořily háčky, které se zachytily na srsti zvířat nebo na peří ptáků, a některým dokonce narostla jakási křídla, která jim umožňovala vznášet se ve větru.

V průběhu času si kvetoucí rostliny vyvinuly poměrně složité způsoby, jak přilákat hmyz, který je opyluje. Na tomto obrázku se včelí sameček snaží spářit s květem včelí orchideje, který nejenže vypadá jako včelí samice, ale také jako ona voní. Žluté pylové váčky orchideje, kterou dříve navštívil, jsou přilepeny k hlavě a jejich pyl padá dál ženské orgány orchidej, o kterou se nyní „stará“.

Devonská ložiska byla poprvé popsána v anglickém hrabství Devonshire. Období devonu se dělí na tři úseky: spodní, střední a horní. V devonu vytvořily severní kontinenty jeden velký kontinent, Atlantii, na východ od níž byla Asie. Gondwana nadále existuje. Obrovské kontinenty byly zablokovány horskými pásmy, které se zhroutily a zaplnily prohlubně mezi horami troskami. Klima se stalo suchým a horkým. Jezera a laguny vyschly a soli a sádrovec, které byly součástí jejich vod, se vysrážely a vytvořily sádrovce a soli. Vulkanická činnost se zintenzivňuje.

Ve středním devonu moře opět vtrhlo na pevninu. Objevují se četné deprese. Postupně je zaplavuje moře. Klima se stává teplé a vlhké. Ve svrchním devonu byla moře opět mělká, objevily se malé hory, které byly později téměř úplně zničeny. Nejcharakterističtějšími ložisky devonského období jsou kontinentální červené pískovce, břidlice, sádrovec, sůl a vápence.

Fyzikálně-geografické podmínky se výrazně změnily, což vedlo ke změnám ve flóře a fauně.

Ve vodách devonských moří a oceánů žilo mnoho řas: sifonové řasy, modrozelené, červené a v lagunách - charofyty.

Psilofyty, které se objevily v období siluru ve starším devonu, měly již složitější organizaci. Jejich tělo bylo celkem jasně rozděleno na kořen, stonek a větve. Z nich se ve středním devonu vyvinuly primitivní kapradiny. Psilophytes měl již dřevnatý stonek. Větve těchto rostlin začnou plnit různé funkce a jejich koncové části se postupně promění v rozřezané listy, pomocí kterých se provádí fotosyntéza. Rostou i další potomci psilofytů:
lykofyty a artrofyty, se složitější organizací než u psilofytů. Postupně vytlačují své předky, přebírají jejich místa a usazují se ve vlhkých oblastech, v mělkých lagunách a bažinách. Ve svrchním devonu psilofyty mizí. Objevují se první semenné kapradiny, kapradiny cordaitové a pravé kapradiny.

Na vlhkých a bažinatých místech rostly výtrusné psilofyty, primitivní kapradiny, lykofy a artrofyty a tvořily husté houštiny. Dosahovaly výšky 30 m a tloušťky jednoho metru. Rostliny rozmnožované výtrusy, které klíčí v klíčky pouze ve vlhkém prostředí.

První semenné rostliny měly semenné zárodky na vrcholcích specializovaných listů, které ležely otevřené na listech. Proto rostliny dostaly název nahosemenné. Byly to již skutečné stromy se skutečnými listy a rozmnožovacími orgány v podobě šišek. Nahosemenné rostliny by se mohly množit přímo na souši, protože pro klíčení semen není potřeba vodní prostředí. Semena jsou navíc mnohobuněčným orgánem se značným množstvím rezervních živin, které embryu na začátku života dodají vše potřebné a obal semene ho dobře chrání před nepříznivými podmínkami. To vše umožnilo nahosemenným rostlinám široce se šířit na souši. A přestože výtrusné rostliny nadále existovaly, nahosemenné rostliny postupně zaujímaly dominantní postavení mezi rostlinami.

Suché, horké klima na kontinentech vedlo k vysychání mnoha řek, jezer, bažin, lagun a malých vnitrozemských moří. Z vodních živočichů přežili jen ti, kteří kromě žaber, které jim umožňovaly žít ve vodě, měli i plíce. Když nádrže vyschly, mohly dýchat atmosférický vzduch. Patří mezi ně především plicník, který měl rohaté zuby a ostrá žebra. V roce 1870 ve dvou malé řeky V Austrálii byly identifikovány živé exempláře plicník, jejichž stavba silně připomínala jejich fosilní předky. Následně byly živé plicníky nalezeny také v Africe a Jižní Americe. Kromě nich byly ve vysychajících nádržích devonského období nalezeny lalokoploutvé ryby. S pomocí ploutví, které připomínaly kartáč, se lalokoploutvé ryby mohly plazit. Jejich plavecký měchýř byl obohacen o krevní cévy a hrál roli plic. Lalokoploutvé ryby tak mohly dýchat vzduch a plazit se z laguny do laguny při hledání potravy a vody. Kostra lalokových ploutví je téměř celá zkostnatělá. Lebka se skládala z kostí přítomných v lebkách vyšších obratlovců. V důsledku toho byly lalokoploutvé ryby předky všech suchozemských obratlovců, včetně obojživelníků, kteří se objevili ve svrchním devonu. To už byla skutečná suchozemská zvířata. Žili na souši, i když s rybami měli stále mnoho společného – tvar lebky, šupiny a žaberní kryty.

V roce 1938 byly ve vodách Indického oceánu u jihovýchodního pobřeží Afriky nalezeny živé fosilie lalokoploutvých ryb. Říká se jim coelacanthus nebo coelacanth. Coelacanthus žijí ve značných hloubkách. Jsou to predátoři. Zvláště zajímavé jsou fosilizované otisky tlapek nalezené v Pensylvánii. Tři z pěti prstů měly drápy. Jasně viditelná je stopa ocasu, který se táhl za tělem zvířete. Tato stopa pravděpodobně patří lalokoploutvé rybě, která se pohybovala při hledání nádrží podél devonské země.

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 lochkovské a pražské stupně ČR jako typové stupně pro spodní devon. Od té doby geologové používali právě tyto stupně, ačkoliv jim přibližně odpovídající bývalé stupně Zhedino a Siegen 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 se vyznačoval širokým rozšířením „psilafytů“ (rhinofytů), 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 je pozorován druhý vrchol jejich kvetení. Konodonty se v devonu měnily tak rychle, že umožňují rozlišit více než 50 standardních zón v devonských ložiskách s dobou trvání 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 cystoidi 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 nejvíce Důležité mají konodonty, amonoidy, ramenonožce, korály, tentakulity a ostrakody. 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 v mnoha oblastech světa vzestupná hnutí ustoupila 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 situace klimatické zóny devon představuje potíže, protože suchozemská vegetace je řídká. Pouze charakterové rysyŘada kontinentálních a lagunálních facií devonu umožňuje 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. Z dalších dokladů devonského klimatu - tilly Kapského pohoří Jižní Afrika(tl. 30 m), délka 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 z Grampian Hersyncline a východoevropskou (ruskou) platformu. Tento obrovský kontinent byl nazýván "starověkým červeným kontinentem" kvůli rozložení devonských ložisek červeného písku.

Americká část Severoatlantické desky byla suchá země v raném 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 geosynklinále 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 hornin spodního červeného pískovce a přítomnost živcových pískovců svědčí o aridní klima. 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 Timan. 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 - zaujímají velké plochy na východě desky. Jedná se o důležitý produktivní ropný horizont. Frasenský stupeň je charakterizován 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 ve věku.

Na západě jsou v rámci hlavního devonského pole rozšířena ložiska horní poloviny devonu o mocnosti několika set metrů až 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 křížovým 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 jsou běžní ve fauně Frasnianského moře hlavního devonského pole (v. obrovské množství jeden typ). 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 mocnost hornin tohoto komplexu, přítomnost vulkanických hornin místy v jeho složení svědčí o tom, že předmětný komplex vznikl v trhlině vvv-dine - aulacogen (Pripyat-Donets aulacogen).

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 platformy 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; střední a horní jsou rozšířenější. 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. V mělkých mořských pánvích, které zabíraly omezené oblasti všude, s výjimkou Jižní Ameriky, se nahromadil strašlivý materiál – produkt ničení země. Pouze v Jižní Americe došlo k velkému prohřešku ve starším devonu. Devonské moře proniklo k západnímu okraji Austrálie, o čemž svědčí terrigózní sedimenty střídající se s karbonátovými, místy se objevovaly 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, z nichž 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 mezivrstevných 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 táhl 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 shromažďovány v komplexní systémy záhyby, narušené četnými rupturami, proražené intruzemi a vysoce metamorfované. 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 kazašského makroistmu, v rámci kterých probíhala sedimentace v intermontánních depresích 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. Tvořily okrajový vulkanický pás Kazachstánu. 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. Naleziště spodního a středního devonu severovýchodního Salairu jsou zastoupena především šedými a tmavě šedými vápenci s bohatou mořskou faunou ramenonožců, korálů, stromatoporátů, krinoidů, konodontů, tentaculitů, hlavonožců, mlžů, mechorostů, ryb, ostrakodů atd. 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 ve formě podvodních i suchozemských 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 obnoveny mořské podmínky 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 - starověké jméno Dunaj. 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 výchozy devonu 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 složen z produktů eroze brabantského masivu - slepenců a arkózových pískovců, rychle ustupujících 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 úseku jsou stratotypy przydolianského, lochkovského a pražského stupně.

V západopacifické geosynklinální oblasti v devonu vznikly tři typy úseků: eugeosynklinální, miogeosynklinální a typický pro střední masivy.

V eugeosynklinální zóně tichomořského pobřeží v severovýchodní Asii se nahromadily vrstvy spilito-diabasového složení, křemičité, písčité a karbonátové sedimenty. Stejný typ řezu je vidět v Japonské ostrovy, 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 vnesením 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-jílovité uloženiny (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.

Mezi další bezobratlé v karbonu byly velká důležitost některé čtyřpaprskové korály - Lonsdaleia, Caninia a tabulates - Chaetetes, Syringopora, Michelinia. Některé skupiny ramenonožců vzkvétaly v karbonu. Obzvláště typičtí jsou produktidi - Productidae a spiriferidi - Spiriferidae. Četné mořští ježci. 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 skořápková plastika 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 dali stegocefalci 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 oživených v oblastech staršího 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 geosynklinálech 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 květenou lepidodendronů ve vestfálské (rovníkové) floristické oblasti na jedné straně a tunguzskou (severní mírné) a glossopteria (jižní mírné) květenou 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. Když moře postoupilo do tohoto území, v důsledku opětovného promývání zvětrávací kůry vytvořené ve starším karbonu, ložiska bauxitu a železné rudy. 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. Docházelo k hromadění písků, jílů a karbonátových sedimentů, místy i 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 se vytvořila vrstva pískovců, prachovců, křemičito-jílovitých hornin a vápenců o mocnosti až 250 m Sedimenty povodí Amazonky se vyznačují přítomností vrstev anhydritů, 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. Tlitity 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 Ural-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 dále na západ zasahovala do Východoevropské platformy. Celková mocnost je 0,5-1,3 km. Jedná se o typický miogeosynklinální úsek (nejsou zde žádné vulkanické horniny, žádné intruze, slabá metamorfóza, horniny jsou shromážděny v jednoduchých vrásách).

V úseku na východě (východní svah Uralu) jsou přítomny také všechny tři úseky karbonu (viz diagram VII, včetně barvy). 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 vulkanogenního materiálu.

V Kuzněcké pánvi je karbonský úsek úplný, dobře paleontologicky charakterizovaný a je referenční 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 však srovnání různé části Podmínkou je uhelná formace s úrovněmi a dokonce i 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 od 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, vybarveno). 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 Vise v Belgii). .

Po sudetské fázi vrásnění, doprovázené zaváděním intruzí, vznikla na severním okraji středomořského geosynklinálního pásu hornatá země. Sedimentace probíhala v mezihorských sníženinách, 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 se v důsledku asturské fáze vrásnění tato oblast zapojila do zdvihu.

Tichomořský 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, gravitující směrem k pobřeží Tichý oceán. Na Kamčatce, v Korjakské vysočině a Japonsku se v karbonu vytvořily silné vulkano-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 viseanského věku začal vznik terigenního Verchojanského komplexu, který pokračoval až do konce jura. 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 vnesením žulových intruzí; to vedlo k pozvednutí středních 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 jílů, které byly podél hranice s plošinou nahrazeny kontinentálními červeně zbarvenými sedimenty.