Палеогеография девонского периода в истории земли

Деформации среднедевонской эпохи  затронули, однако, и центральную  часть Лавруссии – зону североатлантических каледонид, где вызвали складчатые дислокации нижней части молассовой формации Олдреда, отделив ее несогласием от верхней части.

Лавруссия в среднем девоне своей центральной частью располагалась на экваторе. На значительном расстоянии к северо-востоку от нее, уже в умеренных широтах, находился Сибирский континент. К этому времени он нарастился за счет причленения Тувино-Монгольского и Баргузино-Витимского микроконтинентов, а также каледонид Западного Саяна и Алтая.

Начиная с раннего девона территория Колымо-Омолонского и Тайганосского массивов стала интенсивно прогибаться и отделилась от Сибирской платформы (возможно, это произошло в раннем палеозое). Сократился в размерах Тунгусский бассейн. Он расчленился протяженными участками островной суши и приобрел облик полузамкнутой лагуны. В его пределах временами соленость повышалась. Наряду с глинами и алевролитами здесь имеются мощные пласты гипса, а иногда встречаются слои каменной соли. Аналогичные осадки распространены в низовьях Хатанги. В Таймырском бассейне соленость вод оставалась нормальной и преобладало осаждение карбонатов. Такие же условия существовали в Яно-Колымском бассейне.

Максимальные размеры Тунгусский морской бассейн имел в середине франского века. Преобладали карбонатные и эвапоритовые осадки, которые свидетельствуют о полузамкнутом характере бассейна и периодическом изменении его солености. Повышенная соленость вод была характерна и для Хатангского бассейна. Таймырский бассейн, соединявшийся во время наибольших трансгрессий с Тунгусским, характеризовался большими глубинами, нормальной соленостью вод и осаждением на западе глинисто-карбонатных отложений. В Вилюйском бассейне в конце девона происходили излияния платобазальтов и отлагались континентальные пески. В фаменском веке в его пределах формировался гипсоносный и соленосный комплекс.

На территории Чукотки и Новосибирских  островов, относящихся к Гиперборейской платформе, накапливались карбонатные  и карбонатно-терригенные отложения. Со стороны Палеоазиатского океана, имевшего еще значительную ширину, Сибирский континент окаймлялся краевым вулканоплутоническим поясом, в тылу которого широко проявлялся рифтогенный щелочно-базальтовый вулканизм. Уральская периферия океана по-прежнему представляла активную окраину с вулканическими островными дугами, которые существовали и в области будущего Южного Тянь-Шаня.

Палеоазиатский океан разделялся на востоке на два бассейна Казахским  континентом, существенно увеличившимся  в размерах в северо-восточном  направлении за счет присоединения  области каледонской складчатости. В среднем девоне произошло дальнейшее, хотя и небольшое, расширение этой области  в связи с проявлением в  районе Караганды новых деформаций сжатия. Их относят к тельбесской эпохе, выделенной восточнее, в Алтае-Саянской области, и эквивалентной акадской эпохе Северной Америки и лигерийской Западной Европы. С востока и юго-востока Казахстания была окаймлена мощным краевым вулканоплутоническим поясом, отделявшим ее от Джунгаро-Балхашского бассейна, принадлежавшего южной Тянь-Шаньской ветви Палеоазиатского океана. В тылу этого пояса происходило погружение Тенизской и Джезказганской впадин, заполнявшихся красноцветной континентальной молассой.

Китайско-Корейский континент располагался в умеренных широтах Северного  полушария к востоку от Сибирского континента, отделяясь от него Палеоазиатским океаном. На юго-востоке к нему примыкала  новообразованная, продолжавшая воздыматься  каледонская складчатая система  Циляньшаня с молассовым прогибом перед нею. Западнее располагался Таримский континент, а юго-восточнее Южно-Китайский (Янцзы), заметно увеличившийся в размерах после присоединения Катазиатской каледонской складчатой системы, к этому времени уже закончившей свое орогенное развитие. Лишь по ее восточной периферии, в современной прибрежной зоне и на шельфе Южно-Китайского моря, сохранялись условия геосинклинального погружения. Находившиеся южнее Южно-Китайского континента Синобирманский (Шанский) и Индосинийский микроконтиненты испытывали поднятие, первый относительное, а второй и абсолютное.

Внутренние, платформенные, области  северной группы континентов, особенно Восточно-Европейского, развивались  в среднем девоне под знаком нарастающей  трансгрессии или орогенные области расширения области осадконакопления. Кроме того, на Восточно-Европейской и Сибирской платформах начался активный рифтогенез, сопровождавшийся излияниями и внедрениями продуктов щелочно-базальтовой магмы.

Суперконтинент Гондвана продолжал  сохранять в среднем девоне свою монолитность и тенденцию к преобладанию поднятий. Он по-прежнему располагался целиком в Южном полушарии, достигая его высоких широт. Относительные  опускания с накоплением морских  осадков охватили Сахарскую плиту, впадины Южной Америки – Амазонскую, Мараньон, Парана, а также крайний юг Африки и полосу вдоль Трансантарктического хребта.

Режим активных окраин был свойствен  южноамериканской, антарктической и  восточно-австралийской перифериям Гондваны. При этом здесь почти  повсеместно происходили энергичные поднятия, а промежуточные прогибы  заполнялись осадками типа флиша и моласс. На востоке Австралии развитие Лахланской системы завершилось эпохой складчатости [1].

Гондванский суперконтинент и северная группа континентов разделялись  широкой широтной полосой океана Палеотетис. Его южная окраина была пассивной, а северная – активной, с микроконтинентами, островными дугами и окраинными морями. Ширина была максимальной на западе, между Северной Америкой, с одной стороны, и Южной Америкой и Африкой – с другой, а также на востоке, между Восточной Европой и Аравией и далее, и минимальной между Западной Европой и Африкой, а также на крайнем востоке, между Южным Китаем, Синобирманией и Индосинией на севере и Австралией и Антарктидой на юге.

Позднедевонская эпоха характеризуется  прежде всего общим снижением  тектонической активности, особенно на конвергентных границах плит, и  нарастающей морской трансгрессией, обусловленной общим повышением уровня Мирового океана (рис. 2). Снижение тектонической активности выразилось в затухании поднятий в пределах каледонских, включая акадские и синхронные с ними, складчатых систем, что привело к их пенепленизации, затоплению морем и началу накопления осадочного чехла. Последнее наиболее четко наблюдается в Британии и Центральном Казахстане, а в юго-восточном Китае и частично в Восточной Австралии платформенный режим начал устанавливаться уже в среднем девоне.

Однако общая тектоническая  и географическая ситуация в позднем  девоне мало изменилась по сравнению  со средним девоном. Главное и  существенное изменение состояло в  том, что удаление друг от друга трех из крупнейших континентальных глыб Восточного полушария – Лавруссии, Сибири и Казахстании, а также Тарима сменилось их сближением.

Рисунок 2 - Палеогеографическая реконструкция для позднего девона по [5].

Это привело к началу сокращения размеров всех бассейнов Палеоазиатского  океана – Уральского, Туркестанского (Тянь-Шань), Монгольского. В них появились  или продолжали свое развитие многочисленные вулканические дуги, расположенные  над соответствующими зонами субдукции океанской литосферы.

В пределах Урала расширились островные  поднятия и шельфовая область. В  условиях нормальной солености вод  здесь отлагались известковые, реже доломитовые и песчано-глинистые  осадки. В восточной, глубоководной  зоне продолжалась вулканическая деятельность. В составе вулканитов кроме базальтов  большую роль играют андезиты. В  промежутках между извержениями отлагались тонкие терригенные и  кремнистые осадки. Во второй половине девона интенсивные погружения на Урале  сменялись кратковременными регрессиями. Такая дифференциация движений отразилась на условиях осадконакопления. Большое распространение в прибрежных зонах получили рифогенные фации. Протяженные рифовые массивы отделяли от открытого моря участки, где условия осадконакопления сильно менялись. В осевой части Урала возникла протяженная островная суша. Ее размеры с течением времени увеличивались. В условиях жаркого климата на островах формировались залежи бокситов, в пределах континентального склона – турбидиты (характерная ассоциация осадочных пород (песок-алеврит-ил в свежем состоянии, и песчаник-алевролит-аргиллит после литификации), образующаяся в глубоководных условиях за счет вещества, переносимого турбидными потоками). В составе вулканитов преобладали андезиты. В восточной части Уральского пояса уменьшились масштабы базальтового вулканизма и глубоководного осадконакопления. Так же как и на западе, ведущую роль играли здесь рифогенные карбонаты. В течение второй половины девона в центральной части Новой Земли происходили подводные излияния базальтов и осаждались терригенные и кремнистые толщи, вероятно, в глубоководной обстановке [1].

В раннем девоне в Центрально-азиатском  поясе происходило интенсивное  прогибание. Особенно сильно прогибались Обь-Зайсанская, Южно-Монгольская и Монголо-Охотская системы. На их территориях формировались вулканиты основного состава, кремнистые и глинистые глубоководные осадки. В Южной Монголии в северном направлении они сменялись базальтово-андезитовой ассоциацией островодужного типа. Далее к северу располагался тыловой бассейн, в котором накопилось почти 3 км песков и глин.

В среднем и позднем девоне Центрально-азиатский  пояс вступил в зрелую стадию развития. Это выразилось в расширении шельфовых  зон и областей накопления флиша и в усилении андезитового вулканизма в Обь-Зайсанской, Южно-Монгольской и Монголо-Охотской системах. На шельфе и континентальном склоне накапливались терригенные толщи. Вулканизм представлен островодужными известково-щелочными ассоциациями. С течением времени постепенно исчезают глубоководные области. Только на юге Монголии сохранился глубоководный бассейн с глинисто-кремнистым осадконакоплением. В районах Большого и Малого Хингана продолжался островодужный андезит-риолитовый вулканизм. Здесь на континентальном склоне накапливались карбонатно-терригенные осадки и формировались турбидиты.

В противоположность Палеоазиатскому  океану смежная, восточная, часть Палеотетиса в позднем девоне продолжала расширяться, а в его западном сегменте, особенно между Западной Европой и Африкой, напротив, шло сближение микроконтинентов, отделившихся от Гондваны, с их «материнским» суперконтинентом (рис. 2). Приближался к своему закрытию северный бассейн Палеотетиса в Западной Европе и Аппалачах. Происходило сближение между Западной Гондваной и Лавруссией, но к концу девона их все еще разделяло расстояние в 2500 км [1].

Деформации сжатия в позднем  девоне имели значительно меньшее  распространение, чем в среднем. Они проявились в основном в Иннуитской системе, включая север Аляски и, вероятно, зону подводного хребта Ломоносова. Эти деформации являлись следствием продолжающегося столкновения Гипербореи (гипотетическая докембрийская континентальная платформа, располагавшаяся в области современного Северного Ледовитого океана) с Лавруссией. Складчато-надвиговые деформации затронули также западную окраину Лавруссии; они получили название антлерского орогенеза; он примерно одновременен элсмирскому орогенезу северной окраины, о котором речь шла выше. Далее к западу простиралась активная окраина, включавшая вулканическую дугу и задуговый бассейн. На восточной, Уральской, окраине Лавруссии в середине эпохи началось надвигание островных дуг на континент с образованием мощной флишевой толщи перед фронтом надвига [1].

Между тем восточная часть Лавруссии развивалась под знаком господства процессов растяжения. Это выразилось в формировании двух крупных рифтовых систем, сходящихся в юго-восточном, прикаспийском, углу континента, - субширотной Припятско-Днепровско-Донецкой и субмеридиональной Баренцевско-Каспийской. Процесс рифтогенеза усилился, и на востоке Сибирского континента возникли Вилюйский рифт и рифты Верхояно-Колымской области. И в Восточной Европе, и в Сибири рифтогенез продолжал сопровождаться базальтовым, повышенной щелочности вулканизмом. Вместе с тем Лавруссия в начале эпохи испытала нарастающую трансгрессию моря, в особенности ее западная, североамериканская, часть. Эта трансгрессия к концу эпохи сменилась регрессией. Китайско-Корейский и Таримский континенты сохранили свое положение и на большей своей площади испытывали абсолютное поднятие, равно как и Индосинийский микроконтинент.

Гондвана, сохраняя свою монолитность, начала также подвергаться рифтогенезу: образовались рифты Саура-Угарта в Северной Африке, Карнарвон, Фицрой, Амадиес в Австралии. При этом она стала смещаться к северу, хотя значительная ее часть оставалась в полярных широтах Южного полушария. В некотором противоречии с глобальной тенденцией Южная Америка и Африка испытали некоторую регрессию моря; трансгрессия проявилась лишь в пределах ближневосточного выступа суперконтинента [1].

Активные окраины Гондваны - южноамериканская, антарктическая, австралийская - в основном продолжали развиваться в орогенном режиме. В Австралии орогенная область расширилась к северу и востоку и отделилась от океана краевым вулканоплутоническим поясом.

3. Климат и климатическая зональность

Климатическая зональность в девонском  периоде была более четкой, чем  в начале палеозоя. В течение раннего  и среднего девона Урал и прилегающие  области Восточно-Европейской платформы  располагались в экваториальном поясе, где среднегодовые температуры составляли 28-31С. В Закавказье в это время средние температуры изменялись в пределах 23-28°С, что соответствует тропическому поясу [1]. Аналогичные температуры существовали в Западной Австралии, что установлено по изотопам кислорода и углерода в кальцитовых раковинах Брахиопод.

Исходя из широкого распространения  индикаторов тропического и экваториального  климата, можно предполагать, что  на всех материках в девоне существовал  высокий температурный режим. По степени увлажненности выделяются аридные и гумидные пояса, разделенные зонами переменно-влажного климата (рис. 3, 4, 5). В пределах аридной области развиты континентальные гипсоносные и карбонатные красноцветы, эоловые фации, а также высокомагнезиальные карбонаты, доломиты и эвапориты.