История развития геосинклинальных поясов

Урало-Монгольский геосинклинальный пояс

В девоне Урало-Монгольский пояс разделяется каледонидами Казахского макроперешейка на две части. К одной из них относятся Уральская и Тянь-Шаньская геосинклинали. Другая часть пояса - Центрально-Азиатская - располагается между каледонидами Казахского макроперешейка на западе, каледонидами юга Сибири и Северной Монголии на севере и Китайской платформой на lore.

Уральская геосинклиналь. Выходы девона наблюдаются на западном и восточном склонах Урала от Пай-Хоя на севере до Мугоджар на юге. В основании разреза девона западного склона Урала залегают массивные, часто рифогенные известняки (см. схему V, цв. вкл.). В известняках -водорослевые постройки, строматопораты, кораллы, морские лилии, брахиоподы. В раннем девоне это был барьерный риф в тропическом море Уральской геосинклинали.

Средний и верхний девон состоит из циклов, каждый с размывом залегает на подстилающих породах и представлен известняками с маломощной пачкой песчаников и глин в основании. Ба-зальные пачки песчаников нередко содержат железные руды и бокситы. В верхней части нижнего цикла присутствует своеобразный горизонт - инфрадоманик, сложенный часто переслаивающимися тонкослоистыми темно-серыми битуминозными известняками, мергелями, глинистыми сланцами с раковинами двустворок, остракод и реже гониатитов. В самой верхней части нижнефранского цикла располагается доманик - горизонт сильно битуминозных черных, темно-серых известняков, мергелей, глинистых сланцев с желваками и линзами кремней. В глинистых породах обнаружены мелкие скелетные элементы (тентакулиты), в известняках - конодонты, раковины гониатитов, бра-хиопод, пелеципод.

Девон западного склона Урала представлен всеми тремя отделами, согласно залегает на силуре и перекрывается согласно каменноугольными отложениями (см. схему V, цв. вкл.). Разрез подразделяется на две части, соответствующие двум этапам развития. Первый этап отвечает средне-палеозойской регрессии. На Урале в это время располагалось тропическое море с рифами, а западнее простирался огромный континент - Древний красный материк. Второй этап начался в среднем девоне. Море из Уральской геосинклинали наступало на Северо-Атлантическую платформу. Максимум трансгрессии пришелся на франский век. Цикличность отложений, характерная для среднего - верхнего девона говорит о том, что трансгрессия развивалась на фоне колебательных движений. Замедление прогибаний и усиление поднятий приводили к размыву предыдущих отложений и к накоплению терригенных образований.

Разрезы девона Урала хорошо палеонтологически охарактеризованы и стали опорными для всего мира. Они характерны для миогеосинклинали, так как не содержат вулканитов, не прорваны интрузиями, собраны в простые складки, слабо метаморфизованы.

Девонские отложения восточного склона Урала образовали типичные эвгеосинклинальные формации. Это преимущественно вулканогенные образования, осадочные породы играют подчи-

ненную роль и представлены песчаниками, глинистыми и кремнистыми сланцами, яшмами, известняками (мощность - 7-8 км). Они собраны в сложные системы складок, нарушены многочисленными разрывами, прорваны интрузиями, сильно метаморфизованы. Эти отложения составляют часть так называемой зеленокаменной полосы Урала, ограниченной на западе Главным Уральским разломом.

Южная и восточная части Урало-Монгольского геосинклинального пояса. Девонские отложения преобладают среди палеозойских образований Казахстана. В девонский период значительная часть этой территории принадлежала каледонидам Казахского макроперешейка, в пределах которого осадконакопление происходило в межгорных впадинах при континентальных условиях.

Каледониды Алтае-Саянской складчатой области. Для большей части каледонской зоны юга Сибири и Монголии характерно накопление мощных толщ девонских пород в межгорных прогибах, наложенных на складчатый додевонский фундамент и ограниченных разломами. Преобладают континентальные красноцветные отложения и вулканогенные образования.

Осадки морского генезиса представлены маломощными пачками сероцветных песчано-гли-нистых и карбонатных пород с остатками брахиопод, кораллов, мшанок, морских лилий. Это - результат ингрессий (проникновение моря в пониженные участки ближайшей суши), происходивших в среднем и позднем девоне. Также редко, в подчиненном количестве, присутствуют отложения внутренних бассейнов ненормальной солености (карбонатно-глинистые породы с остатками двустворок, гастропод, лингул, конодонтов, остракод, филлопод, рыб).

Девонские отложения межгорных впадин обладают огромной мощностью, слабо метаморфизованы, собраны в простые складки, прорваны небольшими интрузиями. Пример подобного разреза - девон Минусинских впадин, достигающий мощности 3-9 км (см. схему V, цв. вкл.). Это преимущественно красноцветные песчаники и алевролиты с трещинами высыхания, глиптомор-фозами по каменной соли, линзочками гипса. Для разреза характерна четкая цикличность: нижнюю (мощную) часть каждого цикла слагают красноцветные континентальные отложения, а верхнюю (маломощную) - сероцветные лагунно-морские осадки. В нижнем и среднем девоне широко распространены наземные вулканические образования.

Иной характер имеют девонские образования северо-восточного склона Салаирского кряжа (см. схему V, цв. вкл.). К началу девона территория Кузбасса, по данным М.А.Ржонсницкой, представляла собой краевую часть геосинклинальной области, которую с юга и востока ограничивали каледонские горные сооружения. В раннем и начале среднего девона открытый морской бассейн занимал юго-западную часть этой территории и свободно сообщался с Урало-Тянь-Шаньским и Алтайским геосинклинальными морями. Большая мощность осадков сравнительно глубокого моря этого времени (около 4,5 км) свидетельствует о значительном прогибании дна морского бас-

сейна. Нижне- и среднедевонские отложения северо-восточного Салаира представлены главным образом серыми и темно-серыми известняками с богатейшей морской фауной брахиопод, кораллов, строматопорат, криноидей, конодонтов, тентакулитов, головоногих, двустворок, мшанок, рыб, остракод и др. В подчиненном количестве встречаются мергели, аргиллиты, алевролиты, песчаники. Состав фауны, наличие крупных рифовых построек свидетельствуют о теплых климатических условиях. К концу среднего девона происходит обмеление морского бассейна, начинают преобладать терригенные осадки. На окраинах Кузбасса в живетском веке начинается вулканическая деятельность в виде как подводных, так и наземных излияний.

Средиземноморский геосинклинальный пояс

Этот пояс испытывал в девоне значительное интенсивное опускание. В центральной части Западной Европы оставался срединный массив - Франко-Чешский или Молданубское поднятие (глыба). Название происходит от рек Молдова и Дануб - древнее имя Дуная. Этот срединный массив возник еще в результате байкальской складчатости. К северу и югу от данного поднятия в составе девона значительна роль вулканогенных пород. На севере прослеживаются песчано-глинис-тые отложения, на юге - карбонатные.

Наиболее крупные выходы девона известны в Арденнах и Рейнских сланцевых горах, где выделены стратотипы ряда ярусов девонской системы.

В Арденнах девонские отложения залегают с четким структурным несогласием, вызванным каледонской складчатостью, на породах кембрия. Здесь нижний девон сложен продуктами размыва Брабантского массива - конгломератами и аркозовыми песчаниками, быстро сменяющимися вверх по разрезу мощной толщей чередующихся полимиктовых песчаников и красных глинистых сланцев. На основе изучения брахиопод выделяются жединский, зигенский и эмсский ярусы. Выше залегает толща глинистых сланцев с линзами известняков, которую бельгийские геологи относят к кувенскому региоярусу. Живетский и франский ярусы представлены известняками с остатками табулят, ругоз, брахиопод, гониатитов, конодонтов. Фаменский ярус сложен глинистыми сланцами с климениями. Общая мощность девона не менее 7 км.

Залив среднепалеозойского моря существовал на востоке Молданубского поднятия (глыбы) в районе Праги. Здесь в Баррандовой мульде, названной так по имени выдающегося палеонтолога И.Барранда, девонские отложения согласно залегают на породах силура. Разрез отложений Баррандовой мульды не превышает по мощности 450-500 м, что объясняется накоплением осадков на жестком основании срединного массива. Разрез сложен известняками с прослоями известковис-тых сланцев, охарактеризован богатой и разнообразной морской фауной. В нижней части разреза находятся стратотипы пржидольского, лохковского и пражского ярусов.