Período Devoniano - D. Período Devoniano (Devoniano) Devoniano Superior

Durante o período Devoniano, as criaturas sem espinha dorsal continuaram a se desenvolver como antes, embora a velocidade de desenvolvimento não fosse a mesma do Siluriano. Os amonóides, com conchas em formato de espiral, descendem dos nautilóides, criando um grupo de moluscos bem preservados para os arqueólogos. Trilobitas e crustáceos começaram a morrer com o tempo, mas mesmo após o fim do Devoniano, ambas as criaturas conseguiram existir por mais de cem milhões de anos. Mudanças na fauna do período Siluriano deram boas condições para o desenvolvimento dos vertebrados, que foram os primeiros a andar na Terra.

Peixe ambulante.

Existe uma característica muito interessante no mundo animal do período Devoniano. Essa característica era que naquela época era muito um grande número de peixes com cabeça pesada e blindada. Os peixes blindados, ou placodermes, como também são chamados, são bastante difíceis de encontrar nos nossos tempos, mas na época um grande número de peixes desta espécie vivia na pluma do mar, em lagos e rios. A maioria desses peixes vivia bem no fundo, porque suas carapaças pesadas tornavam a natação um desafio difícil.
Bothrio-lepis é considerado um pla-coderme, um animal com escudo cefálico semicircular e nadadeiras anteriores (peitorais) estreitas. Esses animais usavam as nadadeiras dianteiras para manter o equilíbrio enquanto se moviam no fundo. Pterichthyodes é outro representante dos Pla-Coders, esse animal parece um peixe, nadando em uma armadura feita de ossos da qual sai apenas uma cauda. Ele também tinha nadadeiras peitorais alongadas, que provavelmente precisava para rastejar na lama dos lagos. Outro representante da espécie é um peixe pequeno do tamanho de um dedo, o Greenlandaspis. O habitat deste peixe é de água doce, esta espécie era muito difundida, os restos deste animal são encontrados apenas na Groenlândia, Austrália e Antártida.
Três agnatos Devonianos com diferentes formatos de concha. Drepanaspis (acima) e cephalaspis (esquerda) eram habitantes do fundo e tinham uma superfície achatada. parte inferior corpos e caudas triangulares em seção transversal. Pteraspis (à direita) tinha formato mais aerodinâmico e estava bem adaptado para uma vida bem-sucedida em mar aberto.

Fim da armadura.

Durante o período Devoniano, criaturas sem mandíbula, como muitas outras, desenvolveram conchas para proteção. As espécies de um grupo são os osteostracanos, essas criaturas são conhecidas pelo formato de sua cabeça, que lembra um casco, esses animais são frequentemente encontrados na forma de restos fósseis. Outro peixe típico desse período é o cephalaspis. Na cabeça ela tinha algo parecido com um escudo, esse escudo terminava em dois chifres curvados para trás, parecia um osso sólido. Cephalaspis tinha feixes de terminações nervosas nas laterais e na parte superior do escudo.
Outra criatura chamada drepanaspis, pertencia às criaturas blindadas e sem mandíbula. O escudo deste animal era quase redondo e esta criatura também tinha um focinho pontudo. Ao longo de várias dezenas de milhões de anos, essas criaturas viveram muito bem ao longo do tempo. Mas o tempo estava mudando, assim como os peixes ao seu redor, e ficou cada vez mais claro que a velocidade e a capacidade de manobra logo seriam mais importantes do que a blindagem.
Atingindo 60 cm de comprimento (incluindo a cauda em forma de lóbulo), o Acanthostega foi um dos maiores animais que viveram nas terras do Devoniano. À primeira vista, parecia uma espécie gigante de salamandra que ainda existe hoje, mas tinha muitas características semelhantes às dos peixes, incluindo uma cabeça aerodinâmica e um órgão sensorial chamado “linha lateral”, que os peixes modernos usam para detectar vibrações e movimentos. na água.

Respiração aérea.

No início do Devoniano, lagos e rios tropicais tornaram-se o lar do primeiro peixe pulmonado do mundo - um peixe que ainda tinha guelras, mas que também conseguia respirar ar se o oxigênio na água se tornasse insuficiente. Este dispositivo foi especialmente útil em águas quentes e estagnadas, onde outros peixes corriam constantemente o risco de sufocamento. Um dos primeiros peixes pulmonados, chamado Dipterus, é bem conhecido por restos fossilizados encontrados na Europa e na América do Norte. Atingia 50 cm de comprimento, tinha corpo cilíndrico e cauda bem levantada.

Barbatanas e membros.

Os peixes pulmonados pertenciam ao grupo dos lóbulos. Esses peixes tinham barbatanas enormes, o que lhes dava a aparência de membros. A presença de uma combinação de guelras e pulmões, bem como de nadadeiras semelhantes a membros, levou os biólogos a acreditar que esses peixes eram os ancestrais dos anfíbios. E, portanto, todos os vertebrados quadrúpedes. Mas se você olhar melhor, fica claro que essas criaturas podem nunca ter se mudado para terra firme. Hoje, um candidato a ocupar este importante lugar na árvore evolutiva é um grupo de peixes com nadadeiras lobadas - os peixes com nadadeiras lobadas. Dentre esses peixes, os Rhipidistia eram os mais comuns. Eustenopteron é um dos representantes da ripidistia. Peixe de 1,2 metros de comprimento e cabeça romba, esse peixe possui barbatanas dispostas como as de um anfíbio. Nos eustenópteros, o formato do crânio também é semelhante ao dos crânios dos anfíbios primitivos, o que é mais uma prova de sua relação e do fato de terem sido os ancestrais dos animais que se deslocaram para a terra.

Os primeiros anfíbios.

Existem muito poucos restos das primeiras criaturas anfíbias, ao contrário dos peixes. A maioria dos restos mortais de Ichthyostega foram encontrados na Groenlândia. Esta criatura tinha um corpo longo como o de um peixe, quatro pernas e uma cauda. Se você não levar em conta o fato de que essas criaturas tinham ancestrais que eram peixes, então elas tinham adaptações e habilidades suficientes para viver em terra. A respiração era feita pelos pulmões e pela pele, o esqueleto era forte e suportava a pressão do peso corporal, que se faz sentir com muita força ao sair da água. Não faz muito tempo, foram realizados estudos nos quais foi demonstrado que as patas do Ichthyostega não suportavam o peso do corpo por muito tempo. E isso levantou aos cientistas a questão de saber se essas criaturas eram tão hábeis quanto se pensava anteriormente. Os Ichthyostegas passavam a maior parte do tempo na água; eles só vinham à terra para escapar dos atacantes.
Segurando a centopéia firmemente em suas mandíbulas, o ictiostega se prepara para engolir sua presa. Teoricamente, com cerca de um metro de comprimento, era capaz de capturar muitos dos animais terrestres contemporâneos. No entanto, se ela realmente os caçava é uma questão de intenso debate, e alguns especialistas acreditam que, uma vez fora da água, ela era lenta demais para caçar.

Características gerais, unidades estratigráficas e estratótipos

O sistema Devoniano foi estabelecido em 1839 pelos famosos geólogos ingleses A. Sedgwick e R. Murchison na Inglaterra, no condado de Devonshire, que deu seu nome.

A duração do período Devoniano é de 48 milhões de anos, seu início é há 408 milhões de anos e seu fim é há 360 milhões de anos.

As seções Devonianas da Grã-Bretanha são compostas por fácies continentais e podem ser combinadas com estratótipos para distinguir estágios. Portanto desmembramento Sistema Devoniano foi realizado nas Ardenas, na Bélgica, França e nas montanhas de ardósia do Reno, na Alemanha. O sistema Devoniano é dividido em três divisões.

Na década de 60, pesquisadores tchecoslovacos propuseram distinguir os estágios Lochkoviano e Praga em vez dos estágios Zedino e Siegen, estabelecidos nas seções marinhas do Barrandova Trough, no Maciço da Boêmia, não muito longe de Praga, que eram perfeitamente caracterizados pela fauna. Aqui está também a fronteira reconhecida do Siluriano e do Devoniano, traçada entre os estágios Przydolian e Lochkoviano. Em 1985, a Subcomissão Internacional de Estratigrafia Devoniana recomendou os estágios Lochkoviano e Praga da República Tcheca como estágios tipo para o Devoniano inferior. Desde então, os geólogos têm usado precisamente esses estágios, embora os antigos estágios de Zhedino e Siegen, aproximadamente correspondentes a eles, não tenham sido formalmente abolidos. Isso explica o “poder duplo” na parte inferior da escala do sistema Devoniano. Seções típicas do sistema Devoniano são apresentadas nos diagramas IV e V, coloridos. sobre

Mundo orgânico

O mundo orgânico do período Devoniano era rico e diversificado. A vegetação terrestre fez progressos significativos. O início do período Devoniano foi caracterizado por uma ampla distribuição de “psiláfitas” (riniófitas), que atingiram sua maior prosperidade naquela época. Seu domínio é observado em paisagens pantanosas. No início do Devoniano Médio, os riniófitos desapareceram e foram substituídos por protossamambaias, que começaram a desenvolver formas semelhantes a folhas. A flora do Devoniano Superior foi chamada de archaeopteris, em homenagem à difundida samambaia heterosporosa Archaeopteris. No final do Devoniano, já existiam no planeta florestas constituídas pelas plantas listadas acima.

Os conodontes são de maior importância bioestratigráfica no Devoniano. Esses representantes dos cordados primitivos, surgidos no Cambriano Médio, já conquistaram posição dominante no Ordoviciano. No Devoniano Superior, foi observado seu segundo pico de floração. Os conodontes mudaram tão rapidamente no Devoniano que permitem distinguir mais de 50 zonas padrão em depósitos Devonianos com uma duração do período Devoniano de cerca de 50 milhões de anos. Este é um exemplo notável do uso de restos de organismos em rápida evolução para criar estratigrafia ultradetalhada. w Graptólitos (um gênero Monograptus, raramente encontrado no Devoniano Inferior) e cistóides sobrevivem no Devoniano; A diversidade de formas de trilobitas e nautilóides é drasticamente reduzida. Braquiópodes castelo (braquiópodes) da família dos espiriferídeos com o gênero principal Spirifer e pentamerídeos (gênero Pentamerus), corais de quatro raios e tabulados são comuns.

Significativos em sua importância são os cefalópodes: as ordens Goniatita, Ago-nyatita e Clymenia. Possuem linha septal simples com lobos sólidos pontiagudos e selas sólidas arredondadas (goniatita), ou com lobos e selas arredondados (agoniatita). Clymenia são um grupo específico de amonóides antigos, em que o sifão estava localizado mais próximo do lado dorsal, e não do lado ventral, como na maioria dos representantes da subclasse dos amonóides. Clymenia era característica exclusivamente do Devoniano Superior.

Pela primeira vez na história da Terra, os bivalves e alguns crustáceos inferiores começaram a desempenhar um papel importante, o que está associado à existência de numerosas bacias de salinidade anormal no Devoniano. Deve-se notar a abundância dos menores crustáceos - ostracodes e filópodes.

Para a estratigrafia dos sedimentos marinhos, os mais importantes são os conodontes, amonóides, braquiópodes, corais, tentaculitos e ostracodes. Os vertebrados começaram a adquirir importância crescente. Peixes sem mandíbula e especialmente peixes são comuns: peixes pulmonados, peixes blindados, peixes com nadadeiras lobadas, peixes cartilaginosos (tubarões, raias). Nas bacias de água doce e salobra, os peixes aparentemente já eram numerosos. Os primeiros anfíbios, os estegocéfalos, são conhecidos desde o Devoniano.

O desenvolvimento da terra por plantas e animais continuou. Entre estes últimos estão os escorpiões e as centopéias, que surgiram no Siluriano, além dos insetos sem asas.

Estruturas crustais e paleogeografia v

Durante o período Devoniano, não ocorrem alterações significativas na distribuição e contorno dos principais elementos estruturais da crosta terrestre criados pelo início do Devoniano (plataformas, cinturões geossinclinais e Caledonídeos). Isto é explicado pelo fraco desenvolvimento dos processos de dobramento no Devoniano, que se caracterizam pela baixa intensidade. Somente no final do período, em algumas áreas geossinclinais, apareceu a fase bretã de dobramento - o início da era hercínica da tectonogênese. A fase de dobramento bretão é estabelecida no noroeste da região geossinclinal do Mediterrâneo (Europa) (Península da Bretanha) e na região geossinclinal dos Apalaches do Sul. A dobradura da Caledônia levou à elevação não apenas das regiões Caledonides, mas também de muitas plataformas. No Devoniano Inferior, a regressão que começou no final do Siluriano atingiu o seu máximo. As áreas de destruição e demolição foram as Caledônidas e vastas áreas de plataformas. A sedimentação nas plataformas diminuiu acentuadamente, continuando apenas nas áreas limítrofes das Caledônidas. Esta fase é caracterizada por massas de água interiores com salinidade anormal. O regime marinho foi preservado em geossinclinais.

A partir do Devoniano médio, em muitas áreas do mundo, os movimentos ascendentes deram lugar à subsidência e desenvolveu-se uma nova transgressão. O mar avançou nas plataformas e penetrou nas Caledônidas.

No final do Devoniano Superior, na Era Fameniana, recomeçou o soerguimento das plataformas (fase bretã) e, a este respeito, alguma regressão do mar.

; Característica O Devoniano é a formação de depressões entre montanhas nas quais se acumulam sedimentos terrígenos continentais, predominantemente de cor vermelha e vulcânicos com espessura de vários milhares de metros. Os depósitos das depressões entre montanhas são agrupados em dobras ou planos. Em algumas depressões eles são rompidos por intrusões e metamorfoseados em graus variados. O aparecimento de depressões está associado ao surgimento e ativação de falhas, com movimentos de bloqueio característicos do Devoniano. A formação de tais depressões ocorreu durante a fase final - orogênica - do desenvolvimento dos geossinclinais.

O início do período Devoniano (Era Devoniana Inferior) merece plenamente o nome de era geocrática na vida da Terra, ou seja, uma época com predomínio do regime continental. Desde o Devoniano Médio, as áreas ocupadas pelos mares aumentaram, tanto nas plataformas como nas áreas geossinclinais. A área do terreno está diminuindo. Ao mesmo tempo, ocorre um nivelamento geral, uma peneplanação gradual dos continentes, bem como de áreas insulares espalhadas por áreas geossinclinais. Isto é evidenciado pela mudança quase universal da sedimentação terrígena, característica do Devoniano Inferior, para carbonática. Até o final do período Devoniano, o relevo montanhoso permaneceu mais estável nas regiões da Caledônia, mas mesmo lá, no final do período, revelou-se significativamente suavizado em alguns pontos, como evidenciado pelas camadas superiores de granulação fina relativa. de “antigo arenito vermelho” das Ilhas Britânicas, depressões de Minusinsk, etc.

A era Devoniana Superior, em contraste com o Devoniano Inferior, especialmente a sua primeira metade (idade Frasniana), foi uma época de desenvolvimento generalizado de transgressões marinhas, uma época de domínio predominante do mar sobre a terra. Essas eras da vida da Terra são chamadas de talassocráticas.

Restaurar a posição das zonas climáticas Devonianas é difícil, uma vez que a vegetação terrestre é escassa. Apenas os traços característicos de uma série de fácies continentais e lagunares do Devoniano permitem-nos tirar algumas conclusões paleoclimáticas, que, no entanto, são insuficientes para restaurar o quadro geral da zonação climática no período Devoniano.

Ao considerar as condições de formação do “antigo arenito vermelho”, muitos fatos apontam para o clima árido das depressões intermontanas onde esses sedimentos se acumularam. Aparentemente, a parte média da Placa Russa foi caracterizada por um clima seco e quente no Devoniano, como evidenciado pelo amplo desenvolvimento de sedimentos quimiogênicos lagunares (dolomita, gesso, etc.) aqui. A mesma precipitação marca uma zona de clima árido na Europa, que se estende de noroeste a sudeste. Outra evidência do clima Devoniano inclui os tilitos das Montanhas do Cabo, na África do Sul (30 m de espessura), com 500 km de comprimento. Não está claro se as acumulações de morenas associadas a esta glaciação são de origem continental ou montanhosa. Nenhuma outra manifestação de atividade glacial no Devoniano é conhecida.

Placa do Atlântico Norte (Laurentia)

Esta superplataforma combina a plataforma norte-americana, as Caledonides do Grampian Hersyncline e a plataforma do Leste Europeu (russa). Este enorme continente foi chamado de "Antigo Continente Vermelho" devido à distribuição dos depósitos de areia vermelha do Devoniano.

A parte americana da Placa do Atlântico Norte era terra seca no Devoniano Inferior. A partir da segunda metade do Devoniano iniciou-se a transgressão, atingindo o máximo no início do Devoniano Superior. Nas condições de mar quente e raso, sedimentos carbonáticos foram depositados e maciços de recifes foram localizados no oeste. O material de detritos começou a fluir das elevações no geossinclinal dos Apalaches. Depósitos de areia vermelha se espalham para oeste, o mar encolhe gradualmente, deixando para trás um continente deserto no final do período.

As condições continentais prevaleceram no território das Caledônidas britânicas no Devoniano. Os depósitos continentais da Inglaterra e da Irlanda são conhecidos como "Arenito Vermelho Velho". O antigo arenito vermelho é dividido em inferior, médio e superior, o que corresponde às três divisões do Devoniano.

A área clássica para o desenvolvimento do "antigo arenito vermelho" é a Escócia. No Devoniano Inferior, a cor vermelha brilhante e marrom das rochas de arenito vermelho inferior e a presença de arenitos feldspáticos indicam um clima árido. Os detritos das estruturas montanhosas circundantes foram transportados para as depressões da Escócia. Às vezes, pequenos lagos surgiam nas depressões, nas quais sedimentos mais finos eram depositados e habitados por crustáceos, peixes e crustáceos inferiores. Rochas vulcânicas estão presentes.

No Devoniano Médio, os depósitos de arenito vermelho inferior foram submetidos a dobramentos bastante intensos e à introdução de intrusões graníticas. O arenito vermelho superior (Devoniano Superior) cobre o arenito subjacente de forma inconformada. Os sedimentos tornam-se menos granulados, as rochas vulcânicas quase desaparecem e a espessura diminui (a espessura total do “antigo arenito vermelho” na Escócia é de 8 km). Os fósseis mais importantes no Devoniano da Escócia são os restos de peixes blindados e com nadadeiras lobadas e agnatanos semelhantes a peixes.

Nas Caledonidas do leste da Groenlândia, Escandinávia e arredores. Em Spitsbergen, também se formou melaço de cor vermelha com até 5 a 7 km de espessura.

Na plataforma do Leste Europeu (Russo), os depósitos Devonianos estão distribuídos por quase todo o território, exceto pelos escudos Báltico e Ucraniano e áreas de pequenos afloramentos de rochas do Paleozóico Inferior na superfície. No entanto, o Devoniano está exposto em áreas limitadas: no oeste da Europa Oriental - a Placa Russa (Campo Devoniano Principal), na parte central da Placa Russa ao longo dos vales dos rios (Campo Devoniano Central), bem como no Rio Dniester bacia e em Timan. O Devoniano Inferior é conhecido apenas nos estados bálticos e na bacia hidrográfica. As seções Dniester, média e superior são desenvolvidas em toda a Placa Russa.

Na parte oriental da placa russa, o Devoniano é semelhante ao Ural Ocidental em litologia, ciclicidade e características paleontológicas. Aqui o Devoniano Inferior está ausente, e o Devoniano Médio situa-se transgressivamente no embasamento ou em sedimentos do Proterozóico Superior e marca o início da transgressão do geossinclinal dos Urais. Os depósitos são claramente cíclicos: até quatro estágios de transgressão, seguidos de regressões de curto prazo. Bacias de água doce e salobra desenvolveram-se com restos de plantas, peixes, crustáceos inferiores (Esteria) e língula. Esses depósitos foram substituídos por depósitos argilosos-carbonatados com restos de fauna marinha: corais, estromatóporos, braquiópodes.

Durante o século Frasniano, a transgressão continuou. As camadas basais do novo ciclo - o horizonte Pashi de arenitos ocupam Grandes áreas no leste existem placas. Este é um importante horizonte produtivo de petróleo. O estágio Frasniano é caracterizado por calcários com um rico complexo de fauna marinha e rochas Domanik enriquecidas em matéria orgânica. As unidades terrígenas Devonianas formam os principais horizontes produtivos das províncias de petróleo e gás Volga-Ural e Timan-Pechora. Em Timan, as bauxitas são Devonianas. na idade.

No oeste, dentro do campo Devoniano Principal, são comuns os depósitos da metade superior do Devoniano com uma espessura de várias centenas de metros a 1 km. Apenas nas regiões mais ocidentais - na Lituânia e na Letónia - são conhecidos os depósitos do Devoniano Inferior - argilas variegadas com intercamadas de margas e restos de ictiofauna com inclusões de gesso e fissuras de dessecação na superfície do estrato. Estes são depósitos de uma bacia de secagem continental que substituiu o mar do Golfo Siluriano.

No Devoniano Médio, iniciou-se uma intensa subsidência, cobrindo vastas áreas. Predominam depósitos arenosos-argilosos variados e de cor vermelha, muitas vezes com estratificação cruzada. No século Frasniano, o mar penetrou no campo Devoniano Principal vindo do leste. Várias fácies foram depositadas: desde argilas com areia até sedimentos carbonáticos. Em alguns locais surgiram lagoas com dolomitas e lodos argilosos com gesso. A espessura dos sedimentos marinhos é variável - de 0 a 90 M. Pelecípodes e braquiópodes (uma espécie em grande número) são comuns na fauna do Mar Frásniano do campo Devoniano Principal. No final do século Frasniano, dentro do campo Devoniano Principal, novamente

No sudoeste da Plataforma do Leste Europeu, no vale de Pripyat, sedimentos arenosos-argilosos variados do Devoniano Médio (150-200 m) repousam na fundação e são substituídos acima pelo complexo salino do Devoniano Superior (3- 3,5km).

A grande espessura das rochas deste complexo, a presença de rochas vulcânicas em alguns pontos de sua composição indicam que o complexo em questão se formou em uma fenda vvv-dine - aulacógeno (aulacógeno Pripyat-Donets).

Existem duas fases na história geológica da parte oriental da Plataforma do Atlântico Norte. No início do Devoniano (primeira fase), a Plataforma da Europa de Leste foi submetida a drenagem, apenas existiam bacias residuais a oeste. Em meados do Devoniano, iniciou-se a segunda etapa - transgressiva. Novas falhas profundas surgiram e antigas falhas profundas reviveram, o que foi acompanhado de magmatismo e levou ao surgimento e ativação de aulacógenos. Elevações e subsidências em várias escalas foram formadas. Supõe-se que o plano estrutural moderno da plataforma foi estabelecido principalmente no Devoniano. Durante a transgressão, os escudos do Báltico e da Ucrânia funcionaram como elevações, mas as partes oriental e central da Plataforma da Europa Oriental, o aulacógeno de Pripyat-Donets e as regiões do Báltico afundaram.

Plataforma siberiana

Pequenos afloramentos Devonianos são observados na Plataforma Siberiana.

O Devoniano Inferior pode ser rastreado no extremo noroeste; os médios e superiores são mais difundidos. O sistema Devoniano na Plataforma Siberiana é representado por depósitos argilosos-carbonáticos variegados, frequentemente contendo gesso, menos frequentemente contendo sal, com raros restos orgânicos. Estratos argilosos e carbonáticos de cor cinza com fósseis marinhos são muito menos comuns. No sudoeste da plataforma, sedimentos semelhantes a formações coevas de depressões intermontanas acumularam-se nas depressões.

No Devoniano Inferior, quase toda a Plataforma Siberiana era terrestre. A transgressão começou "no Devoniano Médio, atingiu o máximo no Frasniano e terminou no Carbonífero Inferior. A Plataforma Siberiana é caracterizada por mares de golfo de salinidade anormal. A presença de sal-gema, gesso, anidrita e a cor vermelha do os sedimentos indicam um clima árido.No Devoniano, surgiram falhas na Plataforma Siberiana, a lava fluiu através delas em alguns lugares, pequenas intrusões foram introduzidas.Provavelmente, alguns tubos de kimberlito têm idade Devoniana.

Plataforma chinesa

Durante o Devoniano Inferior o máximo de A plataforma chinesa foi uma área de desnudamento. No Devoniano Médio e Superior, extensas transgressões afetaram as partes sul e oeste da plataforma. No início, o regime marinho era instável, pelo que os troços apresentam uma alternância de areias continentais e marinhas, posteriormente substituídas por sedimentos argilosos.

O território da plataforma no início do Devoniano era caracterizado por um tipo de desenvolvimento orogênico. Aqui, arenitos de quartzo continentais do Devoniano Inferior, conglomerados de quartzo e xistos vermelhos (espessura total de 1-1,5 km) cobrem as formações subjacentes com discordância estrutural. No Devoniano Médio e Superior, a transgressão se desenvolveu; Os depósitos desta época, muitas vezes sobrepostos às rochas devonianas, são representados por arenitos e siltitos, e sua espessura não ultrapassa centenas de metros. Isto mostra que no Devoniano Médio o desenvolvimento orogênico deste território deu lugar ao desenvolvimento de plataforma.

Gondwana

Uma parte significativa de Gondwana permaneceu elevada no Devoniano e foi sujeita a intenso desnudamento. Material terrígeno - produto da destruição de terras - acumulou-se em bacias marítimas rasas, que ocuparam áreas limitadas em todos os lugares, com exceção da América do Sul. Somente em América do Sul uma grande transgressão ocorreu no Devoniano Inferior. O Mar Devoniano penetrou na borda ocidental da Austrália, como evidenciado por sedimentos terrígenos alternando com depósitos carbonáticos, e estruturas de recife apareceram em alguns lugares.

A localização dos continentes no Devoniano Médio de acordo com o conceito de placas tectônicas é mostrada no diagrama XVIII, cor. sobre

História do desenvolvimento de cinturões geossinclinais

Como resultado do dobramento caledoniano passado, a região geossinclinal de Grampian deixou de existir, os Caledonides reduziram a área de outros geossinclinais, separaram cinturões geossinclinais e influenciaram outros processos geológicos.

Cinturão geossinclinal Ural-Mongol

No Devoniano, o cinturão Ural-Mongol é dividido em duas partes pelos Caledonides do macroistmo do Cazaquistão. Um deles inclui os geossinclinais de Ural e Tien Shan. A outra parte do cinturão - Ásia Central - está localizada entre as Caledonidas do macroistmo do Cazaquistão no oeste, as Caledonidas do sul da Sibéria e do Norte da Mongólia no norte e a plataforma chinesa na tradição.

Geossinclinal dos Urais. Afloramentos Devonianos são observados nas encostas oeste e leste dos Urais, de Pai-Khoi, no norte, até Mugodzhar, no sul. Na base da seção Devoniana da encosta ocidental dos Urais existem calcários maciços, muitas vezes reefogênicos (ver diagrama V, cor incl.). Nos calcários existem estruturas de algas, estromatóporos, corais, crinóides e braquiópodes. No Devoniano Inferior era uma barreira de recife no mar tropical do geossinclinal dos Urais.

O Devoniano Médio e Superior consiste em ciclos, cada um com erosão que cobre as rochas subjacentes e é representado por calcários com uma fina unidade de arenitos e argilas na base. As unidades basais de arenito geralmente contêm minérios de ferro e bauxitas. Na parte superior do ciclo inferior existe um horizonte peculiar - infradomaníaco, composto por calcários betuminosos cinza escuro, margas, xistos com conchas de bivalves, ostracodes e, menos comumente, goniatitos, muitas vezes intercalados. Na parte superior do ciclo Frasniano Inferior está Domanik - um horizonte de calcários pretos altamente betuminosos, cinza escuro, margas, xistos com nódulos e lentes de sílex. Pequenos elementos esqueléticos (tentaculitos) foram encontrados em rochas argilosas; conodontes, conchas de goniatitas, braquiópodes e pelecípodes foram encontrados em calcários. A espessura total do Devoniano Médio e Superior nos Urais Ocidentais é de 1,2 km.

O Devoniano da encosta ocidental dos Urais é representado por todas as três divisões, situa-se em conformidade com o Siluriano e é coberto por depósitos carboníferos. A seção está dividida em duas partes, correspondendo a duas etapas de desenvolvimento. A primeira etapa corresponde à regressão do Paleozóico Médio. Naquela época, nos Urais havia um mar tropical com recifes, e a oeste se estendia um enorme continente - o Antigo Continente Vermelho. A segunda etapa começou no Devoniano Médio. O mar do geossinclinal dos Urais avançou para a Plataforma do Atlântico Norte. A transgressão máxima ocorreu na era Frasniana. A ciclicidade dos sedimentos característica do Devoniano Médio - Superior sugere que a transgressão se desenvolveu no contexto de movimentos oscilatórios. A desaceleração da subsidência e a intensificação dos soerguimentos levaram à erosão dos depósitos anteriores e ao acúmulo de formações terrígenas.

As seções Devonianas dos Urais são bem caracterizadas paleontologicamente e tornaram-se referências para todo o mundo. São característicos do miogeossinclinal, pois não contêm vulcões, não são quebrados por intrusões, são reunidos em dobras simples e são fracamente metamorfoseados.

Os depósitos Devonianos na encosta oriental dos Urais formaram formações eugeossiclinais típicas. São formações predominantemente vulcânicas, as rochas sedimentares desempenham um papel subordinado e são representadas por arenitos, xistos argilosos e siliciosos, jaspe e calcários (espessura - 7-8 km). Eles são montados em complexos sistemas de dobras, perturbados por numerosas rupturas, penetrados por intrusões e altamente metamorfoseados. Esses depósitos fazem parte do chamado cinturão de pedras verdes dos Urais, limitado a oeste pela Falha Principal do Ural.

Partes sul e leste do Ural-Mongol cinturão geossinclinal. Os depósitos Devonianos predominam entre as formações Paleozóicas do Cazaquistão. No período Devoniano, uma parte significativa deste território pertencia aos Caledonídeos do macroistmo cazaque, dentro dos quais a sedimentação ocorreu em depressões intermontanas sob condições continentais. A leste do macroistmo existia um geossinclinal, onde se formavam espessos estratos de sedimentos de origem marinha. Ao longo da fronteira, que sofreu a subsidência do geossinclinal e do soerguimento dos Caledonídeos, surgiram numerosas falhas ao longo das quais fluiu o magma e ocorreram ejeções de material piroclástico. Eles formaram o cinturão vulcânico regional do Cazaquistão. Assim, três tipos de seções são distinguidos no Cazaquistão Central. Um deles - o trecho da região de Balkhash - caracteriza as condições geossinclinais. É dominado por arenitos e siltitos intercalados com calcários com uma fauna marinha rica e diversificada. Há uma mistura significativa de material vulcânico - evidência de vulcanismo em áreas adjacentes. A presença de arenitos de granulação grossa, conglomerados, descontinuidade de camadas individuais ao longo do curso, vestígios de erosão, achados de restos vegetais - tudo isso indica flutuações no nível do fundo do mar e a existência de ilhas que foram sujeitas à erosão. A abundância de vários restos orgânicos, a presença de formas marinhas, muitas vezes tamanhos grandes As conchas de braquiópodes e pelecípodes são evidências de um mar quente e raso de salinidade normal. A espessura dos depósitos do trecho chega a 5 km.

Caledonides da região dobrada de Altai-Sayan. A maior parte da zona da Caledônia no sul da Sibéria e da Mongólia é caracterizada pelo acúmulo de espessos estratos de rochas Devonianas em vales entre montanhas, sobrepostos a um embasamento pré-Devoniano dobrado e limitados por falhas. Predominam sedimentos vermelhos continentais e formações vulcânicas.

Os sedimentos de origem marinha são representados por finos pacotes de rochas arenosas-argilosas cinzentas e carbonáticas com restos de braquiópodes, corais, briozoários e crinóides. Este é o resultado de ingressões (penetração do mar em áreas baixas da terra mais próxima) que ocorreram no Devoniano Médio e Superior. Também raramente, em quantidades subordinadas, ocorrem depósitos de bacias internas de salinidade anormal (rochas carbonato-argilosas com restos de bivalves, gastrópodes, lingules, conodontes, ostracodes, filópodes, peixes).

Os depósitos devonianos das depressões entre montanhas são enormemente espessos, fracamente metamorfoseados, reunidos em dobras simples e interrompidos por pequenas intrusões. Um exemplo de tal seção é o Devoniano das depressões de Minusinsk, atingindo uma espessura de 3 a 9 km. São arenitos e siltitos predominantemente de cor vermelha com fissuras de secagem, gliptomorfoses em sal-gema e lentes de gesso. A seção é caracterizada por uma ciclicidade clara: a parte inferior (grossa) de cada ciclo é composta por sedimentos continentais de cor vermelha, e a parte superior (fina) é composta por sedimentos lagunares-marinhos de cor cinza. No Devoniano Inferior e Médio, as formações vulcânicas terrestres são generalizadas.

As formações Devonianas da encosta nordeste da Serra Salair têm um caráter diferente. No início do Devoniano, o território de Kuzbass, segundo M.A. Rzhonsnitskaya, era a parte marginal de uma região geossinclinal, que era limitada do sul e do leste pelas estruturas montanhosas da Caledônia. No início e início do Devoniano Médio, uma bacia marítima aberta ocupava a parte sudoeste deste território e comunicava-se livremente com os mares geossinclinais Ural-Tien Shan e Altai. A grande espessura de sedimentos no mar relativamente profundo desta época (cerca de 4,5 km) indica um afundamento significativo do fundo da bacia marítima. Os depósitos do Devoniano Inferior e Médio do nordeste de Salair são representados principalmente por calcários cinza e cinza escuro com uma rica fauna marinha de braquiópodes, corais, estromatóporos, crinóides, conodontes, tentaculitos, cefalópodes, bivalves, briozoários, peixes, ostracodes, etc. argilitos, siltitos, arenitos. A composição da fauna e a presença de grandes estruturas recifais indicam condições climáticas quentes. No final do Devoniano Médio, a bacia marítima começou a ficar rasa e os sedimentos terrígenos começaram a predominar. Nos arredores de Kuzbass, a atividade vulcânica começou na Era Givetiana na forma de erupções subaquáticas e terrestres. No final do Devoniano Médio, houve um soerguimento geral da Serra Salair e um afundamento significativo do território entre ela e o Kuznetsk Alatau, seguido pela formação da depressão Kuznetsk. No Devoniano Superior, as condições marinhas foram restauradas nos arredores norte e noroeste de Kuzbass; na margem sudoeste (Salair), a sedimentação no final do Devoniano Médio - Superior não ocorre mais.

Este cinturão experimentou uma subsidência intensa e significativa no Devoniano. Na parte central Europa Ocidental permaneceu um maciço médio - a elevação (bloco) franco-tcheca ou moldanubiana. O nome vem dos rios Moldávia e Danúbio - nome antigo Danúbio. Este maciço médio surgiu como resultado da dobradura do Baikal. Ao norte e ao sul desta elevação, as rochas vulcânicas desempenham um papel significativo na composição Devoniana. Depósitos arenosos-argilosos podem ser rastreados no norte e depósitos carbonáticos no sul.

Os maiores afloramentos do Devoniano são conhecidos nas Ardenas e nas Montanhas de Ardósia do Reno, onde foram identificados estratótipos de vários estágios do sistema Devoniano.

Nas Ardenas, os depósitos Devonianos cobrem as rochas Cambrianas com uma clara discordância estrutural causada pelo dobramento Caledoniano. Aqui, o Devoniano Inferior é composto por produtos da erosão do maciço de Brabante - conglomerados e arenitos arcósicos, dando rapidamente lugar a uma espessa camada alternada de arenitos polimíticos e xistos vermelhos. Com base no estudo dos braquiópodes, distinguem-se os estágios Zhedino, Siegen e Emsian. Acima encontra-se uma camada de xisto argiloso com lentes de calcário, que os geólogos belgas atribuem ao estágio regional Kuveniano. Os estágios Givetiano e Frasniano são representados por calcários com restos de tabulata, rugosa, braquiópodes, goniatitos e conodontes. O Estágio Famenniano é composto por xistos argilosos com climenia. A espessura total do Devoniano é de pelo menos 7 km.

A baía do mar do Paleozóico Médio existia no leste da elevação (bloco) Moldanuba, na área de Praga. Aqui no Barrandova Trough, em homenagem ao notável paleontólogo I. Barrand, os depósitos Devonianos recobrem conformavelmente as rochas Silurianas. A seção de depósitos do vale de Barrandova não ultrapassa 450-500 m de espessura, o que se explica pelo acúmulo de sedimentos na base rígida do maciço médio. O troço é composto por calcários com intercamadas de xistos calcários e caracteriza-se por uma fauna marinha rica e diversificada. Na parte inferior da seção existem estratótipos dos estágios Przydolian, Lochkovian e Praga.

Na região geossinclinal do Pacífico Ocidental no Devoniano, formaram-se três tipos de seções: eugeossiclinal, miogeossiclinal e típica de maciços médios.

Na zona eugeossiclinal da costa do Pacífico, no nordeste da Ásia, acumularam-se estratos de composição spilita-diabásio, sedimentos siliciosos, arenosos e carbonáticos. O mesmo tipo de trecho pode ser traçado nas ilhas japonesas, onde o Devoniano é representado por ceratófiros, lavas básicas, seus tufos, xistos e calcários com espessura total de até 3 km. Em todos os lugares, os depósitos Devonianos coincidem com os do Siluriano.

Nos maciços médios (Omolon, Khanka e Bureya), em condições terrestres ou marinhas rasas, formaram-se estratos relativamente finos de sedimentos arenosos-argilosos e carbonáticos, bem como lavas de composição ácida e intermediária. Eles se encontram com uma discordância angular acentuada nas formações subjacentes.

A história geológica da parte australiana da região geossinclinal do Pacífico Ocidental é mais complexa. Duas zonas são distinguidas aqui: oriental - eugeossiclinal e ocidental - mio-geossiclinal. Na zona ocidental do Devoniano Médio, a sedimentação foi interrompida pela fase de dobramento e pela intrusão de intrusões granitóides. No Devoniano Superior, formaram-se aqui depressões orogênicas, nas quais se acumularam estratos terrígenos vermelhos e variados, às vezes vulcanogênicos. Na zona oriental manteve-se o regime eugeossiclinal.

Na região geossinclinal do Pacífico Leste no Devoniano, bem como no Ordoviciano e no Siluriano, formaram-se tipos de seções miogeossinclinais e eugeossinclinais, a segunda das quais é desenvolvida de forma limitada - na Cordilheira Ocidental. O dobramento da Caledônia aqui levou à perda do Devoniano Inferior das seções. Vulcânicos do Devoniano Médio-Superior, rochas siliciosas e arenosas (3 km) situam-se de forma discordante em formações mais antigas. Depósitos marinhos arenosos-argilosos miogeossiclinais (3-4,5 km) são característicos da América do Sul. Sem dúvida, a manifestação da dobra caledônica no norte dos Andes, onde está associada a introdução de intrusões ácidas.

Minerais

Apesar da pobreza da vegetação terrestre, o seu desenvolvimento levou à formação das primeiras jazidas industriais de carvão da história da Terra no período Devoniano.

Deve-se notar que a divisão em dois membros do Carbonífero (seções inferior e superior), correspondente às fácies marinha e continental deste sistema na Europa Ocidental, América e Ásia, está atualmente em discussão e, aparentemente, será estabelecida. Somente na Plataforma do Leste Europeu o regime marinho foi preservado durante todo o período. Portanto, nesta região o sistema foi dividido em três seções e quase todas as camadas foram instaladas aqui (com exceção das duas inferiores). Devido à falta de uma nova proposta de estratigrafia do Carbonífero aprovada no Congresso Geológico Internacional, os autores apresentam um esquema previamente conhecido.

A flora do Carbonífero é chamada de "antracófita". A vegetação carbonífera, morrendo e sendo soterrada, formou as maiores acumulações de carvão da história da Terra.

Os mares carboníferos são caracterizados pelo rápido desenvolvimento de foraminíferos, que às vezes desempenhavam o papel de organismos formadores de rochas (calcários fusulinos). Vale destacar a ordem Fusulinida - grandes foraminíferos, cujos acúmulos especialmente significativos são observados na região do Volga.

Entre outros invertebrados do Carbonífero, alguns corais de quatro raios - Lonsdaleia, Caninia e tabulados - Chaetetes, Syringopora, Michelinia tiveram grande importância. Alguns grupos de braquiópodes floresceram no Carbonífero. Particularmente típicos são os productídeos - Productidae e os espiriferídeos - Spiriferidae. Numerosos ouriços-do-mar. Freqüentemente, matagais de crinóides apareciam no fundo do mar.

Os conodontes são de grande importância estratigráfica, especialmente para o Carbonífero Inferior, entre os quais muitos novos gêneros surgiram no Carbonífero. O nível mais preferido para traçar a fronteira entre o Devoniano e o Carbonífero é a base da zona conodonte de Siphonodella sulcata. o Dos cefalópodes, destaca-se a ordem dos amonóides com estrutura simples de partições - goniatitos e agoniatitos. A linha do lóbulo e a escultura da concha dos goniatitos tornam-se mais complexas. Bivalves e gastrópodes eram abundantes. Os bivalves habitavam não só os mares, mas também bacias de água doce. Os menores crustáceos - ostracodes - tinham distribuição semelhante.

Condições climáticas favoráveis ​​​​e vegetação exuberante determinaram a abundância de artrópodes terrestres: aranhas, escorpiões, baratas, libélulas (às vezes com envergadura de até 1 m). Numerosos peixes viviam nos mares Carboníferos. Uma variedade de anfíbios (estegocéfalos) habitavam as margens de lagos e matas florestais.

No final do Carbonífero, os estegocéfalos deram origem aos primeiros répteis - os répteis. As características progressivas dos répteis (cobertura córnea que protege o corpo da perda de umidade; reprodução por ovos postos em terra) permitiram-lhes penetrar profundamente nos continentes.

Para a estratigrafia dos sedimentos marinhos do Carbonífero, os mais importantes são os conodontes, os foraminíferos (fusulinídeos), os goniatitos e os braquiópodes. A determinação da idade dos sedimentos continentais baseia-se no estudo de restos vegetais, bem como de complexos de esporos e bivalves de água doce.

Estruturas crustais e paleogeografia

No Carbonífero, Laurentia, as plataformas Siberiana e Chinesa e a superplataforma Gondwana continuaram a existir nos continentes modernos. Entre eles estavam o geossinclinal dos Apalaches, os cinturões geossinclinais do Mediterrâneo, dos Urais-Mongóis e do Pacífico.

Após uma pausa no Devoniano, a crosta terrestre é coberta por uma nova onda de movimentos tectônicos que constituem a era hercínica da tectonogênese ou dobramento hercínico (do antigo nome Hercynia - montanhas Harz na Alemanha). As seguintes fases do dobramento hercínico são geralmente distinguidas. A primeira delas (D3-C]), a fase bretã, apareceu de forma limitada no final do Devoniano. Fechou o geossinclinal Innuit. A fase dos Sudetos foi atribuída ao final do Carbonífero Inferior. Manifestou-se de forma mais significativa no norte do cinturão geossinclinal do Mediterrâneo, no território do geossinclinal dos Apalaches e no cinturão Ural-Mongol. Portanto, nessas regiões e partes adjacentes das plataformas, o Carbonífero Médio e Superior são representados por melaços, muitas vezes continentais e carboníferos, preenchendo vales marginais e intermontanos. A fase asturiana surgiu no final do Carbonífero Médio; Ural - no início do início do Permiano; Trans-Alskaya - no final do início - início do final do Permiano e Palatinado - no final do Permiano - início do Triássico.

A dobra hercínica fechou várias áreas geossinclinais e quase todo o cinturão Ural-Mongol. O cinturão geossinclinal do Mediterrâneo, que encurtou significativamente após o dobramento hercínico, é geralmente chamado de região geossinclinal de Tétis.

Todas as plataformas do Hemisfério Norte, juntamente com os Hercínides adjacentes, fundiram-se em uma enorme plataforma (superplataforma) Laurásia. A dobradura hercínica levou a um aumento no tamanho de Gondwana como resultado da extinção do regime geossinclinal no sul das montanhas do Atlas e nas montanhas do leste da Austrália.

A dobra hercínica foi acompanhada por intenso magmatismo efusivo e intrusivo, que, por sua vez, esteve associado à formação de depósitos minerais.Os movimentos tectônicos reviveram em áreas de dobramento mais antigo. Em partes das Caledônidas adjacentes às Hercínidas, esses movimentos foram acompanhados pelo derramamento de efusivos e pela introdução de intrusões. As áreas de dobramento hercínico são muito caracterizadas por depressões marginais, que se formaram durante a fase orogênica de desenvolvimento dos geossinclinais ao longo de sua fronteira com as plataformas. Devido ao fato de que as primeiras fases da dobra hercínica foram muito fortes e o planeta foi dominado pela compressão da crosta terrestre, o rifteamento não era típico do Carbonífero e do início do Permiano Inferior. Uma exceção a esse respeito é o aulacógeno de Pripyat-Donets.

A regressão, que começou no final do Devoniano, foi duradoura e estável dentro de Gondwana, onde o cenário continental persistiu durante todo o Carbonífero Inferior. Nos continentes setentrionais, no início do Carbonífero, recomeçou a transgressão que, além das plataformas pré-cambrianas, cobriu algumas áreas dos Caledonídeos, significativamente niveladas pelo desnudamento. Os mares ocuparam parte das Caledonidas no território da Inglaterra, a parte oriental da Europa Oriental, a parte ocidental das plataformas norte-americanas (canadenses) e uma pequena seção da plataforma siberiana adjacente ao Yenisei. A partir do final do Carbonífero Inferior, à medida que se desenvolveram as dobras e a construção de montanhas, grandes áreas em geossinclinais tornaram-se livres do mar. Ao mesmo tempo, todas as plataformas do Hemisfério Norte foram gradualmente libertadas do mar. A exceção é a Plataforma do Leste Europeu, onde o mar permaneceu até ao final do período, apenas ligeiramente reduzido em tamanho. No final do Carbonífero, a terra dominava as plataformas siberiana, chinesa e canadense. Em Gondwana, pelo contrário, a área marítima se expande e as águas do mar penetram na bacia amazônica, no norte da África e no sudoeste da Austrália.

No Carbonífero Inferior, ainda não é observada uma diferenciação acentuada em zonas climáticas. O amplo desenvolvimento da flora de lepidodendros amantes da umidade e do calor indica um clima uniforme e úmido na maior parte da superfície da Terra. Na segunda metade do Carbonífero, diferenças distintas são encontradas entre a flora de lepidodendros da região florística da Vestefália (equatorial), por um lado, e as floras Tunguska (temperado do norte) e glossopteria (temperado do sul), por outro.

Na região da Vestefália o clima era úmido e quente, e nas regiões de Tunguska e Glossopteria era temperado e frio. Os processos de construção e regressão de montanhas levaram a essa diferenciação climática. No final do Carbonífero e início do Permiano, ocorreu uma extensa glaciação em Gondwana.

A localização dos continentes no Carbonífero Superior, compilada de acordo com o conceito da nova tectônica global, é mostrada no diagrama XIX, cor. sobre

História do desenvolvimento das plataformas Plataforma do Atlântico Norte (Laurentia)

Inicialmente Período Carbonífero Na Plataforma do Atlântico Norte, as condições que existiam no Devoniano Superior foram geralmente preservadas. Os depósitos do Carbonífero Inferior (Tournaissiano e Visée) são representados predominantemente por rochas carbonáticas de origem marinha. No final do início do Carbonífero Médio, em conexão com o desenvolvimento da dobra hercínica, que se manifestou no cinturão geossinclinal do Mediterrâneo e no geossinclinal dos Apalaches adjacente à plataforma, a natureza da sedimentação em Laurentia mudou dramaticamente. Portanto, no oeste, na parte norte-americana da plataforma, os sedimentos da Pensilvânia são representados por estratos carboníferos de origem paralítica. Nas Caledonidas britânicas, os estratos carboníferos da mesma idade em sua parte superior acumularam-se parcialmente sob condições límbicas.

No leste da plataforma Laurentiana, uma bacia marinha continuou a existir no Carbonífero, como decorre da análise do trecho da região de Moscou. Caracteriza-se pelo predomínio de rochas carbonáticas com numerosos restos de foraminíferos, braquiópodes, corais, bivalves (pelecípodes), gastrópodes, equinodermos e, por vezes, goniatitos. Esta secção é um exemplo de sedimentos de plataforma típicos acumulados numa bacia marinha quente. O regime marinho foi perturbado duas vezes: durante a acumulação de estratos carboníferos no Visean e no início do Carbonífero Médio, o que resultou na ausência de depósitos da fase Bashkiriana (ver diagrama VI, cor incl.). No leste, as rochas terrígenas de Vize - um análogo dos estratos carboníferos da região de Moscou - são um dos horizontes produtivos mais importantes da província petrolífera do Volga-Ural.

Plataforma siberiana

Durante o período Carbonífero, as condições continentais prevaleceram na maior parte da Plataforma Siberiana. No início do Carbonífero Inferior, o mar penetrava apenas nas margens noroeste e nordeste da plataforma. Sedimentos carbonáticos com várias centenas de metros de espessura acumularam-se aqui. No Carbonífero Médio e Superior, a maior parte da plataforma esteve envolvida em subsidência, com exceção da sua margem sul e do maciço de Anabar. Em lagoas marginais, lagos, pântanos, em terraços de várzea e espaços pantanosos de interflúvios, onde se acumulou uma vegetação exuberante dominada por cordaites, areias, siltes, argilas e turfeiras, que posteriormente formaram camadas de carvão. A flora do Paleozóico Superior da Sibéria é melhor estudada na bacia de Kuznetsk, portanto, a idade dos sedimentos hospedeiros é determinada por comparação com a seção Kuzbass.

Plataforma chinesa

Durante o período Carbonífero, a parte sul da Placa Chinesa era dominada pelo mar. Aqui predominou o acúmulo de sedimentos carbonáticos. No Carbonífero Médio, a plataforma norte sofreu transgressão. Quando o mar avançou para este território, como resultado da nova lavagem da crosta meteorológica formada durante o Carbonífero Inferior, depósitos de bauxita e minérios de ferro. Acima dela encontra-se uma formação paralítica contendo carvão com centenas de metros de espessura.

A área da plataforma no início do Carbonífero era uma área de demolição. No Carbonífero Médio e Superior, estratos carbonáticos acumularam-se aqui com camadas intermediárias de sedimentos continentais arenosos-argilosos e carboníferos com uma espessura total de várias centenas de metros.

Gondwana

Grande parte do Gondwana no Carbonífero, assim como no Devoniano, manteve sua posição elevada. Somente no início do Carbonífero as partes marginais do supercontinente experimentaram subsidência.

Nessa época, o mar existia no norte da parte africana do Gondwana, onde penetrava a partir do cinturão geossinclinal do Mediterrâneo. Houve acúmulo de areias, argilas e sedimentos carbonáticos, e em alguns locais a formação de recifes. O mar também ocupou a parte ocidental da parte australiana de Gondwana. No oeste acumularam-se principalmente sedimentos carbonáticos, no sudeste - sedimentos terrígenos.

As rochas continentais e lagunares do Carbonífero Inferior têm distribuição ainda mais limitada no Gondwana. No norte da África, formaram-se ao longo da periferia da bacia marítima e são representados por sedimentos arenosos-argilosos com restos vegetais. No leste do Brasil, os estratos terrígenos contendo camadas intermediárias de carvão são da mesma idade. No Carbonífero Médio, o mar penetrou no Nordeste do Brasil e na bacia amazônica. No Nordeste do Brasil formou-se uma camada de arenitos, siltitos, rochas silicioso-argilosas e calcários de até 250 m de espessura.Os sedimentos da bacia do rio Amazonas se distinguem pela presença de camadas de anidritas, gesso e sal-gema, indicando periodicidade salinização da bacia marítima. No norte da parte africana de Gondwana, ocorreu uma regressão no Carbonífero Médio, e aqui se formaram estratos carboníferos.

O Carbonífero Superior foi marcado pela extensa glaciação de Gondwana. Os tilitos são conhecidos na África, Madagascar, Hindustão, Austrália, América do Sul e Antártica, onde fazem parte da série Gondwana de depósitos continentais (Carbonífero Superior - Cretáceo Inferior). No sul, África Central e em Madagascar, os tilitos (400 m) são formados por seixos e blocos não selecionados e variavelmente arredondados (até 2 m de diâmetro) de rochas pré-cambrianas, que são cobertos por estrias glaciais e cimentados por material arenoso-argiloso. Nas camadas argilosas existem restos de peixes, moluscos e crinóides - evidências de penetração de curto prazo no mar. Os tilitos repousam sobre uma superfície irregular, polida glacialmente e com cicatrizes.

A ampla distribuição de tilitos é uma confirmação indubitável do resfriamento geral em Gondwana no Carbonífero Superior. Um clima quente, a julgar pelas descobertas de sedimentos vermelhos do Carbonífero Superior, existia apenas no norte da África.

A unidade do continente Gondwana, além das condições climáticas, também é comprovada pelo complexo geral da flora do Paleozóico Superior e restos de répteis.

História do desenvolvimento de cinturões geossinclinais Cinturão geossinclinal Ural-Mongol

Dentro do cinturão Ural-Mongol no Carbonífero Inferior, havia os geossinclinais Ural, Tien Shan, Dzungar-Balkhash, Zaisan e Mongólia, separados uns dos outros por áreas de dobras caledônicas e mais antigas.

A história geológica destes geossinclinais, a partir do Carbonífero Médio, é diferente devido às diferentes manifestações das primeiras fases do dobramento hercínico neles.

Geossinclinal dos Urais. Os depósitos carboníferos são comuns nas encostas oeste e leste dos Urais.

A seção Carbonífera da margem ocidental dos Urais é contínua, representada pelas três seções. O troço é dominado por calcários com uma fauna diversificada. Sedimentos deste tipo foram formados nas condições de uma bacia marítima quente, que se estendia mais para oeste até a Plataforma do Leste Europeu. A espessura total é de 0,5-1,3 km. Esta é uma seção miogeossiclinal típica (não há rochas vulcânicas, nem intrusões, metamorfismo fraco, as rochas são coletadas em dobras simples).

No trecho localizado a leste (encosta oriental dos Urais), todas as três seções do Carbonífero também estão presentes (ver diagrama VII, cor incluída). A seção é composta por rochas terrígenas: arenitos, xistos; no Carbonífero Médio e Superior aparecem camadas intermediárias de rochas de granulação grossa e conglomerados. As rochas são frequentemente estratificadas ritmicamente e contêm camadas de depósitos siliciosos, carbonáticos e tufáceos. Espessura 2,7-3,7 km. Sedimentos deste tipo acumularam-se na parte mais flácida do geossinclinal.

O Carbonífero Inferior das seções orientais é caracterizado pela presença de poderosas formações vulcânicas. A espessura do Carbonífero Inferior chega a 3,5 km. Este é um tipo de seção eugeossinclinal, que caracteriza a parte de desenvolvimento mais ativo do geossinclinal. O Carbonífero Médio é representado por depósitos clásticos de até 1 km de espessura, com intercamadas de rochas carbonáticas, estando frequentemente presentes espessas intercamadas de conglomerados e acúmulos de restos vegetais. Tudo isso indica as elevações hercínicas a leste do geossinclinal dos Urais, que forneciam material clástico ao mar localizado a oeste. O carbono na encosta leste é agrupado em dobras complexas, perturbado por numerosas descontinuidades, derretido e penetrado por intrusões, e altamente metamorfoseado.

Geossinclinal Dzhungar-Balkhash. Na primeira metade do Carbonífero Inferior, o geossinclinal Dzhungar-Balkhash foi ocupado por uma bacia marinha rasa, na qual se acumularam sedimentos silício-argilosos e siliciosos e material tufáceo trazido das ilhas.

Devido à manifestação da fase de dobramento do Médio Visean na segunda metade do Carbonífero Inferior, o mar foi preservado no sudeste do geossinclinal; Numerosos vulcões surgiram em seu noroeste. A próxima fase de dobramento - pré-Carbonífero Médio - levou à extinção das condições geossinclinais neste território, portanto o Carbonífero Médio e Superior são representados principalmente por estratos vulcanogênicos continentais. O mar existia no extremo sudeste, onde se formaram sedimentos terrígenos com uma mistura significativa de material vulcanogênico.

Na bacia de Kuznetsk, a seção Carbonífera é completa, bem caracterizada paleontologicamente e é referência para a Sibéria Central e áreas adjacentes.

Os estágios Tournaisiano e Visean em Kuzbass são compostos por carbonato marinho e sedimentos terrígenos de até 1 km de espessura. Caracterizam-se por uma variedade de vestígios orgânicos, o que permitiu correlacionar estes depósitos com as divisões de estratótipos das fases Tournaisiana e Visiana da Europa Ocidental.

Acima está uma formação carbonífera (até 5-8 km de espessura), na qual arenitos cinzentos e siltitos são repetidamente intercalados, e camadas de carvão são de importância secundária. A idade desta formação carbonífera vai do Serpukhoviano ao final do Permiano inclusive. A formação carbonífera é caracterizada por um rico complexo flora fóssil, em que predominam os cordaítas, e também contém restos de bivalves (pelecípodes), cracas, peixes e insetos. A parte inferior da formação, no limite do Carbonífero Inferior e Médio, contém um horizonte de arenitos calcários com fauna marinha.

A formação carbonífera é dividida em séries, subséries e formações. Esta divisão é baseada em dados litológicos e alterações na secção das assembleias de plantas e bivalves de água doce. Porém, devido à singularidade da fauna e da flora, a comparação partes diferentes a formação carbonífera com camadas e até divisões de escala geral é condicional. A formação carbonífera contém cerca de 300 camadas de carvão com uma espessura total de 5 a 8 km. Depois de uma baía rasa e quente no Carbonífero Inferior, na qual se acumularam sedimentos carbonáticos e terrígenos, a partir do Carbonífero Médio esta baía tornou-se inundada e o carvão acumulou-se.

Região geossinclinal dos Apalaches

Na parte norte do geossinclinal dos Apalaches, a fase acadiana de dobramento é fortemente evidente, de modo que a história do Carbonífero das partes norte e sul do geossinclinal é diferente. No norte, depósitos espessos (mais de 6 km) do tipo melaço, em grande parte contendo carvão, acumularam-se em depressões entre montanhas. O acúmulo de espessos estratos arenosos-argilosos na parte sul do geossinclinal no final do período do Mississippi foi interrompido pela dobramento hercínico. Na área que faz fronteira com a Plataforma Norte-Americana, um vale marginal se desenvolveu na época da Pensilvânia e foi preenchido com melaço contendo carvão.

Cinturão geossinclinal mediterrâneo

A seção Carbonífera dos Hercínídeos da Europa Ocidental foi estudada mais cedo do que em outras regiões e, portanto, tornou-se uma referência no desenvolvimento do esquema estratigráfico do sistema Carbonífero. Dinant (Tournais, Vise) é representado por formações geossinclinais típicas (ver diagrama VII, cor). Em algumas áreas é uma espessa camada de xistos argilosos uniformes com camadas intermediárias de arenitos, xistos siliciosos e, em alguns lugares, rochas vulcânicas. Nas áreas que gravitam em direção à fronteira com a Plataforma do Atlântico Norte, trata-se de calcários contendo numerosos restos de corais e braquiópodes, nos quais se baseia a divisão do Dinantiano nos estágios Tournaisiano e Viseu (nomeados em homenagem às cidades de Tournai e Vise na Bélgica). .

Após a fase de dobramento dos Sudetos, acompanhada pela introdução de intrusões, um país montanhoso surgiu no extremo norte do cinturão geossinclinal do Mediterrâneo. A sedimentação ocorreu em depressões entre montanhas, onde se formaram estratos límnicos contendo carvão.

Nos séculos da Namúria e da Vestefália, o mar permaneceu apenas na fronteira da estrutura montanhosa e da plataforma Laurentiana. Aqui se formou um típico vale marginal, estendendo-se do sul da Inglaterra até o norte da França, Bélgica, Alemanha, sul da Polônia e norte da Tchecoslováquia, e formou-se o paralítico melaço contendo carvão. A sua acumulação cessou no Stephanian, quando, como resultado da fase de dobramento asturiano, esta área foi envolvida em soerguimento.

Cinturão geossinclinal do Pacífico

Na região geossinclinal do Pacífico Ocidental, os mesmos três tipos de seções são distinguidos no Carbonífero e no Devoniano. O tipo de seção eugeossiclinal é característico da parte interna do geossinclinal, gravitando em direção à costa oceano Pacífico. Em Kamchatka, nas Terras Altas de Koryak e no Japão, espessos estratos vulcânico-silícios e, em alguns lugares, flysch formaram-se no Carbonífero. Muito mais amplamente desenvolvido na zona externa do geossinclinal é o tipo de seção miogeossiclinal, que está bem representado na região de Verkhoyansk e na bacia hidrográfica. Kolyma. Aqui os calcários se acumularam durante o passeio, e a partir da era Visean começou a formação do complexo terrígeno de Verkhoyansk, que continuou até o final Período Jurássico. A espessura dos depósitos de carvão nessas áreas chega a 3-4 km. O terceiro tipo de seção carbonífera, relativamente fina (até 700 m), distribui-se nos maciços médios; é composto por formações carbonato-terrígenas e andesito-basálticas.

Na região geossinclinal do Pacífico Leste, a zona eugeossinclinal se distingue apenas no norte na forma de uma faixa estreita ao longo da costa do Pacífico, do Alasca ao México. Aqui, no Carbonífero, formaram-se sedimentos siliciosos e argilosos, calcários, lavas e tufos de composição predominantemente andesítica. Na zona miogeossiclinal, devido à manifestação da fase de dobramento bretã, os depósitos do Mississippi em todos os lugares situam-se de forma acentuadamente inconformada em formações mais antigas. Na Cordilheira da América do Norte são representados por sedimentos terrígenos marinhos, ao longo da fronteira com a plataforma - rochas carbonáticas. Devido à forte manifestação da fase de dobramento dos Sudetos, os sedimentos da Pensilvânia são de distribuição limitada, situam-se de forma inconformada nas rochas subjacentes e são representados por conglomerados e arenitos de granulação grossa.

Na parte sul-americana da região geossinclinal em consideração, a fase de dobramento bretão foi acompanhada pela introdução de intrusões graníticas; levou à ascensão Andes Centrais, que durou todo o Carbonífero Inferior e até a glaciação das montanhas. Nessa época, melaço variegado com camadas de carvões, lavas e tufos de composição ácida acumulavam-se nas depressões entre montanhas; Em alguns locais este melaço é substituído por areias, argilas e calcários formados em condições marinhas. Na Pensilvânia, formaram-se calcários com camadas intermediárias de argila, que foram substituídas ao longo da fronteira com a plataforma por sedimentos continentais de cor vermelha.

devoniano foi a época dos maiores cataclismos do nosso planeta. Europa, América do Norte e Groenlândia colidiram entre si, formando o enorme supercontinente norte Laurásia. Ao mesmo tempo, enormes massas de rochas sedimentares foram empurradas para cima do fundo do oceano, formando enormes sistemas montanhosos no leste da América do Norte e na Europa ocidental. No final do período, o nível do mar caiu. O clima aqueceu e tornou-se mais extremo ao longo do tempo, com períodos alternados de chuvas fortes e secas severas. Vastas áreas dos continentes ficaram sem água.

Mundo orgânico

No início do período Devoniano, uma grande variedade de peixes apareceu na Terra. Entre eles estavam peixes com conchas e escamas ósseas: com e sem mandíbula; ambos com esqueleto cartilaginoso e com crista óssea. As barbatanas de alguns peixes consistiam em raios duros, enquanto outros eram carnudos e musculosos.

Os peixes sem mandíbula do Devoniano (agnates) não tinham mandíbulas ou dentes reais. Seus esqueletos não eram ósseos, mas cartilaginosos, mas a maioria deles era coberta por uma concha óssea. Essas criaturas são chamadas de peixes blindados. Parece que os ossos surgiram inicialmente como uma capa protetora e só então se transformaram em um esqueleto de suporte. Durante o período Devoniano, desenvolveram-se espécies em que a concha consistia em uma série de listras intercaladas com escamas menores. Isso proporcionou aos peixes maior flexibilidade e mobilidade na água. A maioria dos peixes blindados eram pequenos, mas alguns atingiam 1,5 m de comprimento.

Os placodermos enchiam lagos, rios e oceanos, caçando presas que antes eram demais para qualquer predador. Tubarões antigos com barbatanas largas e corpos aerodinâmicos cortam rapidamente as águas dos mares Devonianos. Seus dentes afiados eram constantemente substituídos por novas fileiras que cresciam atrás das antigas. Parentes dos tubarões, as raias, deslizavam silenciosamente sobre o fundo do mar, perseguindo peixes e mariscos desavisados. Simultaneamente aos tubarões, um grupo ainda mais promissor de peixes começou a se espalhar pelos mares - os peixes ósseos (osteichthyans). A maioria dos peixes modernos pertence a este grupo. Nestes peixes, à medida que crescem, os esqueletos cartilaginosos são substituídos por esqueletos ósseos. Além disso, os peixes ósseos apresentam outra vantagem extremamente importante: a chamada bexiga natatória.

A partir do momento de seu aparecimento, os primeiros peixes ósseos começaram a evoluir em duas direções principais e foram divididos em peixes com nadadeiras raiadas e peixes com nadadeiras lobadas. Hoje, tudo o que resta destes últimos são peixes pulmonados e raros celacantos. A maioria dos peixes ósseos modernos pertence a peixes com nadadeiras raiadas.

A maioria dos peixes ósseos primitivos engolia ar na superfície da água. Os finos vasos sanguíneos que revestiam suas gargantas absorviam oxigênio diretamente do ar. Com o tempo, os primeiros peixes ósseos desenvolveram pulmões que podiam se encher de ar, e surgiram narinas pelas quais inalavam esse ar. Mais tarde, na maioria dos grupos de peixes ósseos, os pulmões foram transformados em bexiga natatória, mas para muitos habitantes dos pântanos permaneceram inestimáveis ​​​​precisamente como reservatório de oxigênio. A maioria dos peixes ósseos primitivos engolia ar na superfície da água. Os finos vasos sanguíneos que revestiam suas gargantas absorviam oxigênio diretamente do ar. Com o tempo, os primeiros peixes ósseos desenvolveram pulmões que podiam se encher de ar, e surgiram narinas pelas quais inalavam esse ar. Mais tarde, na maioria dos grupos de peixes ósseos, os pulmões foram transformados em bexiga natatória, mas para muitos habitantes dos pântanos permaneceram inestimáveis ​​​​precisamente como reservatório de oxigênio.

Durante o período Devoniano, a terra até então sem vida foi gradualmente coberta por um tapete de vegetação verde que rastejava do mar. No início do Devoniano, a terra era uma coleção de continentes nus e áridos, cercados por mares e pântanos quentes e rasos, e no final, vastas áreas já estavam cobertas por densas florestas virgens. Eles cresceram em uma área pantanosa perto da beira de um pequeno lago. Naquela época já existiam vários grupos de plantas vasculares. As mais comuns eram as ripias. Outro grupo de plantas primitivas deu origem às plantas de musgo, das quais evoluíram os musgos modernos. Ao longo do período Devoniano, tornaram-se maiores e mais numerosos, até que finalmente se transformaram em enormes árvores pantanosas de carvão, com até 38 m de altura.

Gradualmente, áreas de terra ao longo das margens dos lagos e artérias de água ficou coberto por matagais cada vez mais densos de plantas. Estava ficando cada vez mais escuro lá. As plantas, para receber mais luz, tiveram que se esticar para cima, ultrapassando as vizinhas em crescimento. Era necessário um forte apoio. Com o tempo, as plantas começaram a produzir tecidos lenhosos e surgiram as primeiras árvores.

Toda essa vegetação exuberante deixou para trás uma massa de madeira morta e folhas, cujas pilhas poderiam rapidamente obstruir toda a floresta. Inúmeras bactérias processaram tudo o que morreu. Foi assim que a primeira camada de solo se formou gradualmente.

Durante o período Devoniano mundo vegetal tornou-se cada vez mais complexo e diversificado. Surgiram as primeiras samambaias, musgos e cavalinhas e, em meados do Devoniano, muitas plantas começaram a se afastar gradativamente da beira da água. No entanto, estas plantas antigas ainda precisavam de água para fertilizar. E somente no final do período Devoniano as primeiras plantas com sementes apareceram na Terra - samambaias com sementes.

Leonid Tikhomirov 2010

Tectônica. Devoniano é um período de relativa paz tectônica. Havia quatro oceanos, três continente principal e vários pequenos. A massa de terra estava significativamente fragmentada e estava quase inteiramente localizada no Hemisfério Ocidental (Fig. 15). No Sul hemisfério Ocidental Gondwana está localizada, ao norte estão a Euramerica, a Sibéria e pequenos maciços. Os continentes aproximaram-se, os oceanos situados entre eles (Rhea, Ural e Paleotethys) diminuíram de tamanho. A Euramerica incluía Laurentia, Báltica e Avalonia (plataforma oriental da América do Norte), bem como a Armórica submersa (parte antiga da Europa Ocidental). Perto da Euramérica ficavam a Península Ibérica e a Sibéria semi-submersas. O relevo da Euramérica distinguia-se pelo seu desmembramento: grandes bacias localizavam-se entre sistemas montanhosos da idade caledónia. Essas bacias ou foram inundadas pelos mares e nelas foram depositados calcários, ou secaram, o que levou ao acúmulo de sais.

No final do Devoniano, o Gondwana monolítico surgiu no sul do Hemisfério Ocidental, unindo as plataformas Hindustão, Australiana, Antártica, Africana e Sul-Americana. No Hemisfério Oriental fica o oceano Panthalassa, sob cujas águas se ergueram fragmentos da plataforma chinesa submersa como ilhas.

Arroz. 15. Oceanos e terras do Devoniano Inferior

Mundo orgânico. Devon é a idade dos peixes. O tamanho dos animais aumentou, o maior predador marinho - o peixe blindado Dinichthys - ultrapassava os 10 m de comprimento.No final do Devoniano, quase todos os peixes sem mandíbula desapareceram, apenas lampreias e peixes-bruxa sobreviveram até hoje. Os peixes com mandíbula foram divididos em grupos: tubarões blindados, nadadeiras raiadas, nadadeiras lobadas, tubarões verdadeiros e peixes pulmonados. Entre os invertebrados marinhos, os moluscos mantiveram grande importância: braquiópodes e cefalópodes. Novos grupos surgiram entre os cefalópodes: amonóides e nautilóides. Recifes gigantes foram construídos por corais (rugosa, tabulata) e estromatoporados. A estrutura das plantas terrestres mudou - surgiram tecidos lenhosos fortes e órgãos semelhantes a raízes. No Devoniano médio, há cerca de 375 milhões de anos, surgiram comunidades florestais. As primeiras plantas semelhantes a árvores eram semelhantes a esporos: licófitas, samambaias, cavalinhas. No final do Devoniano surgiram as primeiras gimnospermas, as cordaites. No Devoniano Superior, surgiram possíveis predecessores dos vertebrados quadrúpedes terrestres - os peixes panderichthyid. No final do Devoniano Superior, espalharam-se os primeiros animais quadrúpedes - anfíbios com guelras e pulmões - estegocéfalos. Artrópodes, anfíbios e alguns gastrópodes (ou gastrópodes) viviam em terra. No Devoniano Superior ocorreu uma extinção em massa, afetando mais de 50% das espécies animais.

Período Carbonífero

T
ectônica. Todas as terras ficavam no Hemisfério Ocidental. Como resultado da convergência dos continentes, iniciou-se a dobradura hercínica. A Euramerica aproximou-se de Gondwana, e o Oceano Reia praticamente fechou, tornando-se uma das baías de Paleotethys. Do norte, a Sibéria e o Cazaquistão quase se juntaram à Euramérica, o que levou ao desaparecimento do Oceano Ural. Assim, no Carbonífero, iniciou-se a formação do grandioso supercontinente Pangéia - ainda não incluía apenas as plataformas siberiana e chinesa, que eram representadas por ilhas dispersas (Fig. 16).

Figura 16. Oceanos e terras do Carbonífero Superior

Após a unificação das antigas plataformas, restou essencialmente apenas um oceano - Panthalassa. A partir daí, o oceano Paleotethys penetrou na Pangéia como uma baía gigante vinda do leste. No final do Carbonífero, os blocos da Pangéia ainda estavam separados em muitos lugares por longos e profundos estreitos e baías. O maciço de Gondwana mais uma vez se encontrou no Pólo Sul - começou a glaciação de Gondwana. Ao mesmo tempo, o clima quente e úmido permaneceu dentro da Euramérica - aqui acumulavam-se ativamente reservas gigantescas de turfa, que mais tarde se transformaram em carvão.

Mundo orgânico. As florestas desenvolveram-se rapidamente e o teor de oxigênio atmosférico atingiu seu pico em toda a história da Terra - 35%. Árvores de esporos e gimnospermas cresciam nas florestas. Samambaias arbóreas, musgos arbóreos - lepidodendros e sigillaria, cavalinhas arbóreas - calamitas se destacaram em tamanho e diversidade. Gimnospermas - cordaítas, bem como formas arbóreas e arbustivas de glossopteridiaceae, tornaram-se difundidas. Havia uma diversidade crescente de tubarões e peixes ósseos nos oceanos. A terra era povoada por artrópodes gigantes. Seus representantes marinhos eram os eurypterídeos, em particular o Gibbertopterus de Scouler, que atingia 3 m de comprimento (o maior artrópode de toda a história da Terra). Pulmonoscorpions (até 70 cm de comprimento) e antigas aranhas fenadoras viviam em terra. Surgiram os primeiros habitantes voadores do planeta - libélulas gigantes, com envergadura de até 1 m.Anfíbios como os antracossauros (seu representante - Sylvanerpeton) se espalharam pela terra. As características de anfíbios e répteis foram combinadas pela eucritta. Quase um verdadeiro réptil foi a lissia Westlotian. Finalmente, surgiram os primeiros répteis ovíparos verdadeiros - Paleotiris e Hylonomus Lyell. No Carbonífero Superior, os tetrápodes ovíparos se dividiram em dois ramos: répteis e sinapsídeos. Entre os principais invertebrados marinhos, os representantes dos foraminíferos (protozoários unicelulares) - fusulinídeos, destacaram-se pela diversidade de formas, o comprimento de suas conchas carbonáticas chegava a 3 cm.A principal importância pertence aos briozoários, braquiópodes, crinóides, ouriços-do-mar, corais (tabulados e rugosos). Bivalves e gastrópodes se desenvolveram. No final do Carbonífero, ocorreram mantos de gelo.

O período Devoniano é o quarto período da era Paleozóica na história geológica do nosso planeta. Este é um momento de rápido desenvolvimento do sistema biológico e de sérios cataclismos. Os acontecimentos ocorridos naquela época tiveram uma influência extraordinária no desenvolvimento da vida terrena subsequente. Este é o período da formação do solo, do desenvolvimento de novas formas e espécies de seres vivos, da sua dinâmica conquista de terras, do início da formação de húmus e depósitos minerais.

Sistema Devoniano

Este termo foi identificado pela primeira vez pelos cientistas – os ingleses Adam Sedgwick e Roderick Murchison – em 1839 em Devonshire, daí o nome do período. Com a ajuda de estudos radiológicos, foram estabelecidos os tempos (420-350 milhões de anos atrás) e a duração do período Devoniano, que é de cerca de 60 milhões de anos. Em 1845, os cientistas alemães irmãos Zandberger, tendo realizado divisões das camadas nas Ardenas e nas montanhas do Reno, formaram a primeira divisão do sistema. Sobre este momento O Devoniano é dividido em três períodos e sete etapas, que sofreram algumas alterações desde os primeiros experimentos.

Fósseis - indicadores da época

Paleontologia é a ciência da vegetação, fauna e geologia de períodos passados. Restos extraídos das camadas rochosas de sua época servem como indicador de sua época. Tenha uma ideia correta do clima, das condições de vida dos organismos, da sua evolução e adaptação às ambiente natural, que mudava constantemente sob a influência de cataclismos, os fósseis ajudam. O período Devoniano é a época das primeiras samambaias, dos primeiros animais terrestres, plantas portadoras de esporos, bivalves, trilobitas, peixes, corais, dos primeiros insetos terrestres e anfíbios.

Começar

O período geológico do Devoniano é caracterizado como a era do domínio da terra, que surgiu como resultado da regressão do mar. Após uma série de terremotos e erupções vulcânicas Período inicial, os mares nas dobras dos geossinclinais Ural-Tien Shan, Cordilheira e Tasmânia foram significativamente reduzidos, cujas depressões foram gradualmente preenchidas com areia e seixos que se formaram durante a erosão da terra. Como resultado, formaram-se enormes áreas de arenito vermelho. Numerosos rios que transportam sedimentos para os mares formaram deltas pantanosos, muito convenientes para a vida e o desenvolvimento. várias formas e tipos de seres vivos. Os territórios da Plataforma da Europa Oriental, Sayan Ocidental e Cazaquistão Central tornaram-se secos. Como resultado da colisão da Europa Oriental e da América do Norte, formou-se o continente da Laurússia.

Tempo de cataclismos

Durante o período Devoniano Médio, o mar recomeçou a avançar. Isto foi facilitado pela ativação de vulcões. A terra começou a submergir novamente. O geossinclinal Ural-Tien Shan tornou-se mais amplo. Grandes partes das plataformas da Europa Oriental e da Sibéria foram inundadas, e o mar também encheu algumas áreas das plataformas norte-americanas e australianas. Paralelamente, as plataformas africana e sul-americana permaneceram secas.

O período geológico Devoniano terminou com a plataforma siberiana deslocando-se completamente para a terra e formando o continente Angarida, na África a área marítima diminuiu e a América do Sul foi completamente libertada do mar.

Condições climáticas

O período Devoniano da era Paleozóica é caracterizado por condições climáticas secas e quentes, o que contribuiu para a evaporação da umidade e diminuição da área dos reservatórios. Um clima árido desértico se estabeleceu na maioria dos continentes. Desertos e semidesertos formaram-se em terra e a concentração de sal nos mares aumentou. Foi estabelecida uma zonação climática, mais pronunciada do que no início da época.

A análise química dos vestígios desse período permitiu estabelecer uma escala aproximada de temperaturas características da época. O território da moderna Europa Oriental e dos Urais estava localizado na faixa equatorial, e a Transcaucásia estava nos trópicos.

O período Devoniano em sua fase final é caracterizado por um clima mais ameno e úmido e um enfraquecimento dos processos vulcânicos. As condições estabelecidas tornaram-se adequadas para o desenvolvimento da terra pelos organismos vivos.

Sem mandíbula e blindado

A atividade vulcânica, a redistribuição da terra e do mar, os fenômenos cósmicos e atmosféricos levaram a extinção em massa seres vivos que apareceram em anteriores períodos geológicos. Houve uma revolução de espécies na terra e no mar. Mas o maior renascimento ocorreu no mundo dos peixes. Os cientistas chamam esta parte da era Paleozóica de Era dos Peixes.

Os peixes agnados não tinham mandíbulas nem dentes, a parte frontal do corpo era coberta por um esqueleto ósseo, o que era uma grande vantagem na luta pela sobrevivência. Um dos peixes fósseis blindados, Diniztis, tinha uma cabeça terrível com uma “bolsa” de pedra com cerca de um metro de comprimento. Os peixes viviam em reservatórios, movendo-se ao longo do fundo com a ajuda de barbatanas afiadas - espinhos. Posteriormente, os peixes blindados sem mandíbula foram extintos, dando lugar a parentes ossudos e com nadadeiras lobadas, mas alguns deles sobreviveram até hoje. Estas são lampreias oceânicas e peixes-bruxa. Esses antigos predadores, é claro, se livraram da carapaça pesada e, no resto de sua estrutura e modo de vida, lembram muito seus ancestrais.

Peixe ósseo

Peixes com armadura pesada deram lugar a descendentes mais leves e ágeis, com cauda flexível e nadadeiras poderosas. Eles tinham poderoso mandíbulas desenvolvidas e escamas finas. Os primeiros peixes ósseos são os osteichthyans e são os ancestrais da maioria dos peixes modernos. Os pulmões dos osteichthys, com esqueletos ósseos em vez de cartilaginosos, foram equipados com um novo órgão importante - uma bexiga de ar. Os ancestrais dos tubarões e raias modernos também apareceram durante o período Devoniano. Os peixes gradualmente se dividiram em peixes com nadadeiras raiadas (a maioria dos peixes modernos) e peixes com nadadeiras lobadas.

Numa época em que a terra e os corpos de água se substituíam constantemente, peixe com barbatanas lobadas conseguiu manter uma vitalidade invejável. Suas nadadeiras renasceram em uma espécie de pincel, com a ajuda da qual os peixes rastejavam facilmente de um local seco para outro corpo d'água. Além disso, esses anfíbios tinham a capacidade de respirar tanto na terra quanto na água, e adquiriram o nome de peixes pulmonados. Atualmente, algumas espécies de peixes pulmonados são encontradas na América do Sul e na África – locais sujeitos a secas frequentes. EM oceano Índico Não faz muito tempo, uma espécie antiga de peixe foi descoberta - o celacanto com nadadeiras lobadas.

Conquista de terras

No início do Devoniano, a superfície da Terra era uma coleção de continentes rochosos nus adjacentes a pântanos rasos e mares. Gradualmente, o clima quente e úmido teve um efeito benéfico no desenvolvimento da vegetação. Animais e plantas começaram a conquistar em massa novos espaços. Muitos restos de invertebrados artrópodes foram descobertos nos xistos argilosos do sistema Devoniano. Insetos primitivos instalaram-se nas primeiras plantas; ácaros em miniatura alimentavam-se de folhas verdes com seiva vegetal. Esses insetos e ácaros foram caçados pelos mesmos ancestrais em miniatura das aranhas. A vida estava a todo vapor!

Novos habitantes dos mares

O mundo subaquático passou por ainda mais mudanças. Além de inúmeras espécies de peixes, os moluscos invertebrados também foram desenvolvidos durante o período Devoniano. Só existem 56 gêneros de bivalves nascidos naquela época, além destes há 24 gêneros de corais e 28 de cefalópodes. No fundo do mar, trilobitas, tabulados, equinodermos e vários gastrópodes levavam um estilo de vida ativo. Os braquiópodes, especialmente espécies como os espiriferídeos e os atripídeos, atingiram seu florescimento máximo.

Ancestrais dos anfíbios

Foi o período Devoniano que preparou todos os pré-requisitos para a transição dos habitantes dos reservatórios para a terra. As características de novas espécies de predadores marinhos, bem como o desenvolvimento ativo de peixes de respiração dupla com nadadeiras lobadas, confirmam isso. Um imponente residente do Devoniano é o Escorpião Câncer, o ancestral dos escorpiões modernos. Esses predadores tinham um corpo longo que terminava em uma cauda com uma longa ponta, membros em forma de remo para nadar e pernas para atacar a costa, onde podiam caçar pequenos insetos. Acredita-se que essas criaturas usavam conchas em formato de espiral nas costas, que serviam de guelras para elas. O final do período Devoniano é a época do aparecimento dos primeiros anfíbios, chamados de estegocéfalos.

Os estegocéfalos são uma espécie de tipo composto de anfíbios, répteis e peixes. Externamente, pareciam lagartos ou salamandras modernas, mas com casca dura. Os tamanhos dos primeiros anfíbios são muito diversos - desde pequenos, de vários centímetros, até enormes indivíduos de quatro metros.

Mundo vegetal

As primeiras algas que se adaptaram à vida nas margens dos reservatórios surgiram no período Siluriano e continuaram a existir no Devoniano Inferior. As rinófitas não possuíam sistema radicular ou brotos folhosos. Gradualmente, o clima quente e úmido do Devoniano permitiu que eles degenerassem em musgos, cujos matagais se tornaram cada vez mais densos. Para garantir os processos vitais, as plantas se aproximaram do sol e cresceram mais altas. Para fornecer suporte elevado, era necessário um tronco denso, semelhante a uma árvore. Os caules macios começaram a ficar lenhosos e a se transformar nos primeiros arbustos e árvores. Durante o período Devoniano tardio, a terra já era ocupada por florestas densas e altas, que em alguns locais atingiam até 38 metros. As espécies de plantas também se tornaram mais diversificadas; junto com musgos, cavalinhas e samambaias coexistiram. Os Rinias perderam a vantagem e foram extintos no final do período.

Animais e plantas no período Devoniano desenvolveram com sucesso a terra, mas ainda assim sua existência dependia significativamente da água, e o desenvolvimento ativo de novos territórios ocorreu a uma curta distância das margens dos reservatórios. Lugares significativamente afastados dos mares permaneceram vazios e desabitados. E só no final do período surgiram as samambaias com sementes, que se tornaram os ancestrais das plantas com sementes. Um mundo vegetal cada vez mais complexo surgiu, viveu e morreu. Muitas folhas caídas e madeira foram processadas por microorganismos. Com a evolução da flora e da fauna, formou-se a primeira camada de solo.

Minerais do período Devoniano

A era Paleozóica é a época do nascimento de muitos depósitos minerais tão importantes para a humanidade no período moderno. No Devoniano, em locais com alta umidade, formaram-se óxidos de manganês e hidróxidos de ferro. As regiões da Sibéria Oriental revelaram-se ricas nestes elementos. Os territórios do moderno Uruguai, Argentina, Austrália, bem como alguns lugares no nordeste e no sul da Ásia, revelaram-se preenchidos com calcários de recife. Os depósitos de carvão mais antigos do planeta, as camadas de petróleo e gás na região dos Urais, na Rússia, e nas regiões petrolíferas dos EUA, Canadá e Oriente Médio também pertencem ao período Devoniano.

Em locais de alta umidade, formaram-se depósitos de sais de potássio. Processos vulcânicos ativos levaram ao acúmulo de minérios de pirita de cobre, chumbo e zinco, além de ferro e manganês. Foi assim que se formaram ricos depósitos dos Urais, do Norte do Cáucaso, do Tartaristão e do Cazaquistão central. Surtos de magmatismo levaram à formação de tubos de kimberlito com diamantes.

Período Devoniano: principais acontecimentos

Resumindo, podemos destacar os principais acontecimentos do Devoniano, que influenciaram significativamente o desenvolvimento do mundo no futuro:

• Principais massas continentais identificadas
• Formação de cobertura verde do solo.
• Evolução das plantas, surgimento de novas formas e espécies.
• Metamorfoses no mundo dos peixes.
• O nascimento dos pulmões, o aparecimento dos peixes pulmonados e os primeiros anfíbios.
• Formação da primeira camada de solo.
• Origens dos maciços minerais.