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]

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.

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.