Інший пояс каледонід виник на території Казахстану та Середньої Азії, на карті він утворює дугу опуклу на північ та захід. За Д.В. Наливкіним - це Казахський макроперешийок. До Уральсько-Тянь-Шанської частини входили: Нова Земля, Урал, Пай-Хой, Мугоджари, Кизил Куми, Південний Тянь-Шань. До Центрально-Азійської - входять: центральні та південні райони Казахського дрібносопочника, Джунгарський Алатау, Калбинський, Рудний Алтай та Південно-Західний Алтай, Салаїрський кряж, Кузнецьку западину, Південну, Центральну та Східну Монголію, хр. Великий Хінган, Буреїнський хребет.

Каледонська складчастість проявилась також у Західно-Тихоокеанській геосинклінальній області - були створені каледоніди на південному сході Китаю, східними окраїнами австралійської частини Гондвани. У Східній Тихоокеанській геосинклінальній області каледоніди наростили з південного заходу Південноамериканську частину Гондвани. У східній частині Середземноморського геосинклінального поясу каледоніди Центрального Китаю приєднались з півдня до Китайської платформи.

Наслідком каледонської складчастості стала широка середньо палеозойська регресія кінця силуру - початку девону, яка досягла свого максимуму в ранньому девоні. Вона особливо проявилась на Північноамериканській та Сибірській платформах. Регресія викликала зміну клімату. Панувавший в ордовіку й частково в силурі теплий і вологий клімат змінився до кінця силуру посушливим. Утворення великих просторів суші й зміни клімату призвели до змін органічного світу: з'явились перші мешканці континенту.

Каледонська складчастість супроводжувалась інтенсивним ефузивним та інтрузивним магматизмом, з яким пов'язане утворення корисних копалин.

СЄП виходи силуру відносно не великі за площею: острови на Балтиці, Прибалтика, Поділля - кращій в Європі й мабуть в світі, на півночі Тіману. Поширення силуру значно більше площі виходів в Прибалтиці, на заході України, в Молдові, на півночі Велико-Земельської тундри та в районі Ярославля та Волгограду за свердловинами доведений палеонтологічно силур. Вірогідно море заливало Московську синеклізу й через вузький рукав з'єднувалось з морями Урало-Монгольського поясу. В західній частині басейну накопичувались карбонатні осадки, на сході - глинисті. Після регресії в кінці ордовіку на початку силуру море повернулося на південний захід СЄП і існувало тут до раннього девону. Море до Тіману та Большеземельської тундри потрапило з Уралу й залишило товщу карбонатно-теригенних порід.

В підручнику можете познайомитись з розрізом силуру Прибалтики.

Силурійський розріз Поділля складають зеленкуваті мергелі, масивні вапняки та чорні аргіліти болотинської серії близько 20 м. Вище з стратиграфічною перервою залягають вапняки ярузької серії: тернавська, фурманівська світи, створили циклічну товщу з тенденцією до поступового огрубіння детритової компоненти й збільшення карбонатної складової у глинистих вапняках. Вище лежать баговицька світа та малиновецька серія представлені переважно домеритами та грудкуватими вапняками. Домерити індикатори дуже мілководних умов лагун з солоністю відмінною від нормальної морської. При більш високому стоянні рівня моря утворювалися смуги біогермів в баговицькій, конівській та рихтівській світах. Свердловини відкрили рифи й на інших рівнях.

Сальська серія віддзеркалює поступову трансгресію від лагунних умов пригородоцької світи до чергування лагун й біостромів дарницької світи й грудкуваті вапняки з біогермами верхньої частини трубчинської світи й переважно грудкуваті вапняки дзвенигородської світи. Знизу та в горі розрізу є знахідки граптолітів, що дозволяє точно прив'язати розріз до міжнародної граптолітової граптолітової шкали. Подільський розріз отримав статус парастратотипового пржидольського ярусу та межі силур - девон.

Співставлення розрізів різних регіонів досі ще важке завдання, яке різні автори вирішують по-різному. Варто згадати, що спершу дослідники виділили лландовері в повному обсязі - виявилось, те що колись відносили до лудлова, тепер впевнено корелюється з нижнім девоном, а між лудловом та жедіном виявилась товща, яка дорівнює ярусу відділу, який отримав назву пржидолію.

Дуже великі успіхи у вивченні розрізів Прибалтики. Там також розроблена детальна регіональна стратиграфічна схема. Але у відслоненнях верхня частина силуру представлена дуже мілководними фаціями, а «над лудлов» відсутній. Для силуру тут розроблена фаціальна модель, побудовані палеогеографічні карти та фаціальні профілі. Пізніше подібні дослідження були проведені в Латвії, Литві, Білорусі та на Україні. В Литві, Латвії, Білорусі в кернах свердловин поділ спирався на знахідки граптолітів.

Сибірська платформа. Тут силур поширений на заході платформи та в басейні р. Вілюй. Відслонюється долинами річок на півдні та північному заході платформи. Опорний розріз на р. Мойєро, де виділені всі регіональні горизонти. В силурі морський басейн скорочується й відступає в північно-західному напрямі, тому верхній силур відомий лише на крайньому північному заході платформи. Силурійські відклади різноманітні за літологією та палеонтологічною характеристикою. Регресія змінилась трансгресією з широким розповсюдженням карбонатних фацій та органогенних рифів. Наприкінці силуру виникли велетенські солеродні басейни. Потужність досягає кількох сотень м, в западинах зростає. Наприклад, в мічиганській - 1300 м.

Девонську систему виокремили у 1839 році Седжвік та Р. Мурчісон у Великій Британії, в графстві Девоншир. Девон поділяється на три відділи. За сучасними геохронологічними відомостями його початок припадає на 410 а закінчення на 355 млн. років тому.

Поділ системи на яруси такий: Нижній девон має в черепашкових фаціях має такий поділ - лохків, прагій, емс. Середній девон - ейфель, живет. Пізній девон - фран, Фамен.

Каледонський орогенез наклав певний відбиток на фізико-географічні умови ранньої епохи девону, яка була яскравим прикладом геократичного етапу в геологічній історії Землі. В середньому девоні занурення в геосинклінальних зонах викликали нове затоплення платформ, максимум яких прийшовся на франський вік. Для фамену характерне часткове підняття, регресія моря, а подекуди й гороутворюючі рухи, якими започаткувався новий тектогеничний цикл. Особливості відкладів цієї системи відбивають складний хід девонської історії.

1. Вперше тут широко розповсюджені континентальні відклади. Одна з найхарактерніших фація old-red-sandstone - дуже поширена в області каледонської складчастості та на платформах північної півкулі. Це переважно німі, або з рештками риб, ракоскорпіонів й рослин - червоноколірні або строкаті пісковики, конгломерати, сланці - алювіального, пролювіального, озерного та пустельного генезису. Вони розвинені на рівнинах, що примикають до каледонід та в їх міжгірських прогинах, де потужність досягає 6000 км. та далі на схід до Сибіру.

2. Поширення лагунних відкладів - кам'яної солі, гіпсу, доломіту, хемогенних вапняків.

3. Серед морських відкладів багато органогенних вапняків.

Органічний світ. Зміна фізико-географічних умов викликали істотні зміни в складі органічного світу. Занепали або зникли ряд груп організмів, що були поширені в силурі; разом з тим розквітли інші, які пристосувалися до змінених умов життя й набули поширення, різноманітності, високої організації. Це перші вапнякові губки, кишечнопорожнинні: ругози - Neoomphima, Zaphrentis, строматопори - Amphipora, аулопори - Cladochonus, Aulocystis; трилобіти - Dalmanites, Proetus, Acastella tiro тощо. Взагалі різноманітність трилобітів стає меншою, частина їх вимирає. Серед інших членистоногих знайдено ракоскорпіонів Stylonurus, Pterigotus тощо остракоди, філоподи, перші багатоніжки, кліщі, павукоподібні.

Серед пелеципод з'явились перші Pinnidae, Aviculopectenidae, Mitilidae, Solenidae тощо; гастроподи - Belerophon sp.; головоногі - Oncoceratidae: Ooceras, Elvanoceas, Ovoceras, Brevicoceras - ряд вимирає в кінці девону. Ортоцератіди дожили до кінця палеозою й до тріасу. З'явились бактритоідеї; амоноідеї - агоніатіти; гоніатіти і клименії. Останні характерні виключно для рамену і мали широкий ареал.

Брахіоподи дуже поширені. Важливі спіріферіди та атрипіди; строфоменіди; хонетіди; рінхонелліди; теребратулліди. Моховатки - Fenestellidae. Кріноідеї різні.

Вимирають карпоідеї, цистоідеї. Відомі морські зірки, правильні їжаки. В ранньому девоні вимирають останні Monograptus.

Хребетні різноманітні: багато риб, з'являються перші примітивні амфібії. Серед безщелепних панцирні Drepanaspis, Hemicyclaspis, безпанцирні Rhyncholepis. З'явились справжні риби акантоди; пластинокожі, хрящові акули Cladoselache; кісткові, серед яких відомі три класи: кистепері - Choloptichius, Osteolepis, дводишні Dipterus та давні промінепері. Найбільш цікаві для нас дводишні та кистепері, які були як і панцирні риби мешканцями солонувато водних басейнів й прісних водойм. Дводишні мали пристосований для повітряного дихання плавальний міхур, але вони не дали тієї радіації форм, що кистепері. Сліпа гілка. Кистепері мали прогресивну будову плавців, які були пов'язані з осьовим скелетом і відігравали роль кінцівок. Мабуть з них і пішли амфібії, які виникли в кінці пізнього девону. Знахідки у Гренландії черепів Ichthyostega, Ichtiostegopsis, Acantostega. У верхньому девоні Пенсільванії знайдено чотирипалий відбиток ступні - проблематичної тварини Tinopus. Іхтіостегі ще мали певні реліктові ознаки риб: форма тулуба, черепа, луску, рудименти зябрових кришок, розміщення носових отворів.

Серед рослинного світу сине-зелені й багряні водорості, в лагунах - перші харові. Велетенські водоростеподібні Nematophyton, плаунові та членистостеблові. Одночасно зникають псилофітові, але з'являються насінні папороті - сперідосперми. Окремі родини близькі до кордаїтових, справжні папороті - Archaeopteris. Рослини були вже кілька м висоти, утворювали лісові масиви або чагарники, що займали широкі простори. Місцями їх рештки утворювали поклади торфу і вугілля.

Найбільш значущі для стратиграфії брахіоподи, гоніатіти, корали, форамініфери та спорові комплекси.

Східноєвропейська платформа. Морський поширений від Дністрового до м. Заліщиків на Дністрі та континентальний ранній девон - притоками Дністра; у Прибалтиці; між Волгою та Уралом.

Морський середній та пізній девон. В середньому девоні в цоколі СЄП починається формування трьох великих западин - Східноєвропейська, Московська, Дніпрово-Донецька, які заповнюються морськими трансгресивними відкладами з Урало-Тянь-Шанського геосинклінального басейну. В центральних частинах девон глибоко занурений, на периферії виходить на поверхню, або під четвертинні відклади. Такі області називають девонськими полями: Воронезьке, Німанське, Головне; Виходи девону є на південному Донбасі. У середньому девоні море трансгресувало з Тенісу на захід Волині, Поділля та Молдови. Майже до межі верхнього девону - нижнього карбону.

В ейфельському віці майже на всій платформі континентальний режим, але місцями починається накопичення морських осадочних товщ. В живецькому віці продовжувався наступ моря на захід головного девонського поля. Кінець живету - регресія. У Прип'ятському прогині та ДДЗ - великі лагуни, в яких накопичуються товщі кам'яної солі, що утворила пізніше діапірові нафтоносні й газоносні структури. У франському віці відбулась нова найбільша в девоні трансгресія: майже вся платформа за винятком щитів занурюється під воду. Берегова лінія моря простежується вздовж окраїн Балтійського щита відслоненнями. В ДДЗ у франському віці відбулись розколи та інтенсивний донний вулканізм. Уламки порід з ефузивами у брекчії соляних куполів на поверхні. За фамену відбулось загальне підняття, обміління, утворилися лагуни у Прип'ятському прогині, Московській западині та далі на схід від лінії Нар'ян-Мар - Ухта - Солікамськ - Казань - Нижній Новгород море збереглося до кінця періоду.

Породи девону СЄП різноманітні: D₁ - морські аргіліти - суходільні озерно-річкові з флорою і комплексом нижньодевонських риб. Франські - морські органогенні вапняки і мергелі. Регресія в живету й фамену призвела до утворення до 1000 м лагунних соленосних товщ. У франський вік ефузиви й туфи утворили товщі від 10 до 2500 м й більше.

Сибірська платформа. Девон поширений на окраїнах Тунгуська западина, Хатанзька та Вілюйська западини. Жаркий та сухий клімат, що панував сприяв накопиченню лагунних і континентальних червоноколірних порід та гіпсів, доломітів, домеритів, кам'яної солі. Загальна потужність до 670 м з рештками риб, гігантських раків, псилофітів. Морські відклади до 10 м у Хатанзькій западині та північному заході Тунгуської западини.

Китайська платформа. Після арійської фази орогенезу на значній площі - суша, але різко посилюються диференційні вертикальні рухи. На занурених ділянках піщано-глинисті моласи, які на півдні внаслідок короткочасних трансгресій з Тенісу та Східно-Азійського басейну, чергуються з мілководними морськими уламковими породами й вапняками. У середньому та пізньому девоні трансгресії з Монголо-Охотського басейну. Південно-Китайський щит об'єднаний з Катазією; протока між ними й Та римським щитом сполучала Китайські та Монголо-Охотський басейни. Товщі уламкових. Місцями карбонатних й вулканогенних порід мінливі, іноді до 3000 м потужності. У вапняках поширені корали та брахіоподи.

Канадська платформа наприкінці силуру інтенсивні висхідні рухи; D₁ - суша, D₂ - трансгресія з Арктичної та Апалацької геосинкліналей. D₃ fr - море найбільших розмірів; D₃ fm - поступове скорочення. Девонське море не досягало розмірів моря силуру. Величезні площі на сході й в центральній частині лишалося сушею й зазнавало денудації. Посилилась тектонічна диференціація цоколя, виникли западини та підняття. Це наклало відбиток на особливості осадконагромадження як у девоні так й в наступні періоди.

Гондвана. Геологічна історія континенту в девоні дуже складна:

Бразильська платформа - початок раннього девону - суша, кінець раннього девону - трансгресія, що затопила не тільки западини, а й частини щитів. В середньому девоні нові підняття. Пізній девон - від моря залишилося лише дві затоки в Південній Патагонії та в Паранаїбській западині.

Африканська платформа - море займало майже ту х площу, що й у силурі; тільки на Аравійській плиті в ранньому девоні зберігся морський режим на північному-сході Саудівської Аравії. У північній Африці підпорядкованій депресіям у цоколі платформи, потужність досягала 2500 м завдяки стійким низхідним рухам. Найбільш поширений та потужній верхній девон. За межами поширення морського девону на північ від о. Чад, у Судані та на Аравійському півострові - континентальні піщані товщі з рештками наземної флори.

Австралійська платформа - девонські відклади починаються з живету, який доведений у западинах Карнарвон, Бонапарта, Канінг. В останньому басейні - багата фауна й потужність до 1000 м.

Морський девон Гондвани - уламкові породи з вапняками на півночі з альпійськими формами, а на півдні - мальвінокапські.

В Антарктиді - девон входить до серії «бікон», що поширена на західній частині платформи, й складається з континентальних й в окремих про верстках - морських пісковиків та аргілітів з рештками рослин, риб, австральних брахіоподи.

Післякембрійські складчасті системи: Каледонська Північно-Західної Європи - горбиста суша в западинах рельєфу - «олд-ред» формувався на фоні занурення, що компенсувалось темпами накопичення, потужність до 6000 м, западина Осло - пісковики. Південна межа континентального девону проходила Брістольською затокою, за якою починається складчаста система Корнуолу.

У Шотландії, Північній Англії, Орклендських та Шетлендських о-вах з раннім девоном пов'язані потужності до 1100 м товщі основних порід. Олд-ред Великобританії містить багато риб й наземної флори.

Герцинська Центральної та Західної Європи - девон тут переважно морський утворювався в складних палеогеографічних та тектонічних умовах. На нижній межі - продовжували існування невеликі морські водойми - затока Тетісу. Решта - суша. В ранньому девоні відбулись блокові опускання цієї суші, в занурені ділянки інгресує море - жедін - Рейнські та Арденські гори; зіген - поширюється далеко на схід до Гарцю, Східних Судет та Свентокшишських гір. Трансгресія супроводжувалась розколами та донним вулканізмом. Потужності осадочних товщ в Арденнах до 5000 м. Північний берег затоки видно в Північній Ірландії, на півночі Корнуолу й в Північній Бельгії, де в нижньому девоні - чергування морських та лагунних піщано-глинистих фацій з рештками панцирних риб, остракоди й велетенських раків.

В середньому девоні море продовжує поширюватись на південь Саксоно-Тюрінгських гір й Богемського щита, на півдні Північно-германської западини й через Прибалтику й Прип'ятський прогин сполучається з СЄП на сході досягає УЩ й затоплює північ Поділля. Майже скрізь поширені глинисті сланці з птероподами й гоніатітами, мергелі й різноманітні вапняки. У багатьох місцях - донний вулканізм.

Фран - максимум трансгресії - затоплені Західні Судети й Центральний масив, відкривається зв'язок з Тенісом, припиняється вулканізм. Скрізь глинисті й карбонатні фації з численною фауною.

Фамен - загальні підняття, море міліє, переважають уламкові відклади. Наприкінці девону відбулися горотворні рухи, які найінтенсивніше виявилися в Бретоні. Фаза отримала назву Бретонської, цією фазою почався новий, другий у палеозої цикл тектогенезу - герцинський. Крім півострову Бретань, ця фаза охопила Богемію, де утворилася складчаста система Барранда, а в ослабленій формі - й Рейнські Сланцеві гори, Вогези та гори Тюрінгії. Найбільша потужність у Рейнських горах - 10000 м.

Альпійсько-Гімалайська - девон виявлений на обмежених площах в серединних масивах або в осьових частинах синкліноріїв. В Європі - Севени, Астурія та Кантабрія, на о-вах Балеарських, Сардинія, Ельба, в східних Альпах, Румунії, Болгарія, о-ви Егейського моря. Характерний поступовий перехід від силуру до девону й карбону. Це свідчення того, що тут не відчувся вплив каледонських та бретонських рухів. Найкращі розрізи в Евенках та Піренеях, де девон карбонатний з гоніатітами, брахіоподами, трилобітами, коралами, які свідчать про наявність всіх ярусів системи.

У Північній Африці - відклади девону - вапняки - Марокканська месетта, Високий Атлас. Марокканські розрізи одні з найкращих.

Кавказ - Передовий хребет - на південному схилі та в осьовій частині Головного Кавказького хребта, де він складений морськими та вулканогенними породами - 5700 м.

На Малому Кавказі - найповніший й в безперервному розрізі спостерігається в Нахічеванській складчастій зоні - вапняки, сланці, пісковики, алевроліти з верствами основних ефузивів. Ранній девон - умовний, решта добре охарактеризовані фауною безхребетних Європейського складу.

Памір - девон карбонатний з фауною.

Азія - в склепіннях хребтів, або в серединних масивах: Мала Азія, Іран, Афганістан, Гімалаї, Бірма, Західний Китай, Індонезія.

Мала Азія - Босфор та захід Понтид у Таврі - вапняки та уламкові породи з багатою фауною. Подекуди між відкладами силуру й девону - кутові неузгодження й сліди розмивів. Морський девон починається з середнього девону.

В Північному Афганістані D складчастий залягає незгідно на метаморфізованій товщі нижнього протерозою й представлений франськими брахіоподами та коралами. В південному Афганістані - відсутній.

В Гімалаях - - Штати Джамму й Кашмір та Читрал. Найкращий у світі розріз силуру-девону-карбону без ознак перерв - пісковики, кварцити, темноколірні вапняки з багатою фауною. Фауна Бірми істотно відрізняється від фауни гімалайського девону, що свідчить про їх ізольованість.

В Індонезії девонські відклади є найдавнішими з числа фауністично визначених систем - представлений сланцями з рештками нижньодевонських коралів й строматопор.

Урало-Тяншанська система - на місці Уралу геосинклінальний морський басейн, поділяється на східну й західну структурно-фаціальні зони:

Східна евгеосинклінальна - вулканізм у нижньому девоні : основні ефузиви, туфогенні породи та осадочні кластичні.

У Західній зоні - відкрите море піщано-глинисті породи й вапняки. Потужність 1000-2000 м. Подібні розрізи морського девону в Мугоджарах, Пайхої, на островах Вайгач, Нова Земля.

Західносибірські герциніди - інгресії моря - руйнування каледонських хребтів.

Тянь-Шанська зона - нижній та середній девон - Середній та Північний Тянь-Шань - горбиста суша, низхідні рухи, вулканізм; Південний Тянь-Шань - успадкований від силуру морський басейн, сполучений з Тенісом, розростався: живет - схід Північного Тянь-Шаню; фамен - досягло південних хребтів Північного Тянь-Шаню. Наступу моря передувало накопичення континентальних порід та ефу зівів.

Казахстанська зона - на межі силуру й девону - гірська суша крім Джунгаро-Балхашської області й Північного Прибалхашша. На схід між гірські западини, в яких - червоноколірні моласи та ефузиви. Наступні віки до франського - поширення моря поступове - Тарбагатай, Чингіз, Байянаульський, Екібастузький, Карагандинський райони; кінець франу - початок герцинського циклу - підняття було короткочасним, фаменське море знову трансгресує й об'єднується з девонським морем Уралу.

В Алтає-Саянській зоні трансгресія в середньому девоні була значно більша за пізньодевонську трансгресію. Відклади: ефузиви, туфі, вапняки, ліпарито-сланцеві, флішові…

В Туві з Середнім девоном пов'язана потужна товща 300 м - кам'яної солі.

Західносибірська й Тургайська западини - верхній девон в свердловинах - на бортах тяжіють до Уралу та Казахстану. Захід Тургайського прогину за винятком морського рамену - червоноколірні конгломерати та вулканогенні породи.

Верхояно-Чукоцька система - всі яруси - найбільш розвинений фран. Девон згідний - морський острівний басейн.

Східно-Азійська система - Пенжинський, Коряцький хребти - геосинклінальні - кремені, вулканогенні, карбонатні.

Монголо-Охоцька - Фауна раннього девону подібна до Казахстанської; у середньому та верхньому девоні - ціла низка Північноамериканських форм. Частина Примор'я та Північна Монголія були нижче рівня моря, де зберігався геосинклінальний басейн, що відокремлював Ангариду від Китайсько-Корейської суші.

Складчасті системи Західної півкулі: Аппалачі - орогенні рухи в девоні переміщувались з півночі на південь.

Східно-Гренландська система - суша - 7000 м - червоноколірна моласа та ефузиви середнього та верхнього девону в грабені.

Кордильєрська система - в ранньому девоні окремі затоки на заході; в середньому та пізньому девоні - занурення та інгресія моря - теригенні й вулканогенні.

У Скелястих горах - за середнього та пізнього девону - до 60 м платформенного карбонатного.

Каньйон Колорадо - девон на верхньому кембрії…

Анди - початок раннього девону - суша; кінець раннього девону - трансгресія. Девон встановлений в горах Болівії, Венесуели, Колумбії, Аргентини; найбільша потужність а Болівії - 5000 м. Найкращі скам'янілості в девоні Колумбії у хребтах на південь від м. Богота - велетенські трилобіти.

Капська система - дві потужні серії по 750 м: Боквельд та Вітеберг.

Східно-Австралійська система - девон в Австралійських Кордильєрах та горах Тасманіє: в західній зоні силур-девон - без перерви; ранній та середній девон - мілководно-морський та вулканогенний; пізній девон утворився в прісній воді, або на суходолі й вулканогенно-осадочний. В центральній зоні - платформенний - до 259 м. В східній зоні - девон морський, потужність 2000-3000 м, а на заході Нової Англії, в складках Великого вододільного хребта до 12000 м.

Головні риси геологічної історії

В девоні горотворчі рухи слабші за силурійські. Протягом всього девону платформи зазнавали диференційованих рухів. Поновлювались геосинклінальні умови. Девон чітко поділяється на два етапи:

1 - ранній - теократичний - величезні материки були оперезані, або перегороджені високими горами, які в умовах континентального клімату інтенсивно руйнувались. За рахунок їх розмиву в перед гірських та міжгірських западинах формувались потужні товщі уламкових континентальних порід. В багатьох районах діяли вулкани. Епіконтинентальних морів було обмаль. Переважали геосинклінальні басейни, кількість яких зменшилась.

У північній півкулі на континентах склалися пустельні, або напівпустельні умови. В пересихаючих лагунах й озерах відкладались пласти гіпсових та солемістких порід.

В гірських районах південної Африки утворились льодовики.

2 - Одночасно починається новий етап опускань й поступове розширення геосинкліналей та епіконтинентальних морів: Корнуол, Рейнські гори, Арденни; Поширюються Андійський геосинклінальний басейн. Епіконтинентальні басейни на території Бразилії і в північних районах Африканської платформи. Поширюється Урало-Тянь-Шанський геосинклінальний басейн.

В середньому девоні збільшується масштаб опускань і акваторії морів. Утворюються западини на платформах СЄП: ДДЗ, Московська, Східно-Російська; на заході Канадської платформи, півночі Африканської.

Аппалацький геосинклінальний басейн наступає на південь й південний схід Канадської платформи. Геосинклінальне море - в западинах Алтає-Саянської й Казахської зон та на великих просторах заходу Сибірської платформи. У герцинській Європі - море у Рейнсько-Германській зоні й через Південну Польщу проникає в західне Поділля та на окраїни УЩ.

Центральна частина Північноатлантичного континенту - суша протягом всього девону з різко континентальними умовами. Такі самі умови на всій Сибірській платформі й прилеглих пасмах ранніх каледонід; на Австралійській платформі.

Ерогенні рухи слабші за ордовицьку та силурійські, але на межі середнього й верхнього девону й головне наприкінці девону в багатьох місцях відбулися горотворні рухи. Майже всі вони зафіксовані в зонах майбутніх герциніди й розглядаються як перша герцинського циклу тектогенезу. Споруди виявились не стійкими, були зруйновані. Яскраві прояви: Армориканська й Аппалацька геосинкліналь; у геосинкліналях Китаю, Монголії, Алтає-Саянської області, Австралії, Рейнсько-Судецької зони тощо).

Клімат - в ранньому девоні сухий, в середньому - помірний, в пізньому девоні - м'який.

Корисні копалини - Нафта й газ - Волго-Уральська обл., Прип'ятська та ДДЗ, Тіман, Мінусинська западина.

Кам'яна сіль - ДДЗ, Білорусь, Нордвікський район Сибіру.

Горючі сланці - Західний Сибір, Кузнецька западина.

Боксити - Салаїрський кряж, Урал - Суброве.

Залізні руди - Урал, Алтай, басейн р. Колими.

Мідний колчедан - Східний Урал, Північний Кавказ.

Марганцеві руди - Східний Урал, Казахстан.

Золото - Урал, Якутія.

Фосфорити - Кузбас.

Алмази - Західний Урал, Тунгуська синекліза.

Вугілля - Ведмежій, Тіману, Північний-схід Кузбасу.

Калійні солі - Саскачеван, Старо-Більське родовище.

Кам'яновугільний період.

За даними ізотопної геохронології кам'яновугільний період почався 345, закінчився 280, тривав 65 млн. р. тому. Назва походить від широкого розповсюдження серед відкладів системі кам'яного вугілля. Система встановлена в 1822 році Д. Конібером та В.Філліпсом в Англії. МСГН та МСК працюють над вдосконаленням поділу системи: який відмінний в країнах СНГ, Західній Європі та США. Нижній карбон складають - турне, візе, серпухів; середній - башкир, московський; верхній - касимов, гжель. Карбон Західної Європи має поділ на дві частини - нижню та верхню. Інший варіант США - дві системи міссісіпська та пенсільванська, але межа на іншому рівні ніж в Європі.

До 1975 р. в СРСР нижній карбон поділявся, як у Західній Європі, тоді нижня частина нам юра була виділена в серпухівський ярус, а верхня приєднана до башкиру.

Загальна характеристика періоду. В карбоні продовжували існувати Північноатлантична, Сибірська, Китайська платформи та суперплатформа Гондвана. Між ними існували Аппалацька, Середземноморська, Тихоокеанська, Урало-Монгольська геосинкліналі та геосинклінальні пояси.

В ранньому карбоні переважало морське осадконагромадження, пов'язане з широкою морською трансгресією. Море займало геосинкліналі, а також заходило на захід, південний захід та схід Північноатлантичної платформи; на північний захід та північний схід Сибірської платформи частково на Китайську платформу. Гондвана являла собою суходіл. Море заходило лише на її окраїни.

Органічний світ та керівні комплекси організмів. Карбон характеризується активним розвитком органічного світу в морі та на суші. Континенти покриваються лісами, що стають місцем життя різноманітних членистоногих. Вологі ліси й болота заселяють різноманітні земноводні - стегоцефали. Через те. Що в карбоні було багато боліт та за древніми земноводними цей період іноді називають земноводним.

До початку карбону зникли граптоліти, трилобіти зустрічаються рідко, вимерли гігантські раки та псилофіти. Археоптерисова флора девону змінилася комплексом деревоподібних рослин, який отримав назву «атракофіт». Цей комплекс існував до середини пермі - судинні спорові рослини, а також перші голонасінні, до особливої групи яких належать кордаїти. Потужна «коренева система» карбонових рослин, велика кількість «листя» спрощували засвоєння ними поживних речовин й сприяли їх бурхливому розквіту. Рослинна маса, що утворилась при цьому, захоронювалась й виникали найбільші в історії Землі накопичення вугілля.

В морях карбону розповсюдились форамініфери, які іноді мали породоутворююче значення. Чисельно збільшились брахіоподи, але їх різноманітність упала. Типовими для карбону були Productidacae, Spireferidacae. Відзначається масова поява чотирипроменевих коралів, які разом з моховатками й водоростями створювали рифи. Багато чисельними були конодонти й морські їжаки. Морські лілеї утворювали на дні зарості. Розквітли гоніатіти, бівальвії, черевоногі. Бівальвії заселяли не тільки моря, але й прісні басейни. Сприятливі умови клімату, пишна рослинність визначили велику кількість наземних членистоногих: павуків, скорпіонів, тарганів, бабок. В морях карбону існували багато численні риби. Різноманітні стегоцефали населяли береги озер, зарослі лісів.

В кінці карбону стегоцефали дали початок першим рептиліям. Прогресивними ароморфічними ознаками рептилій є роговий покрив, що запобігав втраті вологи; розмноження яйцями, які відкладались на суходолі. Це дозволило плазунам мігрувати вглиб континентів.

Для стратиграфії морських відкладів карбону найбільш важливі гоніатіти, форамініфери, брахіоподи й конодонти; корали й бівальвії. Визначення віку континентальних відкладів базується на вивченні рештків рослин. Комплексів спор й пелеципод. Деякі важливі форми: Стегоцефали - покритоголові - Ichtriostega C₁, Diplovertebron C_3, Dolichosoma, Cotylosaurus…; Fusulina, Eostafella, Schubertella; Chaetetes, Chaetetipora, Aulopora, Cladochonus, Syringoporinus, Roemeripora, Michelinia, Syringopora, Lithostrotion, Lonsdaleia, Caninia, Bothrophyllum; Phillipsia, Griffithites.

Вимирають головоногі з прямою черепашкою, залишились тільки пласко-спіральні, які відокремились в девоні від ортоцератид, їх представники в карбоні - Tainoceras, Metacoceras, Endolobus тощо. Белемнітоподібні бактритоідеї, серед амоноідеї давні ряди: агоніатіти - Pronorites та гоніатіти - Bashkirites, Antracoceras, Goniatites, Gastrioceras. Морські бівальвії - Pseudomonotis, Pernopecten, Aviculopecten, Posidonia та прісноводні - Anthracosia, Anthraconauta, Carbonicola, Anthracomya. Черевоногі - Omphalotrochus, Dawsonella, наземні гастроподи Physidae, Siphonariidae; моховатки - Fenestella, Polypora; кріноідеї - Woodocrinus, Poteriocrinus; правильні морські їжаки - Archaeocidaris. Залишки водоростей Pila, Reinschia - складають основну масу богхедів. Перші гриби, дрібні трав'яні мохоподібні рослини. Вищі псилогенові рослини: плавуни, членистостеблові та папороті. Лепідоліти досягали 40 м висоти, утворювали могутні дихотомічно розгалужені крони; великі кореневища - стигмарії; стовбури були полі, зовні покриті рубцями від опадання спорангій та філоїдів : Lepidodendron, Sigilaria, Bothrodendron; членистостеблові - клинолисти: Sphaenophyllum, каламіти: Annularia, Calamites.

Папороті примітивні й справжні папороті.

Голонасінні. Умовні роди за окремими рештками листів - вайів.

Найбільш високої організації досягли кордаїтові, висотою до 30 м, з широким цільним листям.

Розподіл флори у ранньому карбоні був рівномірним, а в середньому та пізньому карбоні було три фітогеографічних зони: 1-тропічна, яка включала США, Південну та Середню Європу, Китай. Індонезію; 2-північна, або тунгуська, що охоплювала Північну Європу й Азію; 3 - Південна, або Гондванська, яка займала південні материки.

Історія сучасних континентів у карбоні

На початку раннього карбону більша частина планети мала вологий клімат, що залишався ще з пізнього девону. Ознаки зледеніння в Центральних Андах не міняють загальної картини. Зледеніння було гірським і відбувалось в зоні помірного вологого клімату, судячи зі знахідок в сусідніх районах одновікових вугленосних відкладів.

Середній та пізній карбон в зв'язку з горотворними процесами й регресією відбулась значна диференціація клімату. У відповідності з реконструкціями Н.М. Страхова на цей час існувало 5 кліматичних зон. Північна помірно-волога окреслювалась за вугленосними відкладами Караганди, Кузбасу, Екібістузу та Тунгуського басейнів. Південніше виділяється арідна зона. Її положення визначають гіпсоносні відклади, відомі в центральних й західних районах США; про верстки доломітів в середньому та верхньому карбоні Європейської частини СНГ, гіпсу й червоноколірних порід в Західному Казахстані, ангідриту в Тянь-Шані, гіпсу в Західному Китаї. Зона вологого тропічного клімату впевнено встановлена за вугленосними відкладами сходу США, західної та Південної Європи, Донбасу. В цій же зоні відомі поклади бокситу. Південна арідна зона пов'язується з виходами червоноколірних відкладів на півночі Сахари й в Бразилії. Нарешті, зона помірного холодного клімату визначається розповсюдженням тілітів в Гондвані.

Відповідно цій схемі екватор в середньому та верхньому карбоні проходив через Панамський перешийок, центральну частину Західної Європи, устя Дунаю та південне узбережжя Каспію. Південний полюс - в Атлантичному океані - на південний захід від південної Африки. М.М Страхов вважав зледеніння верхнього карбону Індії та Австралії гірським, що знаходилось в екваторіальній зоні. Інший варіант пале кліматичної зональності побудований з урахуванням палеомагнітних даних. Уявлення про клімат карбону обгрунтовано викопною фауною. В середньому карбоні простежено три палеофлористичні області - для зони тропічного клімату типова пишна і різноманітна деревинна рослинність - Вестфальська область. Розташування Тунгуської області визначається кордаїтовою тайгою - є сезонні кільця. Область помірного холодного клімату займала більшу частину Гондвани - малорослі папороті, що нагадували рослинність тундри.

Палеогеографічне районування моря не було таким чітким: Середземноморська й Кореальна провінції. Бореальна тісно пов'язана з Північноамериканською. В форельній області зникли фузулініди та колоніальні корали, з'явились нові родини брахіоподи.

Корисні копалини

Головне - широке вугленакопичення - в міжгірних та крайових прогинах герциніди та на платформах. 27% світових запасів. Донецький, Карагандинський, Кизелывський, Підмосковний, Екібастузький, нижні горизонти Кузнецького Мінусинського, Тунгуського басейнів.

Західна Європа: Польща, Чехія, Німеччина, Бельгія, Франція й Англія - «вугільний канал Західної Європи», Астурійський басейн в Іспанії. США - Аппалацький та Пенсільванській басейни.

Більше половини запасів нафти Волго-Уральської провінції пов'язані з карбоном; Оренбурзький газ.

Боксити: Тихвінське та Північно-Онезьке родовища. Родовища Китаю.

Свинець та цинк - родовища хребта Кара-тау та інші в Середній Азії, басейну р. Міссісіпі;

Мідь - Джезказган;

Залізна руда - гора Магнітна, Катарське, Сарбайське, Соколовське.

Золото - Уралу.

Пермський період

Загальна характеристика. Початок - 280, закінчення -235 млн. років тому, тривалість 45 млн. р. Це єдина з геологічних систем, яка виділена на території СНГ. Відклади пермі широко розповсюджені в Європейській Росії, під різними назвами відомі ще «рудознавцям», тому що з ними пов'язані поклади мірі, солей й соляні джерела. Ще в 1831 р. професор Гірничого кадетського корпусу Д.І. Соколов довів синхронність цих відкладів червоному пісковику Германії, а в 1839 році виділив їх в якості самостійної системи, але не дав їй назви. В 1841 р. російський геолог Г.П. Гельмерсен показав пермські відклади на геологічній карті Європейської частини Росії, використав назву «пермський пісковик».

Система була виділена в 1841 році англійським геологом Родеріком Мурчісоном, який і дав їй назву «пермська система». В СНГ пермська система поділяється на два відділи й сім ярусів. Їх стратотипи знаходяться в Передураллі та Європейській частині Росії. Але через значні відміни в складі пермських фауни і флори в різних районах світу, що викликане ізольованістю морських басейнів й контрастністю кліматичних умов, встановлення цих ярусів забруднене. Тому в Західній Європі, та Північній Америці прийняті інші схеми поділу пермської системи. По цій же причині вироблена самостійна шкала для пермських відкладів Тетісу.

Пермський період був часом, коли завершувався герцинський тектогенез. Серед порід, що формувались в цей час значна роль належала лагунним і континентальним відкладам. Серед лагунних порід поширені кам'яна та калійна солі, гіпси, доломіти, ангідрити, хемогенні та оолітові вапняки, які звичайно чергуються з тонко відмученими глинами та алевритами. Серед відкладів континентального походження виділяються піщано-глинисті строкаті та лімнічні вугленосні породи. З морських відкладів пермі розвинені конгломерати, пісковики, різноманітні, органогенні вапняки, сланці, піщано-глинистий фліш.

Вулканогенні породи у складі як морських так і континентальних формацій поширені в Західній Європі, Азії, на Уралі, займають величезні площі на Сибірській платформі.

Органічний світ та його особливості.

В морях були поширені форамініфери; замкові брахіоподи, гоніатіти, які досягли розквіту в ранній пермі, в пізній пермі змінились цератітами. Було багато пелеципод, гастропод, остракоди та конодонтів; а також риб, що опанували морські, прісноводні й солонуватоводні басейни.

Стегоцефали продовжували розквіт в ранній пермі, в пізній пермі згасли, поступившись місцем плазунам. Численні рештки цих тварин відомі в відкладах верхньої пермі Південної Африки, Північної Америки. На території Росії вони вперше знайдені в басейні Північної Двіни в 1895 р. В.П. Амалицьким, де знайдені хижаки, наприклад Inostrantsevia, так й великі незграбні травоїдні парейзаври. В кінці пермі вимерли фузулініди, чотирипроменеві корали, табулят, більшість брахіоподи, гоніатіти, ортоцератіти, древні представники голкошкірих, останні трилобіти, багато древніх риб й ряд хребетних.