Визначається від 410 до 350 млн років тому; загальна тривалість періоду до 60 млн. Років.

Як самостійної системи девонські відкладення вперше було виділено англійськими геологами Р. Мурчисоном і А. Седжвіком біля Великобританії (1839). Перше розчленування Девонської системи на відділи було проведено в Рейнських Сланцевих горах і Арденнах ( ). На території відкладення Девонської системи спочатку були відзначені російським професором Е. І. Ейхвальдом у межах сучасної Новгородської області (1839-40) та німецьким геологом Л. Бухом; детально описані Р. Мурчисоном, французьким палеонтологом Еге. Вернейлем та російським ученим А. А. Кейзерлінгом (1845). Велике значення мають роботи Ф. М. Чернишова, П. М. Венюкова, Д. В. Налівкіна, Б. П. Марковського, Д. В. Обручова, Р. Ф. Геккера, М. А. Ржонсніцької.

Підрозділи. Девонська система розділена на 3 відділи та 7 ярусів (табл.).

Загальна характеристика. Історія розвитку континентів у Девонському періоді обумовлена ​​їх структурним планом, успадкованим від попередніх періодів. На початку палеозою в Північній півкулі існували древні , і , які становили єдиний материк - , а , і входили у величезний південний материк - . У межах платформ, переважно яких представляла сушу, чітко відрізнялися підняття (щити, ) і занурення (), що вміщали зазвичай неглибокі епіконтинентальні моря. Між платформами розташовувалися рухливі частини, окремі частини яких знаходилися на різних стадіях розвитку. Наприкінці силуру - початку девону закінчився цикл геологічної історії Землі, що завершився для ряду геосинклінальних поясів, що примикали до платформ, і гороутворення. Виникли каледонські гірські споруди: Грампіанська, Алтаї-Саянська, Капська складчасті області та ін.

Протягом Девонського періоду вони інтенсивно розмивалися і наприкінці його набули платформного характеру. Значно більшу площу порівняно з геосинкліналями, що приєдналися до платформ, займали продовжували занурюватися і майбутні альпійські частини геосинклінальних поясів, зайняті морями. У Девонському періоді пережили початкову стадію наступного герцинського тектонічного циклу. Морські басейни характеризувалися значними перепадами глибин, суші переважав розчленований рельєф. Найбільш контрастний гірський існував у ранньому девоні в областях, що завершилася. Про нього свідчать пов'язаний з рясний наземний вулканізм і потужні товщі наземних уламкових, зазвичай - "стародавній червоний піщаник" ("олдред" Британських островів) та ін. Ранній девон - геократична епоха панування суші. У молодших геосинкліналях у Девонському періоді відбувалися підняття геоантиклінальних зон із заснуванням ланцюжків гористих островів. Вони відкладалися уламкові (у зовнішніх прогинах) і карбонатні морські опади, тоді як у внутрішніх глибоководних прогинах відбувалися виливу лав - - формації. Середній девон характеризувався деякою перебудовою структурних планів, наростанням морської, зменшенням амплітуди піднять і пов'язаним із цим загальним зменшенням поширення уламкових та збільшенням солоносних та морських – формацій. З посиленням занурень пов'язана активізація вулканізму. У пізньому девоні продовжувався перерозподіл суші та моря. Різна спрямованість коливальних рухів збереглася. Загальні площі морів на платформах та у геосинкліналях мало змінилися. Збільшилися площі накопичення карбонатної та підводно-спіліт-формації. Епоха завершилася місцями складчастістю та підняттями, що супроводжуються кислими та основними.

Літологічні та дані показують, що екватор у Девонському періоді розташовувався під кутом у 55-65° до сучасного і проходив приблизно через Кавказ, Східно-Європейську платформу та Південну Скандинавію. Північний полюс знаходився в Тихому океані в межах 0-30 ° північної широти і 120-150 ° східної довготи. У загальних рисахможуть бути намічені лише 2 кліматичні пояси — тропічний гумідний та північний аридний. Тропічний пояс, у різний час Девонського періоду, що простягався від сучасної Західно-Сибірської рівнини на півночі до Центральної Європи на півдні, відзначений покладами, корами, вугіллям та іншими показниками вологого клімату. Аридний (посушливий) клімат панував на континентах: Ангарському, Казахському, Балтійському та Північно-Американському. Великі площі тут зайняті червонокольоровими відкладеннями засолонених басейнів.

Органічний світ. Великим змінам обстановки, викликаним каледонським підняттям, відповідали зміни в органічному світі. Осушення сприяло розвитку наземних тварин та рослин. Опріснені та прісноводні басейни континентів заселилися рибами ("століття риб"). Від кістеперих риб у пізньому девоні походять перші амфібії — стегоцефали. У морях скорочувалося число цистоідей, вимирали граптоліти, з'являлися амоноїди. Дуже широко розповсюдилися панцирні риби. Досягли розквіту брахіопод, острокоди, корали, розвивалися форамініфери. Рослини, які вперше з'явилися на суші в силурі, в Девонському періоді почали завойовувати материки. Залишки їх дедалі частіше з'являлися в озерних, дельтових, лагунних та прибережно-морських відкладах. Значно різноманітнішими стали псилофіти і плауновидні, що з'явилися в силурі. Виникли перші папороті, в середньому девоні — праголосеменні і, можливо, членистостеблові.

До відкладів девону приурочені значні скупчення і пов'язані з позитивними структурами внутрішніх і крайових частин платформ: Східно-Європейської ( , ), Північно-Американської (Віллістонський, Мічиганський, Західний Внутрішній басейни), Африканської (Сахаро-Середньоземноморський басейн) Австралійський басейн), із крайовими прогинами пов'язані Західно-Канадський, Предаппалацький, Центрально-Предандійський басейни. На невеликі скупчення нафти зустрінуті під платформним чохлом у тріщинуватих відкладах девону. Займисті поширені у франських відкладах домнікових фацій на сході та заході. У фамі Південного Тиману є поклади. Поклади фамена відомі на острові Ведмежий (Норвегія), вугілля (барзасити) - в Ейфелі Барзаського району Кузбасу.

Девона приурочені до , Західно-Атлантичного, Кордильєрського поясів. Найбільші - в (), . Родовища та рудопрояви - на Південному Уралі, Центральному Казахстані, на заході Алтаю та в Хабаровському краї (Тугурське узбережжя та Шантарські острови). Найбільші родовища цих руд — у Казахстані (Мурджикське, Джездинське та інших.), на Уралі понад 150 дрібних родовищ; розсипи є у відкладеннях Ейфеля (Салаїр), титаноільменітові - на Південному Тімані та на півдні Воронезької області, де вони пов'язані з ефузійними покривами середнього девону. відомі у континентальних відкладах Придністров'я та Джезказган-Каратауської провінції Казахстану. З девонськими товщами пов'язані поклади (Північноуральський бокситоносний район, родовища Середнього Тимана - Вежаю-Вориквінське та ін.).

Значні запаси приурочені до верхньодевонських відкладів Прип'ятської та Дніпровсько-Донецької западин, до середнього девону, Туви, бухти Нордвік, до фамену Казахстану (Бетпак-Дала, Курманчинська западина) та Якутії (Кемпендяй); девонські поклади кам'яної солі відомі на Північноамериканській та Австралійській платформах. Девонський вік мають Старобинське родовище калійних солей у Білорусії, гігантські поклади сільвініту із запасами в 50 млрд. т у провінції Саскачеван () та у басейні Віллістон (США). Ендогенні та вулканогенно-осадові родовища корисних копалин відомі в каледонських структурах Алтаї-Саянської області та Центрального Казахстану, ранніх герцинідах Уралу та Рудного Алтаю. В Алтаї-Саянській області виділяється низка металогенічних зон. На Алтаї та в Туві відомі титаномагнетитові, благородні метали. У Північному та Середньому Тянь-Шані післягеосинклінальний вулканізм і використання гранітних інтрузій у девоні зумовили формування скарнових родовищ і . До ранньодевонського (ейфельського) комплексу лав Тагило-Магнітогорської зони Уралу приурочено мідно-колчеданне, поліметалеве та золото-баритове оруднення. З гіпербазитами раннього та середнього девону пов'язані родовища руд хрому, осмистого іридію, нікелю, хризоліт-азбесту, з габброїдною формацією девону — пірротинові поклади, мідно-молібденове та золото-миш'якове оруднення.

Рудопрояви в девонських відкладах древніх герцинських, а також альпійських геосинкліналів порівняно незначні і мають здебільшого пізньопалеозойський вік, наприклад, ртутно-сурм'яне оруднення в живетських відкладах (Хайдаркен) та ін. Алмазні розсипи відомі у такатинських пісковиках ейфелю Уралу.

Девонський період- Це період часу в геологічній шкалі, який почався близько 419 мільйонів років тому і закінчився приблизно 360 мільйонів років тому. Цей період отримав таку назву завдяки району, в якому вчені вивчали скам'янілі пласти цього періоду: Девон, Англія. Вчені вважають, що саме в цей період життя на суші почало активно еволюціонувати. У силулурійський період життя колонізувало землю, але робило це переважно вздовж берегів. Тільки цей період відбулася перша «глибша» колонізація земель живими організмами.

Перед колонізацією суші ґрунт на планеті мав червоні відтінки, що вказувало на високий вміст мінералів, органічних речовин практично не було. У ґрунті мешкали лише водоростеві чи бактеріальні шари. Зміни складу ґрунту почалися протягом цього періоду, коли наземна рослинність почала захоплювати сушу та поширюватися. Ранні рослини, проте, були схожими більшість рослин, з якими ми знайомі сьогодні. Вони не мали кореневої чи листової системи, і з них навіть мали судинної системи (хоча, звісно, ​​деякі види обзавелися їй). Тварина життя, яка існувала паралельно з цими примітивними рослинами, переважно була представлена ​​сім'ями членистоногих. Були тригонатарбіди, міріаподи, кліщі та безкрилі комахи. Швидше за все, були й інші види фауни, але вони, швидше за все, ще не знайшли палеонтологів.

До кінця цього періоду рослини навчилися відрощувати коріння. Це були рослини з кореневими системами та листям, і більшість із них також мали судинні системи. Це був також час, коли почали з'являтися перші насінні рослини, життя стало різноманітнішим. Це спонукало багатьох палеонтологів назвати збільшення розширення життя «девонським вибухом». Хоча ця подія не так відома в науковому світі, як Камбрійський вибух, він також дуже важливий.

Поки життя розповзалося сушею, моря Девонського періоду почали розширюватися. На початку періоду в морях переважали щелепні та бронебійні риби. Потім до середини періоду з'явився перший вид щелепних риб. Надалі багато з цих видів перетворилися на найжорстокіших хижаків, яких колись бачила наша планета. Інші морські тварини були представлені такими видами: спірифериди, табульовані корали та морські корали, бластоїдні голкошкірі, двостулкові молюски, граптоліти і, звичайно, трилобіти.

Клімат у цей період був досить теплим, і вчені вважають, що в цей час на землі льодовики повністю були відсутні. Уздовж екватора погода була найсухішою, але по всьому світу так само переважав дуже сухий клімат. Протягом першої частини цього періоду температура довкілля, Як вважають, становила близько 30 градусів за Цельсієм (86 градусів за Фаренгейтом). Коли цей період настав, рівні CO2 почали знижуватися, і в результаті Земля трохи охолоне: приблизно на 5 градусів за Цельсієм (9 градусів за Фаренгейтом). Це тривало недовго, і до кінця цього періоду температура повернулася до попередніх показників. Багато палеонтологів вважають, що це потепління призвело до остаточного зникнення строматопороїдів.

Однак строматопороїди були не єдиними тваринами, які вимерли. Також вимер вид безшумних риб, відомих як Агнатани, вимерли всі, крім підкласу, званого Гетеростраки. Наприкінці девонського періоду сталося ще одне зникнення, яке багато вчених вважають однією з п'яти найбільших подій вимирання в історії планети. Це вимирання торкнулося таких видів, як нежирні риби, трилобіти, акрітарчами, плакодерми, амоніти і брахіоподи. На момент написання цієї статті вчені досі не впевнені, який катаклізм викликав це зникнення. Саме під час цього вимирання і закінчився Девонський період

Від 408 до 360 млн. років тому.
Девонський період був часом найбільших катаклізмів на планеті. Європа, Північна Америка та Гренландія зіткнулися між собою, утворивши величезний північний надматерик Лавразії. При цьому з океанського дна виштовхнули догори величезні масиви осадових порід, що сформували величезні гірські системи на сході Північної Америки і на заході Європи. Ерозія гірських хребтів, що піднімаються, призвела до утворення великої кількості гальки і піску. З них сформувалися великі відкладення червоного пісковика. Річки виносили у моря гори опадів. Утворювалися широкі болотисті дельти, що створювало ідеальні умови для тварин, що зухвало зробити перші, настільки важливі кроки з води на сушу.
Початок девонського періоду ознаменувався найграндіознішими змінами з тих, що будь-коли відбувалися на земній суші. До того часу там панував похмурий ландшафт із голих скель та сипких пісків - адже на Землі не було ні рослин, що дають перегній, ні ґрунти. Але поступово по цій безплідній пустелі почав поширюватися живий килим зеленої рослинності. До кінця періоду клімат суттєво змінився. На Землі стало тепліше, що призвело до більш частих і жорстоких посух, однак і періоди найсильніших злив стали тривалішими. Рівень моря знизився, і великі області материків перетворилися на пустелі. Річки та ставки висихали, і на їхньому дні залишалися мільйони риб, які забезпечили нас багатою колекцією скам'янілостей.

Вік риб

Реконструкція морського дна девонського періоду. Каккостеус (1), швидкохідний представник хижих плакодерм, переслідує кілька амонітів-торноцерів (2), які намагаються врятуватися за допомогою своїх "реактивних установок". Амоніти та наутилоідеї, такі, як актиноцери (3) та стиліоліни (4), харчувалися переважно безхребетними тваринами. Трилобіти, на кшталт факопса (5), як і раніше, кишіли на морському дні поряд з морськими зірками(6) – одна з них нападає на брахіопода камаротехія (7). З'явилося безліч різних видів плечоногіх: у циртоспірифера (8) були "крила", що допомагали йому утримуватися на осадовому шарі, а хонет (9), продуктелла (10), атіріс (1 1) і мезопліка (12) зберігали рівновагу за допомогою шипів. Брахіоподи та мшанки (13,14) – відфільтровували їжу з води.
Щелепи!

В кінці ордовицького періодуу деяких риб розвинулися щелепи, і вони перетворилися на активних хижаків. Вчені вважають, що деякі з жорстких дуг, що підтримували зябра, поступово перетворилися на щелепи, а з пластин, що оточували ротовий отвір, утворилися зуби. В одну з нових груп - так званих плакодерм (пластинчастошкірих риб) - входили найбільші морські риби того періоду, у тому числі люті хижаки дунклеостеї, довжиною до 3,3 м. У верхній щелепі замість зубів були ряди невеликих пластинок. Постійно стикаючись із нижньою щелепою, ці платівки так сильно загострили її край, що риби змогли обома щелепами кусати і розчавлювати видобуток. Масивні "броньовані" голови плакодерм гнучко зчленовувалися з тулубом, і вони, розкриваючи пащу, могли закидати голову назад. Плакодерми заполонили озера, річки та океани, полюючи за здобиччю, яка раніше була не по зубах жодному хижакові.
Однак у цей час еволюція породила ще високоорганізованих хижаків - акул. Стародавні акули з широкими плавцями і обтічними тілами швидко розтинали води девонських морів. Їхні гострі зуби постійно заміщалися новими рядами, що виросли за старими. Родичі акул, скати, безшумно ковзали над морським дном, вистежуючи риб і молюсків, що нічого не підозрюють.

Частина скам'янілого головного покриву ботріолепісу, одного з представників групи панцирних риб, які називаються плакодермами. Це рання група щелепних риб. Ботріолепіси, мабуть, поїдали падаль на морському дні.
Старі кістки та нові плавці

Проте одночасно з акулами в морях почала поширюватися ще більш перспективна група риб - кісткові риби (остеїхтії). До цієї групи належить більшість сучасних риб. У цих риб, поки вони ростуть, хрящові кістяки замінюються кістковими. Плавників у них дві нари – грудні та тазові, що допомагає їм легше рухатися: наприклад, вони можуть згинатися, повертати чи гальмувати.
Крім того, у кісткових риб є ще одна, вкрай важлива перевага: так званий плавальний міхур. Це свого роду мішечок, наповнений газом, що дозволяє рибі змінювати густину свого тіла в залежності від рівня тиску води на різних глибинах. Регулюючи вміст газу у міхурі, кісткові риби можуть плавати на будь-якій глибині.
З моменту виникнення перші кісткові риби почали еволюціонувати за двома основними напрямками і розділилися на променеперих (актинонтерігії) і кістеперих (саркоптсригії) риб. Від других сьогодні залишилися лише подвійні риби і рідкісні цілканти. Більшість же сучасних кісткових риб відноситься до променерів риб: їх плавці "вдягаються" на ряди жорстких стрижнів, або променів, що складаються з кісткової або хрящової речовини. Такі плавці не мають власних м'язів і рухаються м'язами, розташованими в боках тулуба. У кістеперих рибплавники м'ясисті, що спираються на кісткову основу. Їх парні плавці наводяться в рух м'язами, що впливають безпосередньо на скелетну вісь.
Наприкінці девонського періоду багато груп риб вимерли, як і численні сімейства коралів, плечопогих та амонітів. Їхні місця зайняли нові види тварин, що з'явилися вже в наступному, кам'яновугільному періоді.

Сучасний плаун з розгалуженими репродуктивними (саморозмножуються) пагонами на довгих стеблах. Зверніть увагу на маленькі листочки, що покривають стебла: викопні стебла стародавніх плаунів (на врізанні) несуть на собі виразні візерунки з міток, залишених основами такого ж листя.
Озеленення суші

У девонський період доти млява суша поступово покривалася килимом зеленої рослинності, що наповзала на неї з боку моря. На початку девону суша являла собою сукупність голих безплідних материків, облямованих теплими дрібними морями і болотами, а ближче до кінця великі області вже поросли густими незайманими лісами.
Найважливіші відомості про рослинний світ тієї епохи вчені почерпнули з ран-недевонських відкладень поблизу міста Райні в Шотландії, де виявлено багато копалин. Вони виростали у болотистій місцевості біля краю невеликого озера. Їхні останки опинилися в товщі крем'янистого сланцю і збереглися аж до найдрібніших деталей.

Австралійська дводихна риба. Двоякодишачі риби - живі копалини, що вціліли з часів девону. Вони мешкають у стоячій воді, що містить дуже мало кисню, і тому часто піднімаються на поверхню, щоб набрати повітря у свої "легкі". Двояко дихаючі риби можуть переносити довгі періоди посухи, закопавшись в мул і вдихаючи повітря через лунку, що пройшла в мулі.
Завоювання суші

На той час вже існувало кілька груп судинних рослин. Найбільш поширені були ріпії – так їх назвали на честь міста Райні. У товщі мулу розміщувався повзучий корінь ринії, від якого відгалужувалося кілька коротких стебел, кожен не вище 17 см. На стеблах не було листя, проте на їх кінчиках були круглі спорангії зі спорами. Ця група рослин - так звані рініофіти - попередниця папоротей, хвощів та квіткових рослин.
Інша група ранніх рослин дала початок плаупоподібним рослинам, від яких походять сучасні плауни. Їхні стебла були вкриті тонкими зеленими лусочками, що перепліталися. Протягом девонського періоду вони ставали все більшими і численнішими, поки нарешті не перетворилися на величезні дерева кам'яновугільних боліт заввишки до 38 м. Скам'янілі стовбури плауноподібних рослин часто несуть на собі чудовий ромбоїдальний візерунок з міток, залишених листям, тому їх поверхню часом сильно змахує. шкіру.

Шкілети кістеперої риби (ліворуч) та першого земноводного – іхтіостеги (праворуч). Число та розташування кісток у задньому плавнику риби і в задній кінцівці іхтіостеги практично збігаються. У іхтіостеги передній (плечовий) пояс безпосередньо зчленований з хребтом замість того, щоб бути намертво злитим з черепом. Тазовий пояс також з'єднався з хребтом, щоб ефективніше підтримувати тіло тварини. Викопні останки передньої ноги або ласти іхтіостеги досі не знайдені, проте, судячи з масивних кісток і кута розташування ліктьового суглоба, її передні кінцівки, швидше за все, нагадували передні ласти морського котика або морського лева.
Все вище та вище

Поступово ділянки суші вздовж берегів озер та водних артерій покривалися дедалі густішими чагарниками рослин. Там ставало все темнішим і темнішим. Рослинам, щоб отримувати більше світла, доводилося тягтися вгору, обганяючи у зростанні сусідів. З'явилася потреба у міцній опорі. Згодом рослини почали виробляти деревну тканину, і з'явилися перші дерева. Перевагою перед сусідами була і здатність до швидшого зростання. Рослинам потрібно ще більше світла, і в результаті у них розвинулося ширше і плоске листя. Стародавні ліси виглядали зовсім не так, як нинішні. Дерева лежали на коренях, що гілкувались над шаром ґрунту. Їхні стволи покривала не кора, а блискучі луска, як у рептилій.

Реконструкція пізньодевонського болота. У стоячій болотяній воді розвинулися нові тварини - земноводні, здатні дихати повітрям. Найраніше з відомих нам земноводних-іхтіостега (1). Ймовірно, вона проводила більшу частину часу у воді, полюючи водних тварин. Виходячи на сушу, їхтіостега, швидше за все, спиралася на свої передні кінцівки – приблизно так само, як морські леви спираються на передні ласти. Прісноводна акула ксенакант (2) переслідує косяк невеликих акантодів (3), на яких полює ще й кісткова риба хейролепис (4). Двояко дихаюча риба диптер (5) заковтує повітря на поверхні. Плакодерми ботріолепіс (6)м птеріхтіод (7) поїдають органічні, останки, що потрапили в болото.
Перший компост

Від усієї цієї буйної рослинності залишалася маса мертвої деревини та листя, купи яких могли б швидко захаращувати всі ліси. Проте на той час у лісах було досить грибів, які швидко розкладали мертву органіку. Коріння рослин "вгризалося" в землю і розпушували її. Численні бактерії переробляли все відмерле. Так поступово формувався перший ґрунтовий шар. А невдовзі на сушу рушили тварини.

Глоссоптеріс. Сама назва означає "мовне", оскільки листя глоссоптериса формою нагадують язички. Потепління клімату сприяло з того що наприкінці кам'яновугільного періоду глоссоптерисы дуже поширилися. Вони утворювали величезні ліси, що розкинулися по всьому південному надматерику Гондвана. Спочатку вчені привласнили різним частинам цієї рослини різні латинські назви, бо відразу зрозуміли, що це частини належать одному й тому рослині. Виявилося, що аустроглосса – це жіночий репродуктивний орган, захищений невеликим лускатим листом. При заплідненні тут утворювалося насіння. Сквамелла є чоловічою сережкою. На внутрішній стороні кожної лусочки чоловічого сережки розташовувалися грона спорових коробочок (арберієлла).
Наступ членистоногих

Само собою зрозуміло, що такі багаті харчові ресурси не могли залишити байдужими армію тварин, і вони попрямували на підкорення нової "обітованої землі". У глинистих сланцях поблизу Рай-ні виявлено безліч останків артроподів (членистоногих безхребетних).
Крихітні кліщі, довжиною менше 0,5 мм, жадібно смоктали сік рослин. А на них у свою чергу полювали мініатюрні, майже 3-міліметрові, павукоподібні тварини. Примітивні безкрилі комахи, схожі на лусок, поїдали рештки мертвих рослин. У дрібній воді снували креветки, полюючи за мікроорганізмами, яких тут було вдосталь через поживні речовини, що містилися в рослинах, що гниють, останках, що змиваються у водойми.

Перший лист папороті виростає з тендітної пластинки - проталію, що складається з клітин. Спори папороті, проростаючи, утворюють вологолюбний проталій, який так легко висихає, що більшість папоротей можуть існувати лише у вологому кліматі. Чоловічі статеві клітини (плаваючі спермоподібні антерозоїди) і жіночі (яйцеклітини) утворюються в колбоподібних філіжанках (антеридиях і архегоніях) на нижній стороні проталію. Потім запліднена яйцеклітина розвивається в новий папоротевий лист.
Владики морів стають володарями суші

Незабаром за цією дрібницею пішли більш грізні хижаки - попередники скорпіонів. Ймовірно, предками скорпіонів були тварини на кшталт ев-риптерид, що розбійничали в морях та озерах ще з часів ордовика. Широкі щитоподібні голови та сегментовані тіла евриптерид часто звужувалися до хвоста і закінчувалися довгим і вузьким шипом. Палеонтологи вважають, що жили вони на морському дні, тому в багатьох були і ноги для ходьби, і веслоподібні кінцівки для плавання. Передні кінцівки деяких евриптерид закінчувалися потужними клешнями, які вони тримали перед собою подібно до скорпіонів. Для хижаків надзвичайно важливий гарний зір, і еврин-териди мали великі складні очі. На початок девону з'явилися ев-риптериди значних розмірів - до 2 м завдовжки. Очевидно, вони належали до найбільших морських хижаків тієї епохи. І вже принаймні евриптериди - найбільші з усіх відомих нам членистоногих.

Ця проста квітка магнолії, можливо, дуже схожа на перші квітки, що запилювалися комахами. Подібно до них, його запилюють різноманітні жуки.
Розвиток легень

Великі болота, що виникли Землі до кінця девонського періоду, завдавали своїм мешканцям чимало клопоту. Адже тепла вода містить менше кисню, ніж холодна, тому там, де у дрібній воді накопичується дуже багато водних організмівїм дуже скоро перестає вистачати кисню. Більшість примітивних кісткових риб ковтали повітря на поверхні води. Тонкі кровоносні судини, що обрамляли їхнє горло, поглинали кисень безпосередньо з повітря. Згодом у перших кісткових риб розвинулися легені, які могли наповнюватися повітрям, і з'явилися ніздрі, якими вони це повітря вдихали. Надалі v більшості груп кісткових риб легені перетворилися на плавальний міхур, проте для багатьох мешканців боліт вони залишалися безцінними саме як кисневий резервуар.
У наші дні подвійні риби - живі копалини. До них відносяться кіс-теперіс риби, що нині зустрічаються в Африці, Австралії та Південній Америці, тобто на тих материках, які в девонський період об'єднувалися в величезний південний надматерик Гондвану. Ці риби живуть у дрібній стоячій воді, періодично заковтуючи повітря на її поверхні.

царювання земноводних

У кістеперих риб була одна пара плавців відразу за головою і ще одна пара перед хвостом. Якщо ви спостерігаєте, як пересуваються тритон або саламандра, то напевно помітите, що при ходьбі вони згинаються всім тілом з боку на бік, точно як риби. Це зовсім не збіг. Схоже плавали і кістепері риби, використовуючи свої плавці як веселі для створення додаткової "тяги". Так само плавають і нині живі цілканти. Щоб надати надійну опору плавцям, у кістеперих риб згодом виробилися спеціальні кісткові структури. Вони влаштовані за тим самим принципом, що кістки кінцівок сучасних наземних хребетних.
Отже, все було готове до появи хребетних земноводних тварин, одну частину життя проводять у воді, а іншу - на суші.
Вважається, що земноводні походять від однієї з груп хижих кистеперих риб, які називаються рипідистіями. Щоб перейти від життя у воді до життя на суші, земноводні мали навчитися піднімати свої тіла над землею, щоб вони могли ходити. Для цього було необхідно, щоб тазовий пояс, що зв'язує кінцівки із хребтом, міцно з ним скріплювався. Крім того, череп повинен був відокремитися від плечей, інакше він сильно здригався б при ходьбі або тим більше бігу. При водному способі життя хребет тварини служив опорою м'язам, задіяним під час плавання, проте у своїй його тіло надійно спиралося на воду. На суші цієї опори не було, і вся структура тіла мала серйозно змінитися, щоб воно не осідало на землю між ніг.
Кісткам, які утворювали каркас м'ясистих плавців кистеперих риб, відтепер чекала набагато складніша робота. Нові кінцівки мали повертатися донизу, тобто їм належало бути гнучко зчленованими в плечі. Ліктьові та кистьові суглоби стали більш розвиненими, щоб кінцівки могли нахилятися, відштовхуватися і згинатися - словом, здійснювати всі рухи, необхідні при ходьбі. Кісткова структура кисті стала більш "розлапистою" і збільшила її опорну поверхню, що дозволило рівномірніше розподіляти вагу тварини на суші.

Між двома світами

Перші земноводні, мабуть, вели переважно водний спосіб життя, харчуючись рибою та різними безхребетними. Завдяки здібності дихати повітрям вони, очевидно, чудово почувалися в болотах. Однак бурхливий розвиток комах відкривало для їхнього харчування нові привабливі перспективи, до того ж великих хижаків на суші ще не було. Сучасним земноводним, як і раніше, доводиться повертатися у водне середовище, щоб відкласти м'які ікринки, з яких потім вилупляться риоподібні пуголовки - живе свідчення їхнього "рибячого" походження.
Найраніше з відомих нам чотирилапих наземних тварин, або тетраподів, від якого збереглися викопні останки, - іхтіостега. Плечовий та тазовий пояси іхтіостеги влаштовані як і у більшості наземних тварин, проте у неї були хвіст з хвостовим плавцем і так звана бічна лінія (лінія чутливих клітин, за допомогою яких риби вловлюють коливання у воді). Значить, їхтіостегу все ще багато часу проводила у водному середовищі. Її ступні, схоже, всією своєю поверхнею спиралися на землю, проте через важкі ребра і черепа вона пересувалася сушею дуже повільно.

Насіння процвітання

Близько 3 млрд років тому Землі з'явилися перші водорості, що виробляють поживні речовини за допомогою сонячних променів; в ході цього процесу, іменованого фотосинтезом, виділявся кисень, який потім потрапляв у земну атмосферу.
Набагато пізніше, наприкінці докембрія, виникли вже багатоклітинні морські водорості, які незабаром заполонили морське дно на прибережному мілководді. До кінця ордовицького періоду – а може, й раніше – ці водорості перебралися у прісні водойми.
З води на сушу
У силурійський періодрослини нарешті вибралися на сушу. Для цього їм знадобилося виробити водонепроникний зовнішній покрив - кутикулу, пронизаний крихітними порами, або продихами. Через них здійснювався газообмін у ході фотосинтезу. Для транспортування води від коренів до пагонів у рослин розвинулася система трубочок, або судин, а стебло надалі стало подовжуватися. У ньому почала вироблятися дерев'яна тканина, яка служила йому додатковою опорою.
І все ж таки головним, що дозволило рослинам завоювати сушу, стала поява нових методів розмноження. У водному середовищі розмноження – процес вельми прямолінійний. Чоловічі статеві клітини (сперматозоїдь;) просто підпливають до жіночих і запліднюють їх. Перші наземні рослини могли розмножуватися так само, оскільки вони виростали на болотистих берегах біля краю води. Але незабаром навіть ранні наземні рослини, такі, як куксонія, почали виробляти на кінчиках своїх стебел спеціальні суперечки (репродуктивні клітини), які потім вітер розносив на всі боки.
Насіння та шишки
Протягом девонського періоду рослинний світставав дедалі складнішим і різноманітнішим. З'явилися перші папороті, плауни та хвощі, і до середини девону багато рослин почали потроху відсуватися від кромки води. Проте ці стародавні рослини все ще потребували води для запліднення. І лише ближче до кінця девонського періоду на Землі з'явилися перші насінні рослини - насіннєві папороті. Великі жіночі суперечки насіннєвих папоротей залишалися на рослині, що породила їх. Крихітні чоловічі суперечки вітер приносив до жіночих суперечок. І лише після цього їх виділялися плаваючі сперматозоїди.
Після запліднення навколо зародка, що розвивається, утворювався захисний тканинний покрив, і виникало перше справжнє насіння. Саговники розмножуються таким самим способом і донині.
Близько 240 млн. років тому з'явилися і перші шишки. У чоловічих шишках виробляються крихітні чоловічі суперечки, або пилкові зерна. Жіночі шишки, як правило, більші і містять яйцеклітини. Суперечки надійно укриті всередині спіралеподібної лускатої структури шишки. Тепер необхідність у сперматозоїдах-і у воді-повністю відпадає: пилкове зерно утворює пилкову трубку, яка проростає крізь тканину жіночої суперечки і добирається до яйцеклітини. Подібна "конструкція" хвойних рослин виявилася досить вдалою: у наш час третина всіх лісів Землі - хвойні.
Перші квіти
Кам'яновугільний період став часом небувалого розквіту стародавніх лісів із гігантських плаунів, хвощів, гінк-го, хвойних дерев, саговників та папоротей. Вони були ідеальним місцем проживання для комах, що бурхливо розвиваються. Наступним важливим кроком на шляху еволюції стала поява наприкінці крейдяного періодупокритонасінних, або квіткових, рослин. У деяких покритонасінних розвинулися яскраво забарвлені пелюстки та ароматний нектар, що приваблювали комах, які переносили їх пилок.
У порівнянні з шишкою квітка мала переваги. Яйцеклітини, а потім і насіння, виробляються всередині так званої зав'язі, де вони забезпечуються як живленням, так і надійним захистом. Після запліднення стінки зав'язі розбухають, і вона перетворюється на плід, що ще надійніше захищає запліднену яйцеклітину (що стала тепер насінням) і зародок усередині неї. Оскільки зав'язь після запліднення розширюється, насіння може отримувати велика кількістьпоживних речовин і, як тільки виявляться в більш-менш сприятливих умовах, швидко проростають.
Нове партнерство
Виникнення плодів і ув'язненого в них насіння збіглося за часом з прискореним розвиткомптахів та ссавців. На той період ранні ссавці почали поступово завойовувати Землю, що дісталася їм у спадок від динозаврів. Насіння та плоди для них були невичерпним джерелом їжі. Щоб птахи та звірі активніше поїдали плоди, деякі з них обзавелися яскравим забарвленням, солодким смаком чи привабливим запахом. Проковтнуте насіння плодів не перетравлювалося, вільно проходило через кишечник і викидалося з організму за багато кілометрів від місця свого народження. На стінках інших плодів утворилися гачки, що чіплялися за шерсть тварин або пір'я птахів, а в деяких навіть виросли свого роду крильця, що дозволяли їм літати на вітрі.

Квіткові рослини з часом виробили досить складні способи залучення комах, що запилюють їх. На цьому малюнку бджолиний самець намагається спаритися з квіткою бджолиної орхідеї, яка не просто зовні схожа на бджолину самку, але ще й пахне зовсім як вона. Жовті пилкові мішечки орхідеї, яку він відвідав перед цим, причалили до його голови, і їхній пилок потрапляє на жіночі органиорхідеї, яку він зараз "доглядає".

Девонські відкладення вперше було описано в англійському графстві Девоншир. Девонський період поділяється на три відділи: нижній, середній та верхній. У девоні північні материки утворили єдиний великий материк Атлантію, на схід якого була Азія. Продовжує існування Гондвана. Величезні материки були перегороджені гірськими хребтами, які, руйнуючись, наповнювали уламками западини між горами. Клімат став сухим та жарким. Пересихали озера і лагуни, а солі і гіпси, що входили до складу їх вод, випадали в осад, утворюючи солоносні та гіпсоносні товщі. Посилюється вулканічна діяльність.

У середньому девоні море знову настає на сушу. Виникають численні западини. Їх поступово заливає море. Клімат стає теплим та вологим. У верхньому девоні моря знову обмелюють, виникають невеликі гори, які надалі майже повністю зруйновані. Найбільш характерні відкладення девонського періоду – континентальні червоні пісковики, сланці, гіпси, сіль, вапняки.

Істотно змінилися фізико-географічні умови, що призвели до зміни флори та фауни.

У водах девонських морів та океанів жили численні водорості: сифонові, синьо-зелені, червоні, у лагунах-харові.

Псилофіти, що з'явилися в силурійський період, в ранньому девоні вже мали більш складну організацію. Їхнє тіло досить чітко поділялося на корінь, стебло та гілки. Від них у середньому девоні походять примітивні папороті. У псилофітів вже було дерев'янисте стебло. Гілки цих рослин починають виконувати різні функції, які кінцеві частини поступово перетворюються на розсічені листя, з допомогою яких здійснюється фотосинтез. Виростають й інші нащадки псилофітів:
плауноподібні та членистостеблові, з більш складною організацією, ніж у псилофітів. Вони поступово витісняють своїх предків, захоплюючи їхні місця та розселяючись у вологих місцевостях, у дрібних лагунах та болотах. У верхньому девоні псилофіти зникають. З'являються перші насіннєві папороті, кордаїтові та справжні папороті.

Спорові псилофіти, примітивні папороті, плаунові, членистостебельні виростали у зволожених та болотистих місцях, утворюючи густі чагарники. Вони досягали 30 м висоти та одного метра товщини. Рослини розмножувалися спорами, що проростали в паросток лише у вологому середовищі.

У перших насіннєвих рослин на верхівках спеціалізованого листя були насіннєві зачатки, що лежали відкрито на листі. Тому рослини і отримали назву голонасінних. Вони являли собою вже справжні дерева зі справжнім листям та органами розмноження у вигляді шишок. Голосонасінні могли розмножуватися безпосередньо на суші, оскільки для проростання насіння водне середовище не потрібне. Крім того, насіння є багатоклітинним органом із значною кількістю запасних поживних речовин, які забезпечують зародок на початку його життя всім необхідним, а насіннєвий покрив добре оберігає його від впливу несприятливих умов. Все це дало можливість голонасінним широко поширитись на суші. І хоча спорові рослини продовжували існувати, панівне становище серед рослин поступово займають голонасінні.

Сухий жаркий клімат на материках призвів до висихання багатьох річок, озер, боліт, лагун, дрібних внутрішньоконтинентальних морів. З водних тварин виживали лише ті, які, крім зябер, що дозволяли їм жити у воді, мали ще й легкі. При висиханні водойм вони могли дихати атмосферним повітрям. До них відносяться насамперед двояко дихаючі риби, що мали рогові зуби і гострі ребра. У 1870 р. у двох невеликих річкахАвстралії були виявлені живі екземпляри подвійних риб, будова яких сильно нагадувала їх викопних предків. Згодом в Африці та Південній Америці також були знайдені живі риби, що дихають дихання. Крім них, у водоймах девонського періоду, що пересихають, водилися кістепері риби. За допомогою плавців, що нагадували пензель, кістепері риби здатні були повзати. Плавальний міхур у них збагачений кровоносними судинами і грав роль легень. Таким чином, кістепері риби могли дихати повітрям і переповзати з лагуни до лагуни в пошуках їжі та води. Скелет кістеперих майже повністю окостенів. Череп складався з кісток, присутніх у черепах найвищих хребетних тварин. Отже, кістепері риби були предками всіх наземних хребетних, у тому числі і амфібій, що з'явилися у верхньому девоні. Це були справжні наземні тварини. Вони жили на суші, хоч і мали ще багато спільного з рибами-форму черепа, луску, зяброві кришки.

У 1938 р. у водах Індійського океану біля південно-східних берегів Африки було знайдено живі копалини-кістепері риби. Їх називають цілакантусами, або латимеріями. Живуть ціла кантуси на значних глибинах. Вони – хижаки. Особливий інтерес викликають знайдені в Пенсільванії скам'янілі сліди лап. На трьох пальцях із п'яти були пазурі. Добре видно слід хвоста, що тягнувся за тулубом тварини. Ймовірно, цей слід належить кістеперій рибі, що пересувалася в пошуках водойм по суші.

Загальна характеристика, стратиграфічні підрозділи та стратотипи

Девонську систему встановлено в 1839 р. відомими англійськими геологами А.Седжвіком і Р.Мурчисоном в Англії в графстві Девоншир, на ім'я якого і було названо.

Тривалість девонського періоду 48 млн років, його початок 408 млн років, закінчення 360 млн років тому.

Розрізи девону Великобританії складені континентальними фаціями і ве можуть її вжити стратотипами для виділення ярусів. Тому розчленування девонской системи було проведено в Арденнах біля Бельгії, Франції та Рейнських Сланцевих горах біля Німеччини. Девонська система поділяється на три відділи.

У 60-ті роки чехословацькі дослідники запропонували замість жодінського та зигенського виділяти лохківський та празький яруси, встановлені у чудово охарактеризованих фауною морських розрізах Баррандової мульди у Богемському масиві неподалік Праги. Тут же знаходиться визнана межа силуру та девону, що проводиться між пржидольським та лохківським ярусами. Міжнародна підкомісія зі стратиграфії девону рекомендувала в 1985 р. лохківський та празький яруси Чехії як типові для низів девону. З того часу геологи користуються саме цими ярусами, хоча приблизно відповідні їм колишні жедінський та зигенський яруси формально не скасовані. Цим і пояснюється "двовладдя" у нижній частині ярусної шкали девонського системи. Характерні розрізи девонской системи представлені на схемах IV і V, кол. вкл.

Органічний світ

Органічний світ девонського періоду був багатий та різноманітний. Значного прогресу досягла наземна рослинність. Початок девонського періоду характеризувалося широким поширенням "псилафітів" (рініофітів), що досягли в цей час найбільшого розквіту. Їхнє панування спостерігається в заболочених ландшафтах. На початку середнього девону рініофіти вимерли, їх змінили пропороть, у яких почали утворюватися листоподібні форми. Пізньодевонська флора отримала назву археоп-терісової, на ім'я широко поширеної різноспорової папороті Archaeopteris. Наприкінці девону на планеті вже існували ліси, що складаються з перелічених вище рослин.

Найбільше біостратиграфічне значення девоні мають конодонти. Ці представники примітивних хордових, які у середньому кембрії, вже у ордовику завоювали панівне становище. У пізньому девоні спостерігається другий пік їхнього розквіту. Конодонти настільки швидко змінювалися в девоні, що дозволяють виділяти в девонських відкладеннях понад 50 стандартних зон за тривалістю девонського періоду близько 50 млн. років. Це яскравий приклад використання залишків організмів, що швидко еволюціонують, для створення наддетальної стратиграфії. w У девоні доживають граптоліти (один рідко зустрічається в низах нижнього девону рід Monograptus) і цистоідеї; різко скорочується різноманітність форм трилобітів та наутилоідей. Широко поширені замкові плечіногі (брахіоподи) з сімейства спіриферид з головним родом Spirifer і пентамерид (рід Pentamerus), чотирипроменеві корали, табуляти.

Істотними за своїм значенням є головоногі молюски: загонів гоніатити, аго-нйатити та клименії. У них спостерігається проста перегородкова лінія з цільними загостреними лопатями та цільними округлими сідлами (гоніатитова), або з округлими лопатями та сідлами (агоніатитова). Клименії - специфічна група давніх амоноїдів, у яких сифон розташовувався ближче до спинної сторони, а не до черевної, як у більшості представників підкласу амоноїдів. Клименії були характерні виключно для пізнього девону.

Вперше в історії Землі велику роль стали грати двостулки та деякі нижчі ракоподібні, що пов'язано з існуванням у девоні численних басейнів ненормальної солоності. Слід зазначити безліч найдрібніших ракоподібних - остракод і філопод.

Для стратиграфії морських відкладень найбільше важливе значеннямають конодонти, амоноїди, брахіоподи, корали, тентакуліти та остракоди. Все зростаюче значення стали набувати хребетних. Широко поширені безщелепні і особливо риби: дводикодих, панцирні, кістепері, хрящові (акули, скати). У прісноводних та солонуватоводних басейнах риби, мабуть, були вже численні. З девону відомі перші земноводні – стегоцефали.

Продовжувалося освоєння суші рослинами та тваринами. Серед останніх тут зустрічаються скорпіони та багатоніжки, що з'явилися ще в силурі, а також безкрилі комахи.

Структури земної кори та палеогеографія v

Протягом девонського періоду немає істотних змін у розподілі та обрисі основних структурних елементів земної кори, створених на початок девону (платформи, геосинклінальні пояси і каледоніди). Це слабким розвитком в девоні складчастих процесів, які й відрізняються невеликою інтенсивністю. Тільки наприкінці періоду в деяких геосинклінальних областях виявилася бретонська фаза складчастості - початок гер-цинської епохи тектоногенезу. Бретонська фаза складчастості встановлена ​​на північному заході Середземноморської (Європейської) геосинклінальної області (п-ів Бретань) та в Південно-Апалацькій геосинклінальній області. Каледонська складчастість призвела до підняття не лише областей каледонідів, а й багатьох платформ. У ранньому девоні досягла свого максимуму регресія, що почалася ще наприкінці силуру. Областями руйнування і зносу стали каледоніди і великі простори платформ. Осадокопичення на платформах різко скоротилося, воно тривало лише на ділянках, прикордонних з каледонідами. Для цього етапу характерні внутрішньоконтинентальні водойми з ненормальною солоністю. У геосинкліналях зберігся морський режим.

З середини девону у багатьох районах світу висхідні рухи змінилися зануреннями, розвивалася нова трансгресія. Море наступало на платформи і проникало у межі каледонідів.

Наприкінці пізнього девону, у фаменське століття, знову почалося підняття платформ (бретонська фаза) і у зв'язку з цим деяка регресія моря.

; Характерною особливістю девону є утворення міжгірських западин, в яких накопичувалися континентальні теригенні, переважно червонокольорові відкладення та вулканіти потужністю кілька тисяч метрів. Відкладення міжгірських западин зібрані у складки або лежать порожнисті. У деяких западинах вони прорвані інтрузіями, різною мірою метаморфізовані. Поява западин пов'язана з виникненням та активізацією розломів, з характерними для девону блоковими рухами. Формування таких западин відбувалося при заключному – орогенному – етапі розвитку геосинкліналей.

Початок девонського періоду (ранньодевонський епоха) цілком заслуговує назви геократичної епохи в житті Землі, тобто епохи з переважанням континентального режиму. З середньодевонської епохи збільшуються площі, зайняті морями, як у платформах, і у геосинклінальних областях. Площі ж суші зменшуються. Одночасно відбувається загальне вирівнювання, поступова пенепленизация континентів, і навіть острівних ділянок суші, розкиданих площі геосинклінальних областей. Про це свідчить майже повсюдна зміна теригенного осадонакопичення, характерного для раннього девону, на карбонатне. До кінця девонського періоду гірський рельєф зберігався найбільш стійко в областях каледонід, але і там до кінця періоду він виявився місцями значно згладженим, про що говорить відносна тонко-зернистість верхніх пластів "стародавнього червоного пісковика" Британських островів, Мінусинських западин та ін.

Пізньодевонська епоха на противагу ранньодевонській, особливо її перша половина (франське століття) була часом широкого розвитку морських трансгресій, часом переважаючого панування моря над сушею. Подібні епохи в житті Землі називаються таласократичними.

Відновлення положення кліматичних зондевона представляє труднощі, тому що наземна рослинність убога. Тільки характерні рисиряду континентальних та лагунних фацій девону дозволяють зробити деякі палеокліматичні висновки, недостатні, проте, для відновлення загальної картини кліматичної зональності в девонському періоді.

При розгляді умов утворення "стародавнього червоного пісковика" безліч фактів вказує на посушливий клімат міжгірських депресій, в яких відбувалося накопичення цих опадів. Сухим і спекотним кліматом характеризувалася, мабуть, у девоні середня частина Російської плити, про що свідчить широке розвиток тут лагунних хемогенних опадів (доломіти, гіпси та інших.). Цими ж опадами намічається в межах Європи зона посушливого клімату, що простягається з північного заходу на південний схід. З інших свідчень клімату девону – тиллі-ти Капських гір Південної Африки (потужність 30 м), довжиною 500 км. Неясно, материковий чи гірський генезис мають пов'язані з цим зледенінням морені накопичення. Інших проявів льодовикової діяльності у девоні невідомо.

Північноатлантична платформа (Лавренція)

Ця суперплатформа поєднує Північно-Американську платформу, каледоніди Грампіанської герсинкліналі та Східно-Європейську (Російську) платформу. Цей величезний континент отримав назву "Стародавній червоний материк" за поширенням девонських червонокольорових піщаних відкладень.

Американська частина Північно-Атлантичної платформи у ранньому девоні була сушею. З другої половини девону почалася трансгресія, що досягла максимуму на початку пізнього девону. У разі теплого неглибокого моря відкладалися карбонатні мули, заході розташовувалися рифові масиви. З піднятий в Аппалачській геосинкліналі підіймання став надходити уламковий матеріал. Червонокольорові піщані відкладення поширюються у західному напрямку, море поступово скорочується, залишивши після себе до кінця періоду пустельний континент.

На території британських каледонідів у девоні переважали континентальні умови. Тов-Щі континентальних відкладень Англії та Ірландії відомі під назвою "стародавнього червоного пісковика" (Old Red sandstone). Стародавній червоний піщаник поділяється на нижній, середній та верхній, що відповідає трьом відділам девону.

Класичною областю розвитку "стародавнього червоного пісковика" є Шотландія. У нижньому девоні яскраво-червоне, буре забарвлення порід нижнього червоного пісковика і присутність полевошпатових пісковиків вказує на аридний клімат. У западини Шотландії зносився уламковий матеріал з навколишніх гірських споруд. Іноді у западинах виникали дрібні озера, у яких відкладалися більш тонкі опади, мешкали ракоскорпіони, риби, нижчі ракоподібні. Є вулканічні породи.

У середньому девоні відкладення нижнього червоного пісковика піддавалися досить інтенсивній складчастості та впровадженню гранітних інтрузій. Верхній червоний пісковик (верхній девон) незгодно залягає на нижньому. Відкладення стають менш грубозернистими, майже зникають вулканічні породи, зменшується потужність (загальна потужність "стародавнього червоного пісковика" у Шотландії - 8 км). Найбільш важливими копалинами в девоні Шотландії є залишки панцирних і кистеперих риб та рибоподібних безщелепних.

У каледонідах східної Гренландії, Скандинавії та о. Шпіцберген також формувалися червонокольорові моласи потужністю до 5-7 км.

На Східно-Європейській (Російській) платформі девонські відкладення поширені майже на всій території, окрім Балтійського та Українського щитів та районів невеликих виходів на денну поверхню порід нижнього палеозою. Однак оголюється девон на обмежених площах: на заході Східної Європи - Російська плита (Головне девонське поле), у центральній частині Російської плити по долинах річок (Центральне девонське поле), а також у басейні р. Дністер та на Тімані. Нижній девон відомий лише у Прибалтиці та басейні р. Дністер, середній та верхній відділи розвинені на всій території Російської плити.

У східній частині Російської плити девон з літології, циклічності та палеонтологічної характеристики схожий на західноуральський. Тут нижній девон відсутній, а середній лягає трансгресивно на фундамент або верхнепротерозойські відкладення і відзначає початок трансгресії з Уральської геосинкліналі. Відкладення чітко циклічні: до чотирьох етапів трансгресії, що змінювалися короткочасними регресії. Розвивалися прісноводні та солонуватоводні басейни із залишками рослин, риб, нижчих ракоподібних (естерій), лінгул. Ці відкладення змінювалися глинисто-карбонатними із залишками морської фауни: коралів, строматопорат, брахіопод.

У французькому столітті тривала трансгресія. Базальні верстви нового циклу - пашийський горизонт пісковиків займають великі площі Сході плити. Це важливий продуктивний нафтоносний обрій. Для франського ярусу характерні вапняки з багатим комплексом морської фауни і домнікові породи, збагачені органічною речовиною.

На заході в межах Головного девонського поля поширені відкладення верхньої половини девону потужністю від кількох сотень метрів до 1 км. Лише у найзахідніших районах - у Литві та Латвії - відомі нижньодевонські відкладення - строкаті глини з прошарками мергелів та залишками іхтіофауни з включеннями гіпсу та тріщинами усихання на поверхні напластування. Це відкладення континентального басейну, що пересихає, що прийшов на зміну силурійському морю-затоці.

У середньому девоні почалося інтенсивне прогинання, що захопило величезні площі. Переважають строкато- та червонокольорові піщано-глинисті відкладення, часто з косою шаруватістю. У франському столітті у межі Головного девонського поля зі сходу проникло море. Відкладалися різні фації: від глин із піском до карбонатних опадів. Місцями з'явилися лагуни з доломітами, глинистими мулами з гіпсом. Потужність морських відкладень мінлива - від 0 до 90 м. У фауні франського моря Головного девонського поля поширені пелециподи та брахіопод (у величезних кількостях один вид). Наприкінці французького століття в межах Головного девонського поля знову

На південному заході Східно-Європейської платформи, в Прип'ятському прогину рясні кольорові піщано-глинисті відкладення середнього девону (150-200 м) лягають на фундамент і змінюються вище солоносним комплексом верхнього девону (3-3,5 км).

Велика потужність порід цього комплексу, присутність місцями в його складі вулканогенних порід свідчать про те, що комплекс формувався в рифтовій впв-діні - авлакогені (Прип'ятсько-Донецький авлакоген).

У геологічній історії східної частини Північно-Атлантичної платформи виділяються два етапи. На початку девону (перший етап) Східно-Європейська платформа зазнавала осушення, тільки на заході ще існували залишкові басейни. У середині девону почався другий – трансгресивний – етап. З'явилися нові та ожили старі глибинні розломи, що супроводжувалося магматизмом і призводило до виникнення та активізації авлакогенів. Формувалися різномаштабні підняття та опускання. Передбачається, що у девоні переважно було закладено сучасний структурний план платформи. Під час трансгресії Балтійський та Український щити виступали як підняття, натомість занурювалися східна та центральна частини Східноєвропейської платформи, Прип'ятсько-Донецький авлакоген, райони Прибалтики.

Сибірська платформа

На Сибірській платформі відзначаються невеликі виходи девону.

Нижній девон простежується крайньому північному заході; середній і верхній поширений ширше. Девонська система на Сибірській платформі представлена ​​строкатою глинисто-карбонатними, часто гіпсоносними, рідше солоносними відкладеннями з рідкісними органічними залишками. Значно рідше зустрічаються сіркоцвіті глинисті та карбонатні товщі з морськими скам'янілістю. На південному заході платформи у западинах накопичувалися відкладення, схожі на одновікові утворення міжгірських западин.

У ранньому девоні майже вся Сибірська платформа являла собою сушу. Трансгресія почалася "У середньому девоні, досягла максимуму у франському столітті і закінчилася в ранньому карбоні. Для Сибірської платформи характерні моря-затоки ненормальної солоності. Присутність кам'яної солі, гіпсу, ангідриту, червоноцвітість відкладень вказує на аридний клімат. У девоні на Сибір , по ним місцями виливалася лава, впроваджувалися невеликі інтрузії.Мабуть, девонський вік мають деякі кімберлітові трубки.

Китайська платформа

Протягом раннього девону більша частинаКитайська платформа була областю денудації. У середньому та пізньому девоні велика трансгресія захопила південну та західну частини платформи. Спочатку морський режим був нестійким, у розрізах спостерігається чергування континентальних і морських пісків, пізніше змінюються глинистими опадами.

Територія платформи на початку девону характеризувалася орогенним типом розвитку. Тут нижньодевонські континентальні кварцові пісковики, кварцові конгломерати і червоноцвіті глинисті сланці (загальна потужність 1-1,5 км) зі структурною незгодою залягають на підстилаючих утвореннях. У середньому та пізньому девоні розвивалася трансгресія; відкладення цього часу, які нерідко залягають і на девонських породах, представлені пісковиками та алевролітами, причому потужність їх не перевищує сотень метрів. Це показує, що до середнього девону орогенний розвиток цієї території змінилося платформним.

Гондвана

Значна частина Гондвани зберігала в девоні піднесене становище і зазнавала інтенсивної денудації. Теригенний матеріал - продукт руйнування суші - накопичувався в мілководних морських басейнах, що займали всюди, крім Південної Америки, обмежені площі. Лише у Південній Америці у ранньому девоні відбулася велика трансгресія. Девонське море проникало на західну околицю Австралії, про що свідчать теригенні відкладення, що чергуються з карбонатними, місцями виникли рифові споруди.

Розташування континентів у середньому девоні відповідно до концепції плитної тектоніки показано на схемі XVIII, кол. вкл.

Історія розвитку геосинклінальних поясів

В результаті колишньої каледонської складчастості перестала існувати Грампіанська геосинклінальна область, каледоніди скоротили площу інших геосинкліналей, розділили геосинклінальні пояси, вплинули на подальші геологічні процеси.

Урало-Монгольський геосинклінальний пояс

У девоні Урало-Монгольський пояс поділяється каледонідами Казахського макроперешийка на дві частини. До однієї з них належать Уральська та Тянь-Шаньська геосинкліналі. Інша частина пояса – Центрально-Азіатська – розташовується між каледонідами Казахського макроперешийка на заході, каледонідами півдня Сибіру та Північної Монголії на півночі та Китайською платформою на lore.

Уральська геосинкліналь. Виходи девону спостерігаються на західному та східному схилах Уралу від Пай-Хою на півночі до Мугоджару на півдні. В основі розрізу девону західного схилу Уралу залягають масивні, часто рифогенні вапняки (див. схему V, кол. вкл.). У вапняках - водоростеві споруди, строматопорати, корали, морські лілії, брахіоподи. У ранньому девоні це був бар'єрний риф у тропічному морі Уральської геосинкліналі.

Середній і верхній девон складається з циклів, кожен з розмивом залягає на породах, що підстилають, і представлений вапняками з малопотужною пачкою пісковиків і глин в основі. Базальні пачки пісковиків нерідко містять залізні руди та боксити. У верхній частині нижнього циклу присутній своєрідний горизонт - інфрадоманік, складений тонкошаровими темно-сірими бітумінозними вапняками, що часто перешаровуються, мергелями, глинистими сланцями з раковинами двостворок, остракод і рідше гоніатитів. У самій верхній частині нижньофранського циклу розташовується домівка - горизонт сильно бітумінозних чорних, темно-сірих вапняків, мергелів, глинистих сланців з жовнами та лінзами кремнів. У глинистих породах виявлені дрібні скелетні елементи (тентакуліти), у вапняках – конодонти, раковини гоніатитів, бра-хіопод, пелеципод. Загальна потужність середнього та верхнього девону на Західному Уралі – 1,2 км.

Девон західного схилу Уралу представлений усіма трьома відділами, що залягає на силурі і перекривається згідно з кам'яновугільними відкладеннями. Розріз поділяється на дві частини, що відповідають двом етапам розвитку. Перший етап відповідає середньопалеозойській регресії. На Уралі в цей час розташовувалося тропічне море з рифами, а на захід від величезний континент - Стародавній червоний материк. Другий етап розпочався у середньому девоні. Море з Уральської геосинкліналі наступало на Північно-Атлантичну платформу. Максимум трансгресії припав на французьке століття. Циклічність відкладень, характерна для середнього - верхнього девону свідчить, що трансгресія розвивалася і натомість коливальних рухів. Уповільнення прогинань та посилення піднять призводили до розмиву попередніх відкладень та накопичення теригенних утворень.

Розрізи девону Уралу добре палеонтологічно охарактеризовані та стали опорними для всього світу. Вони характерні для міогеосинкліналі, тому що не містять вулканітів, не прорвані інтрузіями, зібрані у прості складки, слабо метаморфізовані.

Девонські відкладення східного схилу Уралу утворили типові евгеосинклінальні формації. Це переважно вулканогенні утворення, осадові породи відіграють підлеглу роль і представлені пісковиками, глинистими та крем'янистими сланцями, яшмами, вапняками (потужність – 7-8 км). Вони зібрані в складні системискладок, порушені численними розривами, прорвані інтрузіями, сильно метаморфізовані. Ці відкладення становлять частину так званої зеленокам'яної смуги Уралу, яка обмежена на заході Головним Уральським розломом.

Південна та східна частини Урало-Монгольського геосинклінального поясу. Девонські відкладення переважають серед палеозойських утворень Казахстану. У девонський період значна частина цієї території належала каледонідам Казахського макроперешийка, в межах якого осадконакопичення відбувалося в міжгірських западинах за континентальних умов. На схід від макроперешийка розташовувалася геосинкліналь, де формувалися сильні товщі опадів морського генези. По кордоні, що зазнавала опускання геосинкліналі і каледонідів, що здіймалися, виникли численні розлами, по яких виливалася магма і відбувалися викиди пірокластичного матеріалу. Вони утворили Казахстанський крайовий вулканічний пояс. Таким чином, у межах Центрального Казахстану виділяються три типи розрізів. Один із них – розріз району Прибалхаш'я – характеризує геосинклінальні умови. Тут переважають пісковики та алевроліти з прошарками вапняків із багатою та різноманітною морською фауною. Значна домішка вулканогенного матеріалу – свідчення вулканізму у суміжних районах. Присутність грубозернистих пісковиків, конгломератів, невитриманість окремих верств простягання, сліди розмивів, знахідки залишків рослин - усе це свідчить про коливання рівня морського дна, існування островів, що піддавалися розмиву. Велика кількість різноманітних органічних залишків, присутність морських форм, нерідко великі розміри раковин брахіопод і пелеципод - доказ теплого дрібного моря нормальної солоності. Потужність відкладів розрізу сягає 5 км.

Каледоніди Алтаї-Саянської складчастої області. Для більшої частини каледонської зони півдня Сибіру та Монголії характерне накопичення потужних товщ девонських порід у міжгірських прогинах, накладених на складчастий додевонський фундамент та обмежених розломами. Переважають континентальні червонокольорові відкладення та вулканогенні утворення.

Опади морського генези представлені малопотужними пачками сіроцвітих піщано-глинистих і карбонатних порід із залишками брахіопод, коралів, мошанок, морських лілій. Це результат інгресій (проникнення моря в знижені ділянки найближчої суші), що відбувалися в середньому і пізньому девоні. Також рідко, у підлеглій кількості, присутні відкладення внутрішніх басейнів ненормальної солоності (карбонатно-глинисті породи із залишками двостворок, гастропод, лінгул, конодонтів, остракод, філопод, риб).

Девонські відкладення міжгірських западин мають величезну потужність, слабо метаморфізовані, зібрані в прості складки, прорвані невеликими інтрузіями. Приклад такого розрізу - девон Мінусинських западин, що досягає потужності 3-9 км. Це переважно червонокольорові пісковики та алевроліти з тріщинами висихання, гліптомор-фозами по кам'яній солі, лінзами гіпсу. Для розрізу характерна чітка циклічність: нижню (потужну) частину кожного циклу складають червонокольорові континентальні відкладення, а верхню (маломощну) – сіробарвні лагунно-морські опади. У нижньому та середньому девоні широко поширені наземні вулканічні утворення.

Інший характер мають девонські утворення північно-східного схилу Салаїрського кряжу. На початок девону територія Кузбасу, за даними М.А.Ржонсніцької, була крайову частину геосинклінальної області, яку з півдня і сходу обмежували каледонські гірські споруди. У ранньому та початку середнього девону відкритий морський басейн займав південно-західну частину цієї території та вільно повідомлявся з Урало-Тянь-Шаньським та Алтайським геосинклінальними морями. Велика потужність опадів порівняно глибокого моря цього часу (близько 4,5 км) свідчить про значне прогинання дна морського басейну. Нижньо-і середньодевонські відкладення північно-східного Салаїра представлені головним чином сірими і темно-сірими вапняками з найбагатшою морською фауною брахіопод, коралів, строматопорат, криноїдів, конодонтів, тентакулітів, головоногих, двостворок, мшанок, риб, остракод. мергелі, аргіліти, алевроліти, пісковики. Склад фауни, наявність великих рифових споруд свідчать про теплі кліматичні умови. До кінця середнього девону відбувається обмілення морського басейну, починають переважати теригенні опади. На околицях Кузбасу в живе століття починається вулканічна діяльність у вигляді як підводних, так і наземних виливів. Наприкінці середнього девону відбувається загальне підняття Салаїрського кряжа та значне прогинання території між ним та Кузнецьким Алатау з наступним закладенням Кузнецької западини. У пізньому девоні морські умови відновлюються на північній та північно-західній околицях Кузбасу; на південно-західній околиці (Салаїр) осадонакопичення наприкінці середнього - пізньому девоні вже не відбувається.

Цей пояс відчував у девоні значне інтенсивне опускання. У центральній частині Західної Європи залишався серединний масив – Франко-Чеський чи Молданубське підняття (брила). Назва походить від річок Молдова та Дануб – древнє ім'я Дунаю. Цей серединний масив виник ще внаслідок байкальської складчастості. На північ і південь від цього підняття у складі девону значна роль вулканогенних порід. На півночі простежуються піщано-глинисті відкладення, на півдні - карбонатні.

Найбільші виходи девону відомі в Арденнах та Рейнських сланцевих горах, де виділено стратотипи низки ярусів девонського системи.

В Арденнах девонські відкладення залягають із чіткою структурною незгодою, спричиненою каледонською складчастістю, на породах кембрію. Тут нижній девон складний продуктами розмиву Брабантського масиву - конгломератами і аркозовими пісковиками, що швидко змінюються вгору по розрізу потужної товщею поліміктових пісковиків, що чергуються, і червоних глинистих сланців. На основі вивчення брахіопод виділяються жедінський, зигенський та емський яруси. Вище залягає товща глинистих сланців із лінзами вапняків, яку бельгійські геологи відносять до кувенського регіону. Живетський та франський яруси представлені вапняками із залишками табулят, ругоз, брахіопод, гоніатитів, конодонтів. Фаменський ярус складений глинистими сланцями з клименіями. Загальна потужність девону не менше 7 км.

Затока середньопалеозойського моря існувала на сході Молданубського підняття (брили) в районі Праги. Тут у Баррандовій мульді, названій так на ім'я видатного палеонтолога І. Барранда, девонські відкладення відповідно залягають на породах силуру. Розріз відкладень Баррандової мульди вбирається у потужності 450-500 м, що пояснюється накопиченням опадів на жорсткому підставі серединного масиву. Розріз складний вапняками з прошарками вапняних сланців, охарактеризований багатою і різноманітною морською фауною. У нижній частині розрізу знаходяться стратотипи пржидольського, лохківського та празького ярусів.

У Західно-Тихоокеанській геосинклінальній області у девоні формувалися три типи розрізів: евгеосинклінальний, міогеосинклінальний та характерний для серединних масивів.

У евгеосинклінальній зоні Тихоокеанського узбережжя на північному сході Азії накопичувалися товщі спіліт-діабазового складу, крем'янисті, піщані та карбонатні опади. Той самий тип розрізу простежується на Японські островиде девон представлений кератофірами, основними лавами, їх туфами, глинистими сланцями та вапняками загальною потужністю до 3 км. Скрізь девонські відкладення відповідно лягають на силурійські.

На серединних масивах (Омолонський, Ханкайський та Буреїнський) у наземних або мілководних морських умовах формувалися порівняно малопотужні товщі піщано-глинистих та карбонатних опадів, а також лав кислого та середнього складу. Залягають вони з різкою кутовою незгодою на утвореннях, що підстилають.

Складніше геологічна історія австралійської частини Західно-Тихоокеанської геосинклінальної області. Тут виділяються дві зони: східна – евгеосинклінальна та західна – міо-геосинклінальна. У західній зоні в середньому девоні опади накопичення було перервано фазою складчастості та впровадженням гранітоїдних інтрузій. У пізньому девоні тут формувалися оро-генні западини, в яких накопичувалися червоно-і строкаті теригенні, іноді вулканогенні, товщі. У східній зоні зберігався евгеосинклінальний режим.

У Східно-Тихоокеанській геосинклінальній області в девоні, як і в ордовику і силурі, формувалися міогеосинклінальний і евгеосинклінальний типи розрізів, причому другий з них розвинений обмежено - на заході Кордильєр. Каледонська складчастість призвела тут до випадання з розрізів нижнього девону. Середньо-верхнедевонські вулканити, крем'янисті і піщані породи (3 км) незгодно лежать більш давніх утвореннях. Міогеосинклінальні морські піщано-глинисті відкладення (3-4,5 км) характерні для Південної Америки. Безперечно прояв каледонської складчастості північ від Анд, де з нею пов'язане використання кислих інтрузій.

Корисні копалини

Незважаючи на бідність наземної рослинності, розвиток її зумовило утворення в девонському періоді перших в історії Землі промислових покладів кам'яного вугілля.

Слід зазначити, що у час дискутується і, очевидно, утвердиться двочленное розподіл карбону (нижній і верхній відділи), відповідне морським і континентальним фаціям цієї системи біля Західної Європи, Америки та Азії. Лише в межах Східноєвропейської платформи морський режим зберігся протягом усього періоду. Тому в цьому регіоні система була поділена на три відділи і тут встановлені майже всі яруси (за винятком двох нижніх). Через відсутність затвердженої на Міжнародному геологічному конгресі нової пропонованої стратиграфії карбону автори наводять раніше відому схему.

Флора карбону називається "антракофітом". Кам'яновугільна рослинність, відмираючи і за-ховуючись, утворювала найбільші в історії Землі скупчення вугілля.

Для морів карбону характерний бурхливий розвиток форамініфер, які іноді грали роль породоутворюючих організмів (фузулінові вапняки). Слід зазначити загін Fusulinida – великі форамініфери, особливо значні скупчення яких спостерігаються у Поволжі.

З інших безхребетних у карбоні мали велике значеннядеякі чотирипроменеві корали - Lonsdaleia, Caninia та табуляти - Chaetetes, Syringopora, Michelinia. Деякі групи плечіногих досягли в карбоні розквіту. Особливо типові продуктиди – Productidae та спірі-фериди – Spiriferidae. Численні морські їжаки. Нерідко на морському дні виникали зарості криноїдів.

Велике стратиграфічне значення, особливо нижнього карбону, мають конодонти, серед яких у карбоні виникло багато нових пологів. Найбільш кращий рівень проведення кордону між девоном та карбоном - основа конодонтової зони Siphonodella sulcata. З головоногих молюсків слід згадати загін амоноїдів з простою будовою перегородок - гоніатити та агоніатити. Лопатева лінія та скульптура раковини гоніатитів ускладнюються. Рясними були двостулки та гастроподи. Двостулки заселяли не тільки моря, а й прісноводні басейни. Подібне поширення мали найдрібніші ракоподібні – остракоди.

Сприятливі кліматичні умови та пишна рослинність визначили велику кількість наземних членистоногих: павуків, скорпіонів, тарганів, бабок (іноді з розмахом крил до 1 м). У морях карбону мешкали численні риби. Різноманітні земноводні (стегоцефали) населяли береги озер, зарості лісів.

Наприкінці карбону стегоцефали дали початок першим плазунам - рептиліям. Прогресивні риси рептилій (роговий покрив, що оберігає організм від втрати вологи; розмноження яйцями, що відкладаються на суші) дозволили їм проникнути в глиб континентів.

Для стратиграфії морських відкладень карбону найбільш важливими є конодонти, форамініфери (фузулініди), гоніатити та брахіоподи. Визначення віку континентальних відкладень засноване на вивченні залишків рослин, а також комплексів спор та прісноводних двостворок.

Структури земної кори та палеогеографія

У карбоні у межах сучасних континентів продовжували існувати Лавренція, Сибірська та Китайська платформи та суперплатформа Гондвана. Між ними розташовувалися Аппалачська геосинкліналь, Середземноморський, Урало-Монгольський і Тихоокеанський геосинклінальні пояси.

Після затишшя в девоні земна кора охоплюється новою хвилею тектонічних рухів, що становлять герцинську епоху тектоногенезу або герцинську складчастість (від давньої назви Герцинія – гори Гарц на території Німеччини). Зазвичай виділяються такі фази герцинської складчастості. Перша їх (D3-C]) бретонська фаза проявилася обмежено наприкінці девона. Вона закрила Іннуїтську геосинкліналь. Суда фаза простежена в кінці раннього карбону. Найбільш значно вона виявилася на півночі Середземноморського геосинклінального поясу, на території Аппалацької геосинкліналі та Урало-Монгольського поясу. Тому в цих регіонах і прилеглих до них частинам платформ середній і верхній карбон представлені моласами, часто континентальними і вугленосними, що виконують крайові та міжгірські прогини. Астурійська фаза виявилася наприкінці середнього карбону; уральська – на початку ранньої пермі; за-альська - наприкінці ранньої - на початку пізньої пермі і пфал'цська - наприкінці пермі - на початку тріасу.

Герцинська складчастість закрила низку геосинклінальних областей та майже повністю Урало-Монгольський пояс. Середземноморський геосинклінальний пояс, що значно скоротився після герцинської складчастості, зазвичай називають геосинклінальною областю Тетіс.

Всі платформи Північної півкулі разом з герцинідами, що приєдналися до них, злилися в одну величезну платформу (суперплатформу) Лавразію. Герцинська складчастість призвела до збільшення розмірів Гондвани внаслідок відмирання геосинклінального режиму Півдні гір Атлас і горах Сході Австралії.

Герцинська складчастість супроводжувалася інтенсивним ефузивним та інтрузивним магматизмом, з яким, у свою чергу, пов'язано утворення родовищ корисних копалин. Пожвавилися тектонічні рухи в областях більш давньої складчастості. У суміжних з герцинідами частинах каледонід ці рухи супроводжувалися виливом ефузівів та впровадженням інтрузій. Для областей герцинської складчастості дуже характерні крайові прогини, які формувалися на орогенну стадію розвитку геосинкліналей на їхньому кордоні з платформами. У зв'язку з тим, що перші фази герцинської складчастості були дуже сильними і на планеті переважали явища стиснення земної кори, рифтогенез для карбону і початку ранньої пермі не характерний. Виняток у цьому відношенні є Прип'ятсько-Донецький авлакоген.

Регресія, що почалася наприкінці девону, була тривалою та стійкою в межах Гондвани, де континентальна обстановка зберігалася протягом усієї ранньокам'яновугільної доби. На північних материках на початку карбону знову почалася трансгресія, яка, крім до-кембрійських платформ, охопила деякі ділянки каледонідів, значно вирівняних денудацією. Моря зайняли частину каледонід на території Англії, східну велику частину Східно-Європейської, західну частину Північно-Американської (Канадської) платформ і невелику ділянку Сибірської платформи, що примикає до Єнісея. Починаючи з кінця раннього карбону, з розвитком складчастості і гороутворення великі області в геосинкліналях звільнилися від моря. Одночасно поступово звільнилися від моря всі платформи Північної півкулі. Винятком є ​​Східноєвропейська платформа, де до кінця періоду збереглося море, лише трохи зменшене у розмірах. На Сибірській, Китайській та Канадській платформах до кінця карбону панувала суша. На Гондвані, навпаки, площа моря розширюється і морські води проникають у басейн р. Амазонки, північ Африки і південний захід Австралії.

У ранньому карбоні ще немає різкої диференціації на кліматичні пояси. Широкий розвиток волого- та теплолюбної лепідодендронової флори свідчить про рівномірний і вологий клімат більшої частини поверхні Землі. У другій половині карбону виявляються виразні відмінності між лепідодендронової флорою вестфальської (приекваторіальної) флористичної області, з одного боку, і тунгуської (північної помірної) і глоссоптерієвої (південної помірної) флорами - з іншого.

У вестфальській області клімат був вологий і теплий, а в тунгуській та глоссоптерієвих областях – помірний та холодний. До такої диференціації клімату призвели процеси гороутворення та регресії. У „кінці.карбону, і на початку пермі на Гондвані сталося велике заледеніння.

Розташування континентів у пізньому карбоні, складене відповідно до концепцією нової глобальної тектоніки, показано на схемі XIX, кол. вкл.

Історія розвитку платформ Північно-Атлантична платформа (Лавренція)

На початку кам'яновугільного періоду на Північно-Атлантичній платформі загалом збереглися умови, що існували в пізньому девоні. Відкладення нижнього карбону (турне та візі) представлені переважно карбонатними породами морського генези. Наприкінці раннього початку середнього карбону у зв'язку з розвитком герцинської складчастості, що виявилася в сусідніх з платформою Середземноморському геосинклінальному поясі і Аппалачской геосинкліналі, різко змінився характер осадконакопичення в Лавренції. Тому на заході, в межах північно-американської частини платформи, відкладення Пенсільванія представлені вугленосною товщею паралічного походження. У британських каледонідах вугленосна товща того ж віку у своїй верхній частині накопичувалася частково вже в лімнічних умовах.

На сході платформи Лавренції в карбоні продовжував існувати морський басейн, що випливає із аналізу розрізу Підмосков'я. Для нього характерно переважання карбонатних порід з численними залишками форамініфер, брахіопод, коралів, двостворок (пелеципод), гастропод, голкошкірих, іноді гоніатитів. Цей розріз приклад типових платформних відкладень, що накопичувалися в теплому морському басейні. Морський режим порушувався двічі: під час накопичення вугленосної товщі у візейському столітті та на початку середнього карбону, що виявилося у відсутності відкладень башкирського ярусу (див. схему VI, кол. вкл.). На сході теригенні породи візе – аналог вугленосної товщі Підмосков'я – одні з найважливіших продуктивних горизонтів Волго-Уральської нафтоносної провінції.

Сибірська платформа

Протягом кам'яновугільного періоду переважно Сибірської платформи панували континентальні умови. На початку раннього карбону море проникало лише на північно-західні та північно-східні околиці платформи. Тут відбувалося накопичення карбонатних опадів потужністю кілька сотень метрів. У середньому і верхньому карбоні в занурення було залучено більшість платформи крім її південної околиці і Анабарского масиву. У старих, озерах, болотах, на заплавних терасах і заболочених просторах міжріч, де панувала пишна рослинність з переважанням кордаїтів, накопичувалися піски, алеврити, глини та торфовища, що згодом утворили прошарки кам'яного вугілля. Пізньопалеозойська флора Сибіру краще вивчена в Кузнецкому басейні, тому визначення віку відкладень, що вміщають, проводиться в порівнянні з розрізом Кузбасу.

Китайська платформа

Протягом кам'яновугільного періоду у південній частині Китайської платформи панувало море. Тут переважало накопичення карбонатних опадів. У середньому карбоні зазнав трансгресії північ платформи. При настанні моря на цю територію внаслідок перемивів кори вивітрювання, що утворилася протягом раннього карбону, виникли поклади бокситів і залізняку. Вище залягає паралічна вугленосна формація потужністю сотні метрів.

Територія платформи в ранньому карбоні була область зносу. У середньому та пізньому карбоні тут накопичувалися карбонатні товщі з прошарками континентальних піщано-глинистих та вугленосних відкладень загальною потужністю кілька сотень метрів.

Гондвана

Більшість Гондвани в карбоні, як і девоні, зберегла піднесене становище. Лише в ранньому карбоні занурювали крайові частини суперконтиненту.

У цей час море існувало на півночі африканської частини Гондвани, куди воно проникло із Середземноморського геосинклінального поясу. Тут відбувалося накопичення пісків, глин та карбонатних опадів, місцями – формування рифів. Море займало також захід австралійської частини Гондвани. На заході накопичувалися переважно карбонатні, на південному сході теригенні опади.

Ще більш обмежено поширені на Гондвані континентальні та лагунні породи нижнього карбону. На півночі Африки вони формувалися по периферії морського басейну та представлені піщано-глинистими опадами із залишками рослин. На сході Бразилії такий самий вік має теригенна товща, що містить прошарки вугілля. У середньому карбоні море проникло на північний схід Бразилії та в басейн р. Амазонки. На північному сході Бразилії була сформована товща пісковиків, алевролітів, кремністо-глинистих порід та вапняків потужністю до 250 м. Відкладення басейну р. Амазонки відрізняються присутністю пластів ангідритів, гіпсу та кам'яної солі, що вказують на періодичне осолонення морського басейну. На півночі африканської частини Гондвани у середньому карбоні відбувалася регресія, тут формувалася вугленосна товща.

Пізній карбон ознаменувався великим заледенінням Гондвани. Тиліти відомі в Африці, на Мадагаскарі, Індостані, в Австралії, Південній Америці та Антарктиді, де вони входять до складу гондванської серії континентальних відкладень (верхній карбон – нижня крейда). У Південній, Центральній Африці і на Мадагаскарі тіліти (400 м) утворені несортованими, по-різному окатаними гальками і блоками (до 2 м в діаметрі) докембрійських порід, які покриті льодовиковою штрихуванням і зцементовані піщано-глинистим матеріалом. У прошарах глин зустрічаються залишки риб, молюсків та криноїдів – свідчення короткочасного проникнення моря. Тиліти залягають на нерівній, відполірованій льодовиком та покритій шрамами поверхні.

Широке поширення тілітів – безперечне підтвердження загального похолодання на Гондвані у пізньому карбоні. Теплий клімат, судячи з знахідок верхньокам'яновугільних червоно-кольорових відкладень, існував лише на півночі Африки.

Єдність континенту Гондвана крім кліматичних умов доводиться також загальним комплексом пізньопалеозойської флори та залишків рептилій.

Історія розвитку геосинклінальних поясів Урало-Монгольський геосинклінальний пояс

У межах Урало-Монгольського поясу в ранньому карбоні існували Уральська, Тянь-Шаньська, Джунгаро-Балхаська, Зайсанська та Монгольська геосинкліналі, відокремлені один від одного областями каледонської та більш давніх складчастостей.

Геологічна історія цих геосинкліналей, починаючи із середнього карбону, різна внаслідок різного прояву в них перших фаз герцинської складчастості.

Уральська геосинкліналь. Кам'яновугільні відкладення поширені як у західному, і на східних схилах Уралу.

Розріз карбону західної околиці Уралу безперервний, представлений усіма трьома відділами. У розрізі переважають вапняки із різноманітною фауною. Відкладення подібного типу формувалися в умовах теплого морського басейну, що тягнеться далі на захід у межі Східноєвропейської платформи. Загальна потужність 05-13 км. Це типовий міогеосинклінальний розріз (відсутні вулканічні породи, немає інтрузій, слабкий метаморфізм, породи зібрані у прості складки).

У розрізі, розташованому на схід (східний схил Уралу), також присутні всі три відділи карбону (див. схему VII, кол. вкл.). Розріз складений теригенними породами: пісковиками, глинистими сланцями, в середньому та верхньому карбоні з'являються прошарки крупнозернистих порід та конгломератів. Породи часто ритмічно-шаруваті, містять прошарки крем'янистих, карбонатних, туфогенних відкладень. Потужність 2,7-3,7 км. Нагромаджувалися опади цього у більш активно прогинающейся частини геосинкліналі.

Для нижнього карбону східних розрізів характерна наявність потужних вулканічних утворень. Потужність нижнього карбону сягає 3,5 км. Це евгеосинклінальний тип розрізу, який характеризує частину геосинкліналі, що найбільш активно розвивається. Середній карбон представлений уламковими відкладеннями потужністю до 1 км, з прошарками карбонатних порід. Нерідко присутні потужні прошарки конгломератів та скупчення рослинних решток. Все це свідчить про герцинські підняття на сході Уральської геосинкліналі, які постачали уламковий матеріал у розташоване на захід від моря. Карбон східного схилу зібраний у складні складки, порушені численними розривами, проплавлений та пронизаний інтрузіями, сильно метаморфізований.

Джунгаро-Балхаська геосинкліналь. Джунгаро-Балхаська геосинкліналь у першу половину раннього карбону була зайнята мілководним морським басейном, в якому йшло накопичення кремністо-глинистих і крем'янистих опадів і туфогенного матеріалу, що приноситься з островів.

У зв'язку з проявом середньовізейської фази складчастості в другій половині раннього карбону море збереглося на південному сході геосинкліналі; на її північному заході з'явилися численні вулкани. Наступна – передсередньокам'яновугільна – фаза складчастості призвела до відмирання геосинклінальних умов на цій території, тому середній та верхній карбон представлені в основному континентальними вулканогенними товщами. Море існувало на крайньому південному сході, де формувалися теригенні опади зі значною домішкою вулканогенного матеріалу.

У Кузнецькому басейні розріз карбону повний, добре палеонтологічно охарактеризований, є опорним для Середнього Сибіру та прилеглих районів.

Турнейський і візейський яруси в Кузбасі складені морськими карбонатними і теригенними відкладами потужністю до 1 км. Вони охарактеризовані різноманітними органічними залишками, які дозволили корелювати ці відкладення з підрозділами стратотипів турнейського та візейського ярусів Західної Європи.

Вище залягає вугленосна формація (потужністю до 5-8 км), в якій багаторазово перешаровуються сірі пісковики та алевроліти, підлегле значення мають пласти кам'яного вугілля. Вік цієї вугленосної формації - від серпухівського століття до пізньої пермі включно. Вугленосна формація охарактеризована багатим комплексом викопної флори, в якій переважають кордаїти, а також присутні залишки двостворок (пелеципод), усоногих раків, риб, комах. У нижній частині формації, на межі нижнього та середнього карбону, міститься горизонт вапняних пісковиків із морською фауною.

Вугленосна формація поділена на серії, підсерії та почту. Це розчленування засноване на літологічних даних та зміні по розрізу комплексів рослин та прісноводних двостворок. Проте внаслідок своєрідності фауни та флори зіставлення різних частинвугленосної формації з ярусами і навіть відділами загальної шкали є умовним. Вугленосна формація містить близько 300 пластів вугілля загальною потужністю 5-8 км. Після мілководної теплої затоки в ранньому карбоні, в якому йшло накопичення карбонатних та теригенних опадів, із середнього карбону відбулося заболочування цієї затоки та вугленакопичення.

Аппалацька геосинклінальна область

У північній частині Аппалачской геосинкліналі сильно виявилася акадська фаза складчастості, тому кам'яновугільна історія північної та південної частин геосинкліналі різна. На півночі в міжгірських западинах накопичувалися потужні (більше 6 км) відкладення моласового типу, значною мірою вугленосні. Нагромадження потужних піщано-глинистих товщ у південній частині геосинкліналі наприкінці міссісипського часу було перервано герцинською складчастістю. В області, прикордонній з Північно-Американською платформою, у пенсільванський час розвивався крайовий прогин, що заповнювався вугленосною моласою.

Середземноморський геосинклінальний пояс

Розріз карбону західноєвропейських герцинід був вивчений раніше, ніж в інших регіонах, і тому став еталонним при розробці стратиграфічної схеми кам'яновугільної системи. Динант (турне, візі) представлений типовими геосинклінальними утвореннями (див. схему VII, кол. вкл.). В одних районах – це потужна товща одноманітних глинистих сланців із прошарками пісковиків, крем'янистих сланців, місцями ефузівів. У районах, що тяжіють до кордону з Північно-Атлантичною платформою, це вапняки, що містять численні залишки коралів та брахіопод, на яких засновано поділ динанта на турнейський та візейський яруси (за назвою міст Турне та Візе у Бельгії).

Після судетської фази складчастості, що супроводжувалась впровадженням інтрузій, на північній околиці Середземноморського геосинклінального поясу виникла гірська країна. Осадонакопичення відбувалося в міжгірських западинах, де формувалися лімнічні вугленосні товщі.

У намюрський та вестфальський століття море зберігалося лише на межі гірської споруди та платформи Лавренція. Тут утворився типовий крайовий прогин, що простягся від Південної Англії через північ Франції, Бельгію, Німеччину, південь Польщі та північ Чехословаччини та сформувалася паралічна вугленосна моласа. Нагромадження її припинилося в стефанському столітті, коли в результаті астурійської фази складчастості ця область була залучена до підняття.

Тихоокеанський геосинклінальний пояс

У Західно-Тихоокеанській геосинклінальній області в карбоні виділяються ті ж три типи розрізів, що і в девоні. Евгеосинклінальний тип розрізу характерний для внутрішньої частини геосинкліналі, що тяжіє до узбережжя Тихого океану. На Камчатці, у Корякському нагір'ї та Японії у карбоні формувалися потужні вулканогенно-кремнисті, подекуди флішеві товщі. Набагато ширше зовнішньої зони геосинкліналі розвинений міогеосинклінальний тип розрізу, добре представлений у Верхоянье і басейні р. Колима. Тут у турне накопичувалися вапняки, а з візейського століття почалося утворення теригенного верхоянського комплексу, що тривало до кінця юрського періоду. Потужність кам'яновугільних відкладень у цих районах сягає 3-4 км. Третій тип розрізу карбону, порівняно малопотужний (до 700 м), поширений у межах серединних масивів; він складний карбонатно-теригенною та андезит-базальтовою формаціями.

У Східно-Тихоокеанській геосинклінальній області евгеосинклінальна зона виділяється лише на півночі у вигляді вузької смуги вздовж узбережжя Тихого океану від Аляски до Мексики. Тут у карбоні формувалися крем'янисті та глинисті опади, вапняки, лави та туфи переважно андезитового складу. У міогеосинклінальній зоні внаслідок прояву бретонської фази складчастості відкладення місісіпію всюди залягають різко незгодно більш древніх утвореннях. У Кордильєрах Північної Америки вони представлені морськими теригенними опадами, за кордоном із платформою - карбонатними породами. У зв'язку з сильним проявом судетської фази складчастості відкладення Пенсільванія поширені обмежено, залягають незгодно на породах, що підстилають, і представлені конгломератами і грубозернистими пісковиками.

У південно-американській частині аналізованої геосинклінальної області бретонська фаза складчастості супроводжувалася використанням гранітних інтрузій; вона призвела до підняття Центральних Анд, що тривало протягом усього раннього карбону, і до гірського заледеніння. У цей час у міжгірських депресіях накопичувалася строката моласа з прошарками вугілля, лав і туфів кислого складу; місцями ця моласа заміщується пісками, глинами та вапняками, що формувалися у морських умовах. У Пенсільванії утворилися вапняки з прошарками глин, що змінювалися за кордоном із платформою континентальними червонобарвними опадами.