Палеогеография девонского периода в истории земли

Министерство образования и  науки РФ

ФЕДЕРАЛЬНОЕ  ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ  ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ  УЧРЕЖДЕНИЕ 

ВЫСШЕГО  ПРОФЕССИОНАЛЬНОГО  ОБРАЗОВАНИЯ 

«НОВОСИБИРСКИЙ  ГОСУДАРСТВЕННЫЙ  ПЕДАГОГИЧЕСКИЙ  УНИВЕРСИТЕТ»

ИНСТИТУТ  ЕСТЕСТВЕННЫХ И СОЦИАЛЬНО-ЭКОНОМИЧЕСКИХ НАУК

КАФЕДРА ФИЗИЧЕСКОЙ ГЕОГРАФИИ И ТУРИЗМА

 

 

 

 

ПАЛЕОГЕОГРАФИЯ ДЕВОНСКОГО ПЕРИОДА  В ИСТОРИИ ЗЕМЛИ

Курсовая работа по дисциплине: Геология

 

 

 

 

 

Выполнил студент группы 450

 

А.А. Григорьев        ___________

(подпись, дата)

Направление подготовки: Естественнонаучное образование

 

Профиль: «География»

 

Форма обучения очная

 

Научный руководитель

Канд. геол.-минерал. наук, доцент И.А. Порошина

______________

(подпись)

_____________

(оценка)

«___» ________ 20__г.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Новосибирск 2012

СОДЕРЖАНИЕ

Введение…………………………………………………………………………..3

1. Стратиграфическое расчленение  девонского периода ………………...4

2. Палеотектонические и палеогеографические  условия………………....6

3. Климатическая зональность……………………………………………….17

4. Органический мир…………………………………………………………..21

Заключение……………………………………………………………………...27

Список  использованных источников………………………………………..28

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

ВВЕДЕНИЕ

Палеогеография – наука, изучающая физико-географические обстановки, их динамику, источники (факторы) этой динамки - изменения климата, тектонические движения - на поверхности Земли в геологическом прошлом.

Палеогеография  является:

1. Частью исторической геологии, которая дает материал для изучения истории развития земной коры и Земли в целом;
2. Частью общей физической географии, изучающей физико-географические условия прошлого для понимания современной природы Земли.

Восстановление  геологической истории является важнейшей задачей, которая может  быть решена при наличии палеогеографического метода.

Палеогеографический метод использует изучение состава  горных пород, их происхождение, включений  окаменелостей. Применение этого метода позволило восстановить рельеф, климат, условия осадконакопления, развитие материков и океанов в девонский  период.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

1. Стратиграфическое расчленение  девонского периода

 

Девонский период начался 408 (по данным французских геологов 410) млн лет назад и закончился 360 млн лет назад. Следовательно, продолжительность периода составляет около 50 млн лет [1].

Расчленение девонской системы  было проведено в Арденнах на территории Бельгии, Франции и Рейнских Сланцевых  гор в Германии. Девонская система  подразделяется на три отдела (табл. 1).

Таблица 1.

Общие стратиграфические  подразделения 

девонской системы по [1]

Отдел	Ярус
Верхний	Фаменский D3fm Франский D3f
Средний	Живетский D2žv Эйфельский D2ef
Нижний	Эльский D1e Пражский D1p Лохковский D1l

 

Граница между силуром и девоном  в настоящее время является единственной официально принятой Стратиграфической  комиссией Международного геологического конгресса [1]. Ввиду того, что в начале девонского периода продолжалась обширная регрессия, начавшаяся еще в силуре, возникло множество разнообразных фациальных обстановок с разнохарактерной фауной. Это сильно затрудняет расчленение и сопоставление разрезов. Ввиду этого ярусное деление нижнего девона Рейнской области основано на морской фауне, а соответствующих по возрасту отложений Англии - на остатках рыб, встречающихся в лагунно-континентальных отложениях. Они представлены прибрежными фациями и трансгрессивно залегают на отложениях кембрия (отсюда вытекают трудности в определении точной границы с силуром). В стратотипе нижняя часть представлена конгломератами Фепан мощностью 10-40 м, аркозами Эбб мощностью 30 м и сланцами Мондрешон с прослоями песчаников [1]. В песчаниках и сланцах находятся богатые комплексы Брахиопод. В верхней части располагаются красные и бордовые сланцы с небольшими известковыми конкрециями, появляются прослои красных и зеленых песчаников и кварцитов. Общая мощность около 750 м. Они охарактеризованы остатками рыб.

Эйфельский ярус назван А. Дюмоном в 1848 г [1]. По Эйфельским горам, где находится стратотипический разрез. Объем яруса видоизменен и после работ М. Дюссельдорфа в 1937 г [1]. Принят со стратотипом в Веттерльдорфском разрезе Эйфельских гор. Здесь обнажается толща мергелей, плитчатых известняков, известковых песчаников и кораллово-строматопоровых известняков, мощностью около 450 м [1]. В толще в большом количестве встречаются кораллы родов Фавозиты, Кальцеола, Дамофиллумы и остатки Головоногих Моллюсков.

Живетский ярус выделен в Арденнах Омалиусом д'Аллуа в 1839 г. [1]. Название происходит от г. Живе, расположенного в Северной Франции. Этот ярус объединяет отложения, охарактеризованные Брахиоподами, присутствием кораллов и реже трилобитов. Слагается ярус известняками и известковыми сланцами, органогенными и органогенно-обломочными известняками.

Франский ярус установлен в 1862 г. Омалиусом д'Аллуа в Бельгии. Название получил от дер. Фран близ г. Кувена. В стратотипическом разрезе слагается сланцами и рифовыми кораллово-строматопоровым известняками, мощностью около 500 м. Охарактеризован Брахиоподами, Кораллами и Двустворчатыми Моллюсками.

Фаменский ярус впервые выделен в Арденнах А. Дюмоном в 1855 г. Название получил от местности Фамен в Бельгии. Здесь развиты песчаники, сланцы с прослоями известняков. В стратотипической местности характеризуется большой изменчивостью. В морских отложениях присутствуют Кораллы и Брахиоподы, а в лагунных – остатки рыб и отпечатки растений.

 

2. Палеотектонические и палеогеографические  условия девонского периода

 

В итоге каледонского орогенеза  обстановка на земном шаре к началу девона заметно изменилась. Возникли и продолжали воздыматься в раннем девоне горные сооружения в Северо-Атлантическом  регионе, включая теперь и Северную Гренландию, в Центральном Казахстане и Северном Тянь-Шане, в Алтае-Саяно-Монгольской  и Байкальской области, Циляньшане и Катазии, на западе Лахланской системы Австралии и в южной половине Анд. Продукты размыва этих сооружений заполняли межгорные и предгорные (например, перед Циляньшанем) впадины в виде молассовых толщ, которые впервые с этого времени получили столь широкое развитие. Новым элементом явилось образование краевого вулканоплутонического пояса андского типа в Центральном Казахстане, на границе каледонид и остаточного Джунгаро-Балхашского бассейна, интенсивно заполнявшегося обломочным материалом. Подобный пояс возник и в Центральной Монголии. Поднятия охватили и платформенные части северных континентов, вызвав здесь дальнейшую регрессию моря. Они распространились на Гондвану, за исключением ее западной части – Южной Америки, Антарктиды и крайнего юга Африки.

Спрединг проходит в Уральском и Южно-Тяньшаньском бассейнах, а также в осевой зоне Урало-Охотского пояса, простиравшейся через Зайсан, Южную Монголию, Большой Хинган и кулисообразно подставлявшейся Монголо-Охотской системой, на западе начинавшейся бассейном в тылу упоминавшегося выше вулканоплутонического пояса, обрамлявшего Южно-Монгольский сегмент Палеоазиатского океана.

На севере европейской части  Средиземноморского пояса (Палеотетиса) возникла новая ось спрединга, породившая внешние зоны европейских герцинид – Реногерцинскую, Южно-Португальскую. Спрединг продолжался, очевидно, и в осевой зоне Палеотетиса, включая ее индокитайские ветви. Продолжалось и развитие вулканических дуг в тех же сегментах подвижных поясов, что и в позднем силуре [1].

Лавруссия, которая образовалась в силуре, в раннем девоне располагалась в экваториальных широтах, Казахстания – в тропической зоне, Сибирь, Китай и Корея – в умеренных широтах Северного полушария, в то время как Гондвана целиком находилась в Южном полушарии, в его умеренных и высоких широтах (рис. 1).

В среднем девоне континент Лавруссия, образованный к началу девона в результате столкновения Северной Америки и Восточной Европы (Балтики, Фенносарматии), продолжал испытывать интенсивное поднятие, особенно его водораздельный хребет, образованный северо-атлантическими каледонидами. Продукты размыва этого хребта и прилегающей суши, представленные красноцветными обломочными осадками «древнего красного песчаника – Олдреда», накапливались в межгорных и предгорных прогибах Гренландии, Британии, Скандинавии и Шпицбергена.

В течение самой среднедевонской  эпохи по периферии Лавруссии возникли новые складчатые горные сооружения, опоясавшие ее с юга и северо-запада. К ним относятся прежде всего складчатые системы Ньюфаундленда и Северных Аппалачей; породивший ее импульс сжатия получил название акадской эпохи орогенеза. Он сопровождался внедрением многочисленных плутонов гранитоидов. После акадского диастрофизма (тектонических движений) на площади Северных Аппалачей и Ньюфаундленда вскоре установился платформенный режим. В Южных Аппалачах акадский орогенез проявился слабее и не привел к завершению геосинклинального развития. Причину акадского орогенеза усматривают в столкновении с североамериканской частью Лавруссии микроконтинента Авалония (современные Ньюфаундленд, Англия, Уэльс, южная часть Ирландии и часть Западной Европы).

В мелководной части Западно-Канадского бассейна возникли протяженные барьерные  рифы. В заливах, отделенных от открытого  моря рифами, а также в Иллинойском, Мичиганском, Прииннуитском бассейнах и в бассейне Гудзонова залива, в условиях повышенной солености отлагались эвапориты (соли). К концу девона соленость морских вод стала нормальной и эвапоритовое осадконакопление сменилось карбонатным и карбонатно-глинистым. Повышенная соленость морских вод в позднем девоне была характерна только для южной части Западно-Канадского бассейна, ограниченного рифами. Среди осадков в основном преобладали разнообразные доломиты, а гипсы и ангидриты имели подчиненное значение.

На юго-востоке и востоке платформы  верхний девон представлен характерным  комплексом черных битуминозных сланцев. Они распространены от Гудзонова залива до Аризоны на юге. Орогенные области, Располагавшиеся на северной и восточной перифериях Северо-Американской платформы, представляли собой возвышенные равнины и низкогорья. В ряде районов существовали узкие межгорные прогибы, заполняемые молассой.

Рисунок 1 - Положение материков и океанов в девонском периоде по [6].

Регрессия охватила и восточную  часть Лавруссии. Балтийско-Московский бассейн в раннем девоне превратился во внутриконтинентальный, временами пересыхающий засолоненный водоем. В его периферических зонах отлагались песчано-глинистые русловые, пойменные, дельтовые и карбонатно-терригенные лагунные осадки мощностью в несколько десятков метров. На юге-западе платформы, в сильно сократившемся Волыно-Подольском бассейне, накапливались терригенно-карбонатные осадки.

Значительные территории Восточно-Европейской  платформы представляли денудационную  низменность с небольшими холмисто-увалистыми водоразделами. Крупные возвышенности  и низкогорья располагались только на северо-западе, где находился  завершивший свое развитие Британо-Скандинавский  подвижный пояс. Во второй половине девона во время развития трансгрессии наиболее низменные участки платформы  были затоплены морем. Максимум трансгрессии пришелся на живетский век. В центральных частях морского бассейна в условиях повышенной солености накапливались пласты каменной соли, гипса и доломитов. В прибрежной зоне и на приморских низменностях были распространены красноцветы. В конце девона ранее континентальные области оказались затопленными водой, и возросла роль карбонатов. В пределах Днепровско-Донецкого авлакогена изливались лавы щелочно-базальтового типа. Впоследствии эта относительно глубоководная область с некомпенсированным прогибанием превратилась в лагуну с эвапоритовым осадконакоплением. Кроме этого района эвапориты продолжали осаждаться в центральной, западной и южной областях платформы. Наряду с этим происходило формирование относительно глубоководных битуминозно-кремнистых осадков в северной и северо-восточной частях Восточно-Европейской платформы [1].

В Западной и Центральной Европе эквивалентом акадского орогенеза  является лигерийская эпоха деформаций. Она привела к скдадчато-надвиговым деформациям и гранитообразованию в полосе, протягивающейся от южной части Армориканского массива Франции до Богемского массива в центре Европы, и затронула также центральную зону палеозойского массива Иберийского полуострова. Эта полоса складчатых сооружений не примкнула непосредственно к основному телу Лавруссии, а продолжала отделяться от нее узким, но все еще глубоководным бассейном, осевая часть которого отвечала Реногерцинской зоне среднеевропейских, герцинид. Предполагается, что формирование лигерийской складчатой цепи явилось результатом коллизии между Авалонским микроконтинентом и более южными микроконтинентами – также отторженцами Гондваны.