Les gisements dévoniens ont été décrits pour la première fois dans le comté anglais du Devonshire. La période dévonienne est subdivisée en trois divisions : inférieure, moyenne et supérieure. Au Dévonien, les continents septentrionaux formaient un seul grand continent, l'Atlantie, à l'est duquel se trouvait l'Asie. Le Gondwana continue d'exister. D'immenses continents étaient bloqués par des chaînes de montagnes qui, en s'effondrant, remplissaient de fragments les creux entre les montagnes. Le climat devint sec et chaud. Les lacs et les lagunes se sont asséchés et les sels et le gypse qui faisaient partie de leurs eaux se sont précipités, formant des strates salines et gypseuses. L'activité volcanique s'intensifie.

Au Dévonien moyen, la mer avance à nouveau sur terre. Il existe de nombreuses dépressions. Ils sont progressivement inondés par la mer. Le climat devient chaud et humide. Au Dévonien supérieur, les mers redeviennent peu profondes, de petites montagnes apparaissent, qui ont ensuite été presque complètement détruites. Les gisements les plus caractéristiques de la période dévonienne sont les grès rouges continentaux, les schistes, le gypse, le sel, les calcaires.

Les conditions physiques et géographiques ont considérablement changé, entraînant une modification de la flore et de la faune.

De nombreuses algues vivaient dans les eaux des mers et des océans du Dévonien: siphon, bleu-vert, rouge, dans les lagons - char.

Les psilophytes apparus au Silurien au début du Dévonien avaient déjà une organisation plus complexe. Leur corps était assez clairement divisé en racine, tige et branches. Les fougères primitives en sont issues au Dévonien moyen. Les psilophytes avaient déjà une tige ligneuse. Les branches de ces plantes commencent à remplir diverses fonctions et leurs extrémités se transforment progressivement en feuilles disséquées, à l'aide desquelles la photosynthèse est réalisée. D'autres descendants de psilophytes poussent également :
les lycopsformes et les arthropodes, avec une organisation plus complexe que les psilophytes. Ils déplacent progressivement leurs ancêtres, s'emparant de leurs places et s'installant dans des zones humides, dans des lagons peu profonds et des marécages. Au Dévonien supérieur, les psilophytes disparaissent. Les premières graines de fougères, cordaites et vraies fougères apparaissent.

Les spores de psilophytes, les fougères primitives, les lycopodes et les arthropodes poussaient dans des endroits humides et marécageux, formant des fourrés denses. Ils atteignaient 30 m de haut et un mètre d'épaisseur. Plantes reproduites par des spores qui germent en germes uniquement dans un environnement humide.

Les premières plantes à graines avaient des ébauches de graines au sommet de feuilles spécialisées reposant ouvertement sur les feuilles. Par conséquent, les plantes sont appelées gymnospermes. C'étaient déjà de vrais arbres avec de vraies feuilles et des organes reproducteurs en forme de cônes. Les gymnospermes pourraient se reproduire directement sur terre, car un milieu aquatique n'est pas nécessaire à la germination des graines. De plus, les graines sont un organe multicellulaire avec une quantité importante de nutriments de réserve qui fournissent à l'embryon tout le nécessaire au début de sa vie, et le tégument le protège bien des conditions défavorables. Tout cela a permis aux gymnospermes de se répandre largement sur terre. Et bien que les plantes à spores aient continué d'exister, les gymnospermes occupent progressivement une position dominante parmi les plantes.

Le climat sec et chaud des continents a entraîné l'assèchement de nombreuses rivières, lacs, marais, lagunes et mers intérieures peu profondes. Parmi les animaux aquatiques, seuls ont survécu ceux qui, en plus des branchies qui leur permettaient de vivre dans l'eau, possédaient également des poumons. Lorsque les réservoirs se sont asséchés, ils pouvaient respirer l'air atmosphérique. Ceux-ci comprennent principalement le poumon, qui avait des dents cornées et des côtes pointues. En 1870, des spécimens vivants de dipneustes ont été trouvés dans deux petites rivières d'Australie, dont la structure ressemblait fortement à leurs ancêtres fossiles. Par la suite, des dipneustes vivants ont également été trouvés en Afrique et en Amérique du Sud. En plus d'eux, dans les réservoirs de séchage de la période dévonienne, des poissons à nageoires lobes ont été trouvés. À l'aide de nageoires ressemblant à une brosse, les poissons à nageoires lobes pouvaient ramper. vessie natatoire ils étaient enrichis de vaisseaux sanguins et jouaient le rôle de poumons. Ainsi, les poissons à nageoires lobes pouvaient respirer de l'air et ramper d'un lagon à l'autre à la recherche de nourriture et d'eau. Le squelette à nageoires lobées est presque complètement ossifié. Le crâne était constitué d'os présents dans les crânes de vertébrés supérieurs. Par conséquent, les poissons à nageoires lobes étaient les ancêtres de tous les vertébrés terrestres, y compris les amphibiens, apparus au Dévonien supérieur. C'étaient déjà de vrais animaux terrestres. Ils vivaient sur terre, bien qu'ils aient encore beaucoup en commun avec les poissons - la forme du crâne, les écailles, les branchies.

En 1938, dans les eaux de l'océan Indien au large de la côte sud-est de l'Afrique, des poissons fossiles vivants à nageoires lobes ont été découverts. On les appelle coelacanthes ou coelacanthes. Coelacanthus vit à des profondeurs considérables. Ils sont des prédateurs. Les empreintes de pattes fossilisées trouvées en Pennsylvanie présentent un intérêt particulier. Trois des cinq doigts avaient des griffes. La trace de la queue, qui s'étendait derrière le corps de l'animal, est bien visible. Probablement, cette empreinte appartient à un poisson à nageoires lobes se déplaçant à la recherche de plans d'eau le long des terres dévoniennes.

La période dévonienne est souvent appelée "l'âge des poissons". Les formes de vie les plus diverses abondaient dans les rivières, les mers intérieures et les lacs d'eau douce.
La période a été nommée d'après le comté, qui est situé dans la partie sud-ouest de l'Angleterre. C'est dans cette zone que de nouvelles roches géologiques se sont formées. On suppose que c'est ici que les premières roches sont apparues. 10 millions d'années avant la fin de la période, une réforme paléogéographique globale a eu lieu sur Terre.

La période dévonienne a duré de 417 à 354 millions d'années. Au cours de cette période, l'océan Iapetus s'est finalement fermé, l'Amérique du Nord et le Groenland (Lawrence) sont entrés en collision avec la partie sud des îles britanniques (Avalonia) et de la Scandinavie (Baltique), formant une seule masse continentale. De la Scandinavie à la Grande-Bretagne en passant par Terre-Neuve et le Canada, le centre ceinture de montagne. Et le supercontinent Gondwana se déplaçait du pôle sud vers le nord. Au Dévonien, le climat de la Terre est resté chaud. La formation de nouvelles masses terrestres a conduit à l'émergence de vastes plaines intérieures sèches, qui se sont transformées en immenses déserts. De puissants fleuves traversaient les continents, se jetant dans les mers intérieures et les lacs. La première faune abondante d'eau douce s'y est réfugiée. Au milieu du Dévonien, les calottes glaciaires polaires ont commencé à fondre et le niveau de la mer a augmenté, permettant aux récifs coralliens de se développer au large des côtes de la Laurentie et de l'Australie.

Dans le processus d'évolution du monde animal, la même adaptation a souvent été "inventée" plusieurs fois. C'est ce qui s'est passé au Dévonien avec un groupe de poissons appelés placodermes.
Les placodermes avaient des mâchoires puissantes - des plaques en forme de lame avec des saillies en forme de dents. Mais comme les placodermes n'étaient pas des descendants directs des premiers poissons à mâchoires, la plupart des experts pensent que cette précieuse adaptation s'est développée indépendamment chez différents poissons. En plus des mâchoires, ces poissons avaient deux boucliers durs - l'un couvrait la tête et l'autre l'avant du corps. Les boucliers étaient reliés par une paire de "boucles" qui permettaient au bouclier aérien de se lever lorsque le poisson mordait la proie.

Certains placodermes ont survécu fond marin, où ils mangeaient des mollusques et autres coquillages, mais à la fin du Dévonien, certains d'entre eux ont commencé à chasser en pleine mer. Ici, ils étaient les plus gros poissons prédateurs. L'une des espèces - dunkleosteus - atteignait près de 4 mètres de long et pouvait mordre n'importe quel autre poisson en deux avec ses plaques buccales.

Dunkleosteus. Photo: Ryan Somma

Le poisson blindé géant dunkleosteus s'approche du cladoselachie, le requin primordial. Chez Dunkleosteus, les plaques dentaires n'ont pas changé au cours de la vie, et chez Cladoselachia, comme chez les requins d'aujourd'hui, des dizaines de dents triangulaires ont continué à pousser sur le bord interne des mâchoires. Ces deux poissons primitifs nageaient avec des queues ondulantes ; leurs nageoires étaient rigides et stabilisaient sa position dans l'eau, l'aidant à garder le cap.
Au cours de la période dévonienne, les placodermes partageaient les mers avec plusieurs autres groupes de poissons à mâchoires et sans mâchoires. Il y avait des espèces sans mâchoires avec des corps bizarrement blindés, mais il y avait aussi des espèces sans armure qui ressemblaient aux modernes à bien des égards. Les poissons sans coquille étaient divisés en deux groupes : chez certains, le squelette était constitué de cartilage, et chez d'autres, de vrais os.

Les poissons cartilagineux étaient les ancêtres des requins et des raies modernes. Leurs corps étaient couverts de petites écailles grossières appelées denticules cutanés et, dans leur bouche, ces mêmes denticules s'élargissaient et devenaient une interminable rangée de dents acérées. Dès le début de leur existence, nombre de ces poissons ressemblaient à des requins modernes et, à la fin du Dévonien, les représentants de l'un des groupes, les cladoselachies, avaient déjà atteint deux mètres. Les poissons osseux étaient généralement petits et les écailles qui les recouvraient devenaient plus fines et plus légères. Ces poissons ont développé une vessie natatoire remplie de gaz qui leur a donné de la flottabilité et des nageoires mobiles pour les aider à manœuvrer.

Un groupe de poissons osseux, appelés nageoires à lobes ou sarcoptérygiens, a développé des nageoires charnues. Ces poissons intéressent particulièrement les scientifiques, car c'est d'eux que descendent les vertébrés à quatre pattes. Tous les animaux à nageoires lobes ne pouvaient pas sortir de l'eau : plusieurs espèces, dont les dipneustes et les coelacanthes, vivaient dans les eaux douces et salées, où elles vivent encore aujourd'hui.

Sentez-vous bien dans les mers du Dévonien céphalopodes. Au Dévonien, les premières ammonites sont apparues - des mollusques à coquille tordue en une spirale plate. Ils ont acquis un appareil étonnant - une coque extérieure, divisée par des cloisons en chambres isolées. Le mollusque remplissait ces cavités vides de gaz ou d'eau et, changeant sa flottabilité, pouvait remonter à la surface de la mer ou s'enfoncer dans la colonne d'eau.

Les ammonites étaient des prédateurs très actifs. Poussant l'eau hors de la cavité corporelle et utilisant une méthode de propulsion par jet, ils effectuaient des mouvements de nage rapides. D'autres mollusques et petits poissons sont devenus la proie des ammonites.

Les obus d'ammonite étaient tordus en 5-7 tours. Le corps du mollusque n'a été placé que dans la chambre extérieure - vivante, le reste de la coquille a été utilisé comme flotteur. Les ammonites avaient plusieurs tentacules entourant une bouche, qui était armée d'un bec pointu et d'une paire d'yeux. Leur "heure de gloire" est arrivée plus tard, par rapport au Dévonien, au Mésozoïque, lorsque les ammonites ont atteint une variété sans précédent de formes et de tailles, puis ont disparu de la surface de la Terre.

Au Dévonien, des terres jusque-là sans vie se sont peu à peu recouvertes d'un tapis de végétation verte, rampant dessus depuis la mer. Au début du Dévonien, la terre était une collection de continents stériles dénudés, bordés de mers et de marais chauds et peu profonds, et vers la fin, de vastes zones étaient déjà envahies par des forêts vierges denses.
Les scientifiques ont obtenu les informations les plus importantes sur le monde végétal de cette époque à partir des dépôts du Dévonien précoce près de la ville de Rynie en Écosse, où de nombreuses plantes fossiles ont été trouvées. Ils poussaient dans une zone marécageuse au bord d'un petit lac. Leurs restes ont été retrouvés dans l'épaisseur du silex et conservés dans les moindres détails.

A cette époque, plusieurs groupes de plantes vasculaires existaient déjà. Les plus courants étaient les ripia - ils ont donc été nommés d'après la ville de Raini. Dans l'épaisseur du limon, il y avait une racine rampante de rhinia, à partir de laquelle plusieurs tiges courtes se ramifiaient, chacune ne dépassant pas 17 cm.Il n'y avait pas de feuilles sur les tiges, mais à leurs extrémités, il y avait des sporanges ronds avec des spores. Ce groupe de plantes - les soi-disant rhinophytes - est le précurseur des fougères, des prêles et des plantes à fleurs.

Un autre groupe de plantes précoces a donné naissance aux plantes à moustiques à l'origine des mousses de club modernes. Leurs tiges étaient couvertes de fines écailles vertes entrelacées. Au cours de la période dévonienne, ils sont devenus plus gros et plus nombreux, jusqu'à ce qu'ils se transforment finalement en immenses arbres de marais houillers pouvant atteindre 38 m de haut.

Peu à peu, les terres situées le long des rives des lacs et des voies navigables se sont couvertes de fourrés de plantes de plus en plus denses. Il faisait de plus en plus sombre là-bas. Les plantes, pour recevoir plus de lumière, devaient s'élever, dépassant leurs voisines en croissance. Il fallait une base solide. Au fil du temps, les plantes ont commencé à produire des tissus ligneux et les premiers arbres sont apparus. Un avantage sur les voisins était la possibilité de plus croissance rapide. Les plantes avaient besoin d'encore plus de lumière et ont ainsi développé des feuilles plus larges et plus plates. Les forêts anciennes semblaient très différentes de celles d'aujourd'hui. Les arbres reposaient sur des racines qui se ramifiaient au-dessus de la couche de sol. Leurs troncs n'étaient pas recouverts d'écorce, mais d'écailles brillantes, comme celles des reptiles.

Associé aux gisements dévoniens un grand nombre de minéraux : pétrole, sel gemme, schiste bitumineux, bauxite, minerai de fer, cuivre, or, minerais de manganèse, phosphorites, gypse, calcaire.



Caractéristiques générales, divisions stratigraphiques et stratotypes

Le système dévonien a été établi en 1839 par les célèbres géologues anglais A. Sedgwick et R. Murchison en Angleterre dans le Devonshire, d'après qui il a été nommé.

La durée de la période dévonienne est de 48 millions d'années, son début est de 408 millions d'années et sa fin est il y a 360 millions d'années.

Les coupes du Dévonien de Grande-Bretagne sont composées de faciès continentaux et peuvent être subdivisées en stratotypes pour distinguer les étages. Par conséquent, le démembrement du système dévonien a été effectué dans les Ardennes sur le territoire de la Belgique, de la France et dans les montagnes schisteuses du Rhin sur le territoire de l'Allemagne. Le système dévonien est subdivisé en trois divisions.

Dans les années 1960, des chercheurs tchécoslovaques ont suggéré qu'au lieu des stades Zhedino et Siegen, il fallait distinguer les stades lochkovien et pragien, établis dans les sections marines de la fosse de Barrandov dans le massif de Bohême non loin de Prague, bien caractérisées par faune. Il existe également une frontière reconnue entre le Silurien et le Dévonien, tracée entre les stades Przhidolsky et Lochkovien. En 1985, le sous-comité international sur la stratigraphie du Dévonien a recommandé les stades lochkovien et pragien de la République tchèque comme typiques du Dévonien inférieur. Depuis lors, les géologues utilisent précisément ces stades, bien que les anciens stades Zhedinsky et Siegen qui leur correspondent à peu près n'aient pas été formellement abolis. Ceci explique la "double puissance" dans la partie inférieure de l'échelle étagée du système dévonien. Les coupes caractéristiques du système dévonien sont présentées dans les schémas IV et V, col. incl.

monde organique

Le monde organique de la période dévonienne était riche et varié. La végétation terrestre a fait des progrès significatifs. Le début de la période dévonienne est caractérisé par la large diffusion des « psilaphites » (rhinophytes), qui atteint son apogée à cette époque. Leur dominance est observée dans les paysages marécageux. Au début du Dévonien moyen, les rhinophytes ont disparu, ils ont été remplacés par de grandes fougères, dans lesquelles des formes foliacées ont commencé à se former. La flore du Dévonien supérieur a été nommée Archaeopteris, du nom de la fougère hétérosporeuse très répandue Archaeopteris. À la fin du Dévonien, des forêts existaient déjà sur la planète, constituées des plantes énumérées ci-dessus.

Les conodontes ont la plus grande importance biostratigraphique au Dévonien. Ces représentants des accords primitifs, apparus au Cambrien moyen, ont déjà acquis une position dominante à l'Ordovicien. À la fin du Dévonien, on observe le deuxième pic de leur apogée. Les conodontes ont changé si rapidement au Dévonien qu'ils permettent de distinguer plus de 50 zones types dans les dépôts dévoniens avec une durée de la période dévonienne d'environ 50 millions d'années. Il s'agit d'un excellent exemple d'utilisation des restes d'organismes en évolution rapide pour créer une stratigraphie ultra-détaillée. w Les graptolites (un genre rare Monograptus au Dévonien inférieur) et les cystoïdes survivent au Dévonien ; la variété des formes de trilobites et de nautiloïdes est fortement réduite. Les brachiopodes de château (brachiopodes) de la famille des spiriféridés avec le genre principal Spirifer et les pentaméridés (genre Pentamerus), les coraux à quatre faisceaux et les tabulés sont répandus.

Les mollusques céphalopodes sont significatifs par leur importance : les ordres des goniatites, des agonyatites et des climénies. Ils ont une ligne septale simple avec des lobes pleins pointus et des selles pleines arrondies (goniatite), ou avec des lobes arrondis et des selles (agoniatite). Clymenia est un groupe spécifique d'ammonoïdes anciens, dans lequel le siphon était situé plus près de la face dorsale et non de la face ventrale, comme chez la plupart des représentants de la sous-classe des ammonoïdes. Les Clymenia n'étaient caractéristiques que du Dévonien supérieur.

Pour la première fois dans l'histoire de la Terre, les bivalves et certains crustacés inférieurs ont commencé à jouer un rôle important, qui est associé à l'existence de nombreux bassins de salinité anormale dans le Dévonien. Il convient de noter l'abondance des plus petits crustacés - ostracodes et phyllopodes.

Pour la stratigraphie des sédiments marins, les plus importants sont les conodontes, les ammonoïdes, les brachiopodes, les coraux, les tentaculites et les ostracodes. Les vertébrés ont commencé à acquérir une importance toujours croissante. Les poissons sans mâchoire et surtout sont très répandus : dipneustes, cuirassés, à nageoires lobées, cartilagineux (requins, raies). Dans les bassins d'eau douce et d'eau saumâtre, les poissons, apparemment, étaient déjà nombreux. Depuis le Dévonien, les premiers amphibiens sont connus - les stégocéphales.

Le développement des terres par les plantes et les animaux s'est poursuivi. Parmi ces derniers, on trouve des scorpions et des mille-pattes, apparus au Silurien, ainsi que des insectes sans ailes.

Structures crustales et paléogéographie v

Ne se produit pas au Dévonien changements importants dans la distribution et le contour des principaux éléments structuraux de la croûte terrestre, créés par le début du Dévonien (plates-formes, ceintures géosynclinales et calédonides). Cela s'explique par le faible développement des processus de plis au Dévonien, caractérisés par une faible intensité. Ce n'est qu'à la fin de la période, dans certaines zones géosynclinales, que la phase bretonne de plissement est apparue - le début de l'ère hercynienne de la tectonogenèse. La phase bretonne de plissement est établie dans le nord-ouest de la région géosynclinale méditerranéenne (européenne) (péninsule bretonne) et dans la région géosynclinale sud-appalachienne. Le plissement calédonien a entraîné des soulèvements non seulement des régions calédoniennes, mais aussi de nombreuses plates-formes. Au Dévonien inférieur, la régression, amorcée à la fin du Silurien, atteint son maximum. Les zones de destruction et de démolition étaient les Calédonides et de vastes étendues de plates-formes. La sédimentation sur les plates-formes a été fortement réduite, elle ne s'est poursuivie que dans les zones bordant les Calédonides. Cette étape est caractérisée par des plans d'eau intérieurs avec une salinité anormale. Le régime marin a été préservé dans les géosynclinaux.

A partir du milieu du Dévonien, dans de nombreuses régions du monde, des mouvements ascendants ont fait place à des affaissements, et une nouvelle transgression s'est développée. La mer avançait sur les plates-formes et pénétrait les limites des Calédonides.

A la fin du Dévonien supérieur, au Famennien, la remontée des plates-formes reprend (la phase bretonne) et, en liaison avec celle-ci, une certaine régression de la mer.

; caractéristique Le Dévonien est la formation de dépressions intermontagnardes, dans lesquelles se sont accumulés des dépôts continentaux terrigènes, principalement de couleur rouge, et des roches volcaniques d'une épaisseur de plusieurs milliers de mètres. Les dépôts des dépressions intermontagneuses sont rassemblés en plis ou à plat. Dans certaines dépressions, ils sont recoupés par des intrusions et métamorphosés à des degrés divers. L'apparition de dépressions est associée à l'émergence et à l'activation de failles, avec des mouvements de blocs caractéristiques du Dévonien. La formation de telles dépressions s'est produite au cours de la phase finale - orogénique - du développement des géosynclinaux.

Le début de la période dévonienne (époque du Dévonien précoce) mérite pleinement le nom d'époque géocratique dans la vie de la Terre, c'est-à-dire l'époque à prédominance du régime continental. Depuis le Dévonien moyen, les surfaces occupées par les mers ont augmenté tant sur les plates-formes que dans les zones géosynclinales. La superficie des terres diminue. Dans le même temps, on observe un alignement général, une pénéplanation progressive des continents, ainsi que des zones terrestres insulaires éparpillées sur l'aire des régions géosynclinales. Ceci est mis en évidence par le changement presque omniprésent de la sédimentation terrigène caractéristique du Dévonien précoce en carbonate. Jusqu'à la fin de la période dévonienne, le relief montagneux est resté le plus stable dans les régions calédoniennes, mais même là, à la fin de la période, il s'est avéré considérablement lissé par endroits, comme en témoignent les couches supérieures à grain fin relatif des "anciens grès rouges" des îles britanniques, des dépressions de Minusinsk, etc.

L'époque du Dévonien tardif, contrairement au Dévonien précoce, en particulier sa première moitié (l'âge frasnien), a été une période de développement généralisé des transgressions marines, une période de domination prédominante de la mer sur la terre. Des époques similaires dans la vie de la Terre sont appelées thalassocratiques.

Restituer la position des zones climatiques du Dévonien est difficile, car la végétation au sol est clairsemée. Seulement traits de caractère Un certain nombre de faciès continentaux et lagunaires du Dévonien permettent de tirer quelques conclusions paléoclimatiques, cependant insuffisantes pour reconstituer le tableau général de la zonalité climatique au Dévonien.

Lorsque l'on considère les conditions de formation du « grès rouge ancien », de nombreux faits pointent vers le climat aride des dépressions intermontagneuses dans lesquelles ces sédiments se sont accumulés. La partie médiane de la plaque russe était apparemment caractérisée par un climat sec et chaud au Dévonien, comme en témoigne le développement généralisé de sédiments chimiogéniques lagunaires (dolomites, gypse, etc.). Les mêmes précipitations dessinent à l'intérieur de l'Europe une zone de climat aride, s'étendant du nord-ouest au sud-est. Autre preuve du climat dévonien, les tillites des montagnes du Cap en Afrique du Sud (30 m d'épaisseur), 500 km de long. Il n'est pas clair si les accumulations morainiques associées à cette glaciation ont une genèse continentale ou montagnarde. Les autres manifestations de l'activité glaciaire au Dévonien sont inconnues.

Plate-forme de l'Atlantique Nord (Lawrence)

Cette superplate-forme réunit la plate-forme nord-américaine, les Calédonides de l'hersynclinal des Grampiens et la plate-forme est-européenne (russe). Cet immense continent a été appelé "Ancien Continent Rouge" par la répartition des dépôts sableux dévoniens de couleur rouge.

La partie américaine de la plate-forme de l'Atlantique Nord était une terre sèche au début du Dévonien. Dès la seconde moitié du Dévonien, la transgression a commencé, atteignant un maximum au début du Dévonien supérieur. Dans des conditions de mer chaude et peu profonde, des limons carbonatés se sont déposés et des masses de récifs se sont situées à l'ouest. Des matériaux clastiques ont commencé à couler des soulèvements s'élevant dans le géosynclinal des Appalaches. Des dépôts de sable de couleur rouge se sont répandus vers l'ouest, la mer se rétrécit progressivement, laissant derrière elle un continent désertique à la fin de la période.

Les conditions continentales prévalaient sur le territoire des Calédonides britanniques au Dévonien. Les épaisseurs des dépôts continentaux d'Angleterre et d'Irlande sont connues sous le nom de « grès rouge ancien » (Old Red sandstone). Le grès rouge ancien est subdivisé en inférieur, moyen et supérieur, ce qui correspond aux trois divisions du Dévonien.

La zone classique de développement des "anciens grès rouges" est l'Ecosse. Au Dévonien inférieur, la couleur rouge vif et brune du grès rouge inférieur et la présence de grès feldspathiques indiquent climat aride. Les débris des structures montagneuses environnantes ont été transportés dans les dépressions d'Écosse. Parfois, des lacs peu profonds surgissaient dans les dépressions, dans lesquels des sédiments plus fins se déposaient, des crustacés, des poissons et des crustacés inférieurs vivaient. Il y a des roches volcaniques.

Au Dévonien moyen, les dépôts de grès rouge inférieur ont subi des plissements assez intenses et l'intrusion d'intrusions granitiques. Le grès rouge supérieur (Dévonien supérieur) recouvre en discordance le sous-jacent. Les dépôts deviennent moins grossiers, les roches volcaniques disparaissent presque, et l'épaisseur diminue (l'épaisseur totale des "anciens grès rouges" en Ecosse est de 8 km). Les fossiles les plus importants du Dévonien écossais sont les restes de poissons blindés et à nageoires croisées et de poissons sans mâchoires ressemblant à des poissons.

Dans les Calédonides de l'est du Groenland, de la Scandinavie et environ. Svalbard a également formé de la mélasse de couleur rouge jusqu'à 5-7 km d'épaisseur.

Sur la plate-forme est-européenne (russe), les dépôts dévoniens sont répartis sur la quasi-totalité du territoire, à l'exception des boucliers baltique et ukrainien et des zones de petits affleurements de roches du Paléozoïque inférieur à la surface diurne. Cependant, le Dévonien affleure dans des zones limitées : à l'ouest d'Europe de l'Est- Plaque russe (champ du Dévonien principal), dans la partie centrale de la plaque russe le long des vallées fluviales (champ du Dévonien central), ainsi que dans le bassin du Dniestr et sur le Timan. Le Dévonien inférieur n'est connu que dans les États baltes et dans le bassin du fleuve. Les sections du Dniestr, médiane et supérieure sont développées dans toute la plaque russe.

Dans la partie orientale de la plaque russe, le Dévonien est similaire en termes de lithologie, de cyclicité et de caractéristiques paléontologiques à l'Oural occidental. Ici, le Dévonien inférieur est absent, tandis que le Dévonien moyen se situe de manière transgressive sur le socle ou sur les dépôts du Protérozoïque supérieur et marque le début de la transgression depuis le géosynclinal de l'Oural. Les dépôts sont nettement cycliques : jusqu'à quatre étapes de transgression suivies de régressions à court terme. Des bassins d'eau douce et d'eau saumâtre avec des restes de plantes, de poissons, de crustacés inférieurs (esteria) et de linguls se sont développés. Ces dépôts ont été remplacés par des argilo-carbonates avec des restes de faune marine : coraux, stromatoporés, brachiopodes.

La transgression se poursuit au siècle franc. Les couches basales du nouveau cycle - l'horizon pashien des grès occupent de vastes zones à l'est de la plaque. Il s'agit d'un important horizon pétrolier productif. L'étage frasnien est caractérisé par des calcaires à riche complexe de faune marine et des roches domaniques enrichies en matière organique.Les packs terrigènes dévoniens constituent les principaux horizons productifs des provinces pétrolières et gazières Volga-Oural et Timan-Pechora.Sur le Timan, les bauxites ont Âge dévonien.

A l'ouest, au sein du domaine du Dévonien principal, les sédiments de la moitié supérieure du Dévonien se répartissent sur une épaisseur de plusieurs centaines de mètres à 1 km. Ce n'est que dans les régions les plus occidentales - en Lituanie et en Lettonie - que l'on connaît les dépôts du Dévonien inférieur - des argiles panachées avec des couches intermédiaires de marnes et des restes d'ichtyofaune avec des inclusions de gypse et des fissures de séchage à la surface de la litière. Ce sont des dépôts d'un bassin de séchage continental, qui a remplacé la baie marine du Silurien.

Au Dévonien moyen, un affaissement intense a commencé, couvrant de vastes zones. Les dépôts sablo-argileux panachés et de couleur rouge prédominent, souvent avec un litage oblique. Dans le Frasnien, la mer a fait intrusion dans le champ du Dévonien principal par l'est. Différents faciès se sont déposés : des argiles à sable aux sédiments carbonatés. Par endroits, des lagunes sont apparues avec des dolomies, des limons argileux avec du gypse. L'épaisseur des sédiments marins est variable - de 0 à 90 m.Dans la faune de la mer Frasnienne du domaine dévonien principal, les pélécypodes et les brachiopodes sont répandus (une espèce en grande quantité). A la fin du Frasnien, dans le domaine du Dévonien principal, à nouveau

Au sud-ouest de la plate-forme est-européenne, dans la fosse de Pripyat, des dépôts sablo-argileux panachés du Dévonien moyen (150-200 m) reposent sur le socle et sont remplacés plus haut par le complexe salin du Dévonien supérieur (3-3,5 km ).

La grande épaisseur des roches de ce complexe, la présence de roches volcaniques à certains endroits dans sa composition indiquent que le complexe considéré s'est formé dans une faille vpv-dyne - aulacogène (Pripyat-Donetsk aulacogen).

Il y a deux étapes dans l'histoire géologique de la partie orientale de la plate-forme nord-atlantique. Au début du Dévonien (la première étape), la plate-forme est-européenne a été soumise à un drainage, seulement à l'ouest il y avait encore des bassins résiduels. Au milieu du Dévonien, la deuxième étape - transgressive - a commencé. De nouvelles failles profondes sont apparues et d'anciennes ont ressuscité, ce qui s'est accompagné de magmatisme et a conduit à l'émergence et à l'activation d'aulacogènes. Divers hauts et des bas se sont formés. On suppose que le plan structurel moderne de la plate-forme a été principalement établi au Dévonien. Pendant la transgression, les boucliers baltique et ukrainien ont agi comme des soulèvements, mais les parties orientale et centrale de la plate-forme est-européenne, l'aulacogène Pripyat-Donetsk et les régions baltes se sont affaissées.

Plate-forme sibérienne

De petits affleurements du Dévonien sont notés sur la plate-forme sibérienne.

Le Dévonien inférieur peut être tracé à l'extrême nord-ouest; le milieu et le haut sont plus largement distribués. Le système dévonien sur la plate-forme sibérienne est représenté par des dépôts panachés argileux-carbonates, souvent gypseux, rarement salins avec de rares restes organiques. Les strates argileuses et carbonatées de couleur grise avec des fossiles marins sont beaucoup moins fréquentes. Au sud-ouest de la plate-forme, des dépressions ont accumulé des sédiments semblables à des formations contemporaines de dépressions intermontagneuses.

Au début du Dévonien, presque toute la plate-forme sibérienne était terrestre. La transgression a commencé "Au Dévonien moyen, a atteint son maximum au Frasnien et s'est terminée au Carbonifère inférieur. La plate-forme sibérienne est caractérisée par des baies marines de salinité anormale. La présence de sel gemme, de gypse, d'anhydrite, la couleur rouge de la des dépôts indiquent un climat aride. , de la lave a éclaté par endroits, de petites intrusions ont été introduites. Probablement, certaines cheminées de kimberlite ont un âge dévonien.

Plateforme chinoise

Au début du Dévonien, la majeure partie de la plate-forme chinoise était une zone de dénudation. Au Dévonien moyen et supérieur, une vaste transgression a capturé les parties sud et ouest de la plate-forme. Initialement, le régime marin était instable, on observe donc dans les coupes une alternance de sables continentaux et marins, remplacés plus tard par des sédiments argileux.

Le territoire de la plate-forme au début du Dévonien était caractérisé par un développement de type orogénique. Ici, les grès quartzeux continentaux du Dévonien inférieur, les conglomérats de quartz et le schiste de couleur rouge (épaisseur totale 1-1,5 km) avec une discordance structurelle reposent sur les formations sous-jacentes. La transgression s'est développée au Dévonien moyen et tardif ; les dépôts de cette époque, qui se produisent souvent sur des roches dévoniennes, sont représentés par des grès et des siltstones, et leur épaisseur ne dépasse pas des centaines de mètres. Cela montre qu'au Dévonien moyen, le développement orogénique de ce territoire a été remplacé par un développement de plate-forme.

gondwana

Une partie importante du Gondwana a conservé une position élevée dans le Dévonien et a été soumise à une dénudation intense. Des matériaux terrigènes - produits de la destruction des terres - se sont accumulés dans des bassins marins peu profonds, qui occupaient partout des zones limitées, à l'exception de l'Amérique du Sud. Ce n'est qu'en Amérique du Sud qu'une transgression majeure s'est produite au début du Dévonien. La mer Dévonienne a pénétré la marge ouest de l'Australie, comme en témoignent des dépôts terrigènes alternant avec des dépôts carbonatés, des structures récifales sont apparues par endroits.

La localisation des continents dans le Dévonien moyen conformément au concept de tectonique des plaques est indiquée dans le schéma XVIII, col. incl.

Histoire du développement des ceintures géosynclinales

À la suite du plissement calédonien passé, la région géosynclinale des Grampiens a cessé d'exister, les Calédonides ont réduit la superficie des autres géosynclinaux, divisé les ceintures géosynclinales et influencé d'autres processus géologiques.

Ceinture géosynclinale ouralo-mongole

Au Dévonien, la ceinture ouralo-mongole est divisée en deux parties par les Calédonides du macroisthme kazakh. L'un d'eux comprend les géosynclinaux de l'Oural et du Tien Shan. Une autre partie de la ceinture - l'Asie centrale - est située entre les Calédonides du macroisthme kazakh à l'ouest, les Calédonides du sud de la Sibérie et du nord de la Mongolie au nord, et la plate-forme chinoise sur lore.

Géosynclinal de l'Oural. Des affleurements dévoniens sont observés sur les versants ouest et est de l'Oural, de Pai-Khoi au nord à Mugodzhar au sud. À la base de la section dévonienne du versant occidental de l'Oural, on trouve des calcaires massifs, souvent récifaux (voir schéma V, couleur incl.). Dans les calcaires - structures d'algues, stromatoporates, coraux, nénuphars, brachiopodes. Au début du Dévonien, c'était une barrière de corail dans la mer tropicale du géosynclinal de l'Oural.

Le Dévonien moyen et supérieur se compose de cycles, chacun avec une érosion reposant sur les roches sous-jacentes et est représenté par des calcaires avec une mince unité de grès et d'argiles à la base. Les membres de grès basaux contiennent souvent des minerais de fer et des bauxites. Dans la partie supérieure du cycle inférieur, il existe un horizon particulier - infradomanique, composé de calcaires bitumineux gris foncé à couches minces souvent interstratifiés, de marnes, de schistes à coquilles de bivalves, d'ostracodes et moins souvent de goniatites. Dans la partie la plus élevée du cycle du Frasnien inférieur, il y a un domanik - un horizon de calcaires noirs, gris foncé très bitumineux, de marnes, de schiste avec des nodules et des lentilles de silex. De petits éléments squelettiques (tentaculites) ont été trouvés dans les roches argileuses, des conodontes, des coquilles de goniatite, des brachiopodes et des pélécypodes ont été trouvés dans les calcaires. L'épaisseur totale du Dévonien moyen et supérieur dans l'Oural occidental est de 1,2 km.

Le Dévonien du versant ouest de l'Oural est représenté par les trois sections, selon qu'il repose sur le Silurien et se chevauche selon les dépôts carbonifères. La section est subdivisée en deux parties correspondant à deux stades de développement. La première étape correspond à la régression du Paléozoïque moyen. Dans l'Oural à cette époque, il y avait une mer tropicale avec des récifs, et à l'ouest s'étendait un immense continent - l'ancien continent rouge. La deuxième étape débute au Dévonien moyen. La mer du géosynclinal de l'Oural a avancé sur la plate-forme nord-atlantique. La transgression maximale s'est produite au siècle franc. La cyclicité des dépôts, caractéristique du Dévonien moyen-supérieur, indique que la transgression s'est développée sur fond de mouvements oscillatoires. Le ralentissement des affaissements et l'intensification des soulèvements ont conduit à l'érosion des dépôts antérieurs et à l'accumulation des formations terrigènes.

Les sections du Dévonien de l'Oural sont bien caractérisées paléontologiquement et sont devenues des points de référence pour le monde entier. Ils sont caractéristiques du miogéosynclinal, car ils ne contiennent pas de roches volcaniques, ne sont pas recoupés par des intrusions, sont rassemblés en plis simples et sont faiblement métamorphisés.

Les dépôts dévoniens du versant oriental de l'Oural ont formé des formations eugéosynclinales typiques. Ce sont des formations à prédominance volcanique, les roches sédimentaires jouent un rôle secondaire et sont représentées par des grès, des schistes argileux et siliceux, des jaspes, des calcaires (épaisseur - 7-8 km). Ils sont rassemblés dans des systèmes complexes de plis, perturbés par de nombreuses ruptures, traversés par des intrusions et fortement métamorphosés. Ces dépôts font partie de la soi-disant bande de roches vertes de l'Oural, délimitée à l'ouest par la faille principale de l'Oural.

Parties sud et est de l'Oural-mongol ceinture géosynclinale. Les dépôts dévoniens dominent parmi les formations paléozoïques du Kazakhstan. Au Dévonien, une partie importante de ce territoire appartenait aux Calédonides du macroisthme kazakh, au sein duquel la sédimentation avait lieu dans des dépressions intermontagnardes en conditions continentales. À l'est du macroisthme, il y avait un géosynclinal, où se sont formées d'épaisses séquences de sédiments d'origine marine. De nombreuses failles sont apparues le long de la frontière, qui ont connu le naufrage du géosynclinal et le soulèvement des Calédonides, le long desquelles du magma a éclaté et des éjections de matériaux pyroclastiques se sont produites. Ils ont formé la ceinture volcanique marginale du Kazakhstan. Ainsi, trois types de sections sont distingués au sein du Kazakhstan central. L'un d'eux - une section de la région de Balkhash - caractérise les conditions géosynclinales. Il est dominé par des grès et des siltstones intercalés de calcaires avec une faune marine riche et diversifiée. Un mélange important de matériel volcanique est la preuve du volcanisme dans les zones adjacentes. La présence de grès à gros grains, de conglomérats, l'irrégularité des couches individuelles le long de la grève, des traces d'érosion, des découvertes de restes de plantes - tout cela indique des fluctuations du niveau des fonds marins, l'existence d'îles soumises à l'érosion. L'abondance de divers restes organiques, la présence de formes marines et les tailles souvent importantes des coquilles de brachiopodes et de pélécypodes témoignent d'une mer chaude et peu profonde de salinité normale. L'épaisseur des dépôts de section atteint 5 km.

Calédonides de la région plissée Altai-Sayan. La majeure partie de la zone calédonienne du sud de la Sibérie et de la Mongolie est caractérisée par l'accumulation d'épaisses strates de roches dévoniennes dans des creux intermontagnards superposés à un socle pré-dévonien plissé et délimités par des failles. Les sédiments continentaux de couleur rouge et les formations volcanogènes prédominent.

Les sédiments d'origine marine sont représentés par de minces membres de roches sablo-argileuses et carbonatées de couleur grise avec des restes de brachiopodes, coraux, bryozoaires, lys de mer. Ceci est le résultat d'ingressions (pénétration de la mer dans les zones inférieures des terres les plus proches) qui ont eu lieu au Dévonien moyen et supérieur. Rarement aussi, en quantité subordonnée, il existe des dépôts de bassins internes de salinité anormale (roches carbonate-argileuses avec restes de bivalves, gastéropodes, linguls, conodontes, ostracodes, phyllopodes, poissons).

Les dépôts dévoniens des bassins intermontagnards sont de grande épaisseur, faiblement métamorphisés, rassemblés en plis simples, recoupés par de petites intrusions. Un exemple d'une telle section est le Dévonien des dépressions de Minusinsk, atteignant une épaisseur de 3 à 9 km. Ce sont principalement des grès et des siltstones de couleur rouge avec des fissures de séchage, des glyptomorphoses après sel gemme et des lentilles de gypse. La section est caractérisée par une nette cyclicité : la partie inférieure (épaisse) de chaque cycle est composée de sédiments continentaux de couleur rouge, et la partie supérieure (mince) est composée de sédiments lagono-marins de couleur grise. Les formations volcaniques terrestres sont très répandues dans le Dévonien inférieur et moyen.

Les formations dévoniennes du versant nord-est de la crête de Salair ont un caractère différent. Au début du Dévonien, le territoire de Kuzbass, selon M.A. Rzhonsnitskaya, était la partie marginale de la région géosynclinale, qui était limitée par les structures montagneuses calédoniennes du sud et de l'est. Au début et au début du Dévonien moyen, le bassin de haute mer occupait la partie sud-ouest de ce territoire et communiquait librement avec les mers géosynclinales Oural-Tien Shan et Altaï. La grande épaisseur des sédiments de la mer relativement profonde de cette époque (environ 4,5 km) indique un affaissement important du fond du bassin marin. Les dépôts du Dévonien inférieur et moyen du nord-est de Salair sont principalement représentés par des calcaires gris et gris foncé avec la plus riche faune marine de brachiopodes, coraux, stromatoporates, crinoïdes, conodontes, tentaculites, céphalopodes, bivalves, bryozoaires, poissons, ostracodes, etc. marnes , mudstones, siltstones, grès. La composition de la faune, la présence de grandes structures récifales témoignent de conditions climatiques chaudes. À la fin du Dévonien moyen, le bassin marin devient moins profond et les sédiments terrigènes commencent à prédominer. À la périphérie de Kuzbass à l'âge de Givetian, l'activité volcanique commence sous la forme d'épanchements sous-marins et terrestres. À la fin du Dévonien moyen, il y a eu un soulèvement général de la crête de Salair et un affaissement important du territoire entre celle-ci et le Kuznetsk Alatau, suivi de la formation de la dépression de Kuznetsk. Au Dévonien supérieur, les conditions marines sont restaurées sur les marges nord et nord-ouest de Kuzbass ; sur la marge sud-ouest (Salair), la sédimentation à la fin du Dévonien moyen-supérieur ne se produit plus.

Cette ceinture a connu un important affaissement intensif au Dévonien. Dans la partie centrale de l'Europe occidentale, le massif moyen est resté - le soulèvement franco-tchèque ou Moldanub (bloc). Le nom vient des fleuves Moldova et Danub - l'ancien nom du Danube. Ce massif médian est né du plissement du Baïkal. Au nord et au sud de ce soulèvement, le Dévonien contient un rôle important de roches volcaniques. Au nord, des dépôts sablo-argileux sont tracés, au sud - du carbonate.

Les plus grands affleurements du Dévonien sont connus dans les Ardennes et les montagnes schisteuses du Rhin, où les stratotypes de plusieurs étages du système dévonien ont été identifiés.

Dans les Ardennes, les dépôts dévoniens reposent sur une nette discordance structurale causée par le plissement calédonien sur les roches cambriennes. Ici, le Dévonien inférieur est composé de produits d'érosion du massif brabançon : conglomérats et grès arkoses, changeant rapidement de section avec une alternance de grès polymictiques et de schistes rouges. Sur la base de l'étude des brachiopodes, les stades Zhedinsky, Siegen et Ems sont distingués. Au-dessus se trouve une séquence de schistes à lentilles calcaires, que les géologues belges attribuent à l'étage régional couvénien. Les étages givétien et frasnien sont représentés par des calcaires avec des restes de tabulés, de rugoses, de brachiopodes, de goniatites et de conodontes. L'Étage Famennien est composé de schistes à climénia. L'épaisseur totale du Dévonien est d'au moins 7 km.

La baie de la mer du Paléozoïque moyen existait à l'est du soulèvement (bloc) de Moldanub dans la région de Prague. Ici, dans la fosse de Barrand, du nom de l'éminent paléontologue I. Barrand, les sédiments dévoniens recouvrent en concordance les roches siluriennes. La section des dépôts de la fosse de Barrand ne dépasse pas 450-500 m d'épaisseur, ce qui s'explique par l'accumulation de sédiments sur la base rigide du massif moyen. La section est composée de calcaires avec des intercalaires de schistes calcaires et se caractérise par une faune marine riche et diversifiée. Dans la partie inférieure de la coupe, on trouve des stratotypes des étages przhidolien, lochkovien et pragien.

Dans la région géosynclinale du Pacifique Ouest, trois types de coupes se sont formées au Dévonien : eugéosynclinales, miogéosynclines et typiques des massifs médians.

Dans la zone eugéosynclinale de la côte pacifique du nord-est de l'Asie, des strates de composition spilite-diabase, des sédiments siliceux, sableux et carbonatés se sont accumulés. Le même type de section peut être tracé dans les îles japonaises, où le Dévonien est représenté par des kératophyres, des laves mafiques, leurs tufs, schistes et calcaires d'une épaisseur totale pouvant atteindre 3 km. Partout les dépôts du Dévonien se conforment au Silurien.

Dans les massifs moyens (Omolonsky, Khankaisky et Bureinsky) dans des conditions marines terrestres ou peu profondes, des strates relativement minces de sédiments sablo-argileux et carbonatés, ainsi que des laves de composition acide et intermédiaire, se sont formées. Ils reposent avec une discordance angulaire nette sur les formations sous-jacentes.

L'histoire géologique de la partie australienne de la région géosynclinale du Pacifique occidental est plus complexe. On y distingue deux zones : orientale - eugéosyncline et ouest - mio-géosyncline. Dans la zone occidentale du Dévonien moyen, la sédimentation a été interrompue par une phase de plissement et l'intrusion d'intrusions granitoïdes. Au Dévonien supérieur, des dépressions orogéniques se sont formées ici, dans lesquelles se sont accumulées des séquences terrigènes rouges et panachées, parfois volcanogènes. Dans la zone orientale, le régime eugéosynclinal a été préservé.

Dans la région géosynclinale du Pacifique Est du Dévonien, ainsi que dans l'Ordovicien et le Silurien, des types de sections miogéosynclinales et eugéosinclinales se sont formés, et la seconde d'entre elles est développée dans une mesure limitée - à l'ouest de la Cordillère. Le plissement calédonien a conduit ici aux retombées des sections du Dévonien inférieur. Volcaniques du Dévonien moyen-supérieur, roches siliceuses et sableuses (3 km) reposent en discordance sur des formations plus anciennes. Les dépôts sablo-argileux marins miogéosynclinaux (3-4,5 km) sont caractéristiques de l'Amérique du Sud. Sans doute la manifestation du plissement calédonien au nord des Andes, où l'introduction d'intrusions acides lui est associée.

Minéraux

Malgré la pauvreté de la végétation terrestre, son développement a conduit à la formation au Dévonien des premiers gisements industriels de l'histoire de la Terre. houille.

Il est à noter qu'une division binaire du Carbonifère (coupes inférieure et supérieure) est actuellement en cours de discussion et, semble-t-il, sera établie, correspondant aux faciès marin et continental de ce système en Europe occidentale, en Amérique et en Asie. Ce n'est qu'au sein de la plate-forme est-européenne que le régime maritime a été préservé pendant toute la période. Par conséquent, dans cette région, le système a été subdivisé en trois sections et presque tous les niveaux ont été installés ici (à l'exception des deux niveaux inférieurs). En raison de l'absence d'une stratigraphie carbonifère nouvellement proposée approuvée au Congrès géologique international, les auteurs présentent un schéma déjà connu.

La flore carbonifère est dite « anthracophyte ». La végétation carbonifère, en train de mourir et d'être enterrée, a formé les plus grandes accumulations de charbon de l'histoire de la Terre.

Les mers du Carbonifère se caractérisent par le développement rapide de foraminifères, qui ont parfois joué le rôle d'organismes rocheux (calcaires à fusuline). Il convient de noter l'ordre Fusulinida - grands foraminifères, dont des accumulations particulièrement importantes sont observées dans la région de la Volga.

Parmi les autres invertébrés du Carbonifère, grande importance quelques coraux à quatre pointes - Lonsdaleia, Caninia et tabulés - Chaetetes, Syringopora, Michelinia. Certains groupes de brachiopodes ont atteint leur apogée au Carbonifère. Les productidés - Productidae et les spiriféridés - Spiriferidae sont particulièrement typiques. Nombreux oursins. Assez souvent, des fourrés de crinoïdes sont apparus sur le fond marin.

D'une grande importance stratigraphique, en particulier pour le Carbonifère inférieur, sont les conodontes, parmi lesquels de nombreux nouveaux genres sont apparus dans le Carbonifère. Le niveau le plus préféré pour tracer la frontière entre le Dévonien et le Carbonifère est la base de la zone de conodontes de Siphonodella sulcata. o Parmi les céphalopodes, il faut mentionner le détachement d'ammonoïdes à structure simple de cloisons - goniatites et agoniatites. La ligne lobée et la sculpture des coquilles de goniatite deviennent plus complexes. Les bivalves et les gastéropodes étaient abondants. Les bivalves habitaient non seulement les mers, mais aussi les bassins d'eau douce. Les plus petits crustacés - les ostracodes - avaient une distribution similaire.

Des conditions climatiques favorables et une végétation luxuriante ont déterminé l'abondance des arthropodes terrestres: araignées, scorpions, cafards, libellules (parfois avec une envergure allant jusqu'à 1 m). De nombreux poissons vivaient dans les mers du Carbonifère. Une variété d'amphibiens (stégocéphales) habitaient les rives des lacs, les fourrés des forêts.

A la fin du Carbonifère, les stégocéphales ont donné naissance aux premiers reptiles - les reptiles. Les caractéristiques progressives des reptiles (couverture cornée qui protège le corps de la perte d'humidité ; reproduction par des œufs pondus à terre) leur ont permis de pénétrer profondément dans les continents.

Pour la stratigraphie des dépôts marins du Carbonifère, les plus importants sont les conodontes, les foraminifères (fusulinidés), les goniatites et les brachiopodes. La détermination de l'âge des dépôts continentaux est basée sur l'étude des restes de plantes, ainsi que des complexes de spores et de bivalves d'eau douce.

Structures crustales et paléogéographie

Dans le Carbonifère, Laurentia, les plates-formes sibériennes et chinoises et la superplate-forme Gondwana ont continué d'exister au sein des continents modernes. Entre eux se trouvaient le géosynclinal des Appalaches, les ceintures géosynclinales méditerranéenne, ouralo-mongole et pacifique.

Après une accalmie du Dévonien, la croûte terrestre est recouverte par une nouvelle vague de mouvements tectoniques qui composent l'ère hercynienne de la tectonogenèse ou plissement hercynien (de l'ancien nom d'Hercynie - les montagnes du Harz en Allemagne). Les phases suivantes du plissement hercynien sont généralement distinguées. La première d'entre elles (D3-C]) phase bretonne s'est manifestée de manière limitée à la fin du Dévonien. Elle a fermé le géosynclinal inuit. La phase Sudetstya remonte à la fin du Carbonifère inférieur. Il s'est manifesté de manière plus significative au nord de la ceinture géosynclinale méditerranéenne, sur le territoire du géosynclinal des Appalaches et de la ceinture ouralo-mongole. Ainsi, dans ces régions et les parties adjacentes des plates-formes, le Carbonifère moyen et supérieur est représenté par des mélasses, souvent continentales et houillères, remplissant des creux marginaux et intermontagnards. La phase asturienne est apparue à la fin du Carbonifère moyen ; Ouralique - au début du Permien inférieur ; Za-Alskaya - à la fin du début - le début du Permien supérieur et le Palatinat - à la fin du Permien - le début du Trias.

Le plissement hercynien a fermé un certain nombre de régions géosynclinales et presque complètement la ceinture ouralo-mongole. Significativement réduite après le plissement hercynien, la ceinture géosynclinale méditerranéenne est généralement appelée région géosynclinale de la Téthys.

Toutes les plates-formes de l'hémisphère nord, ainsi que les Hercynides qui les ont rejointes, ont fusionné en une immense plate-forme (superplate-forme) Laurasia. Le plissement hercynien a entraîné une augmentation de la taille du Gondwana à la suite de l'extinction du régime géosynclinal dans le sud des montagnes de l'Atlas et dans les montagnes de l'est de l'Australie.

Le plissement hercynien s'est accompagné d'un magmatisme effusif et intrusif intense, qui, à son tour, est associé à la formation de gisements minéraux.Les mouvements tectoniques ont été ravivés dans les zones de plissement plus ancien. Dans les parties des Calédonides adjacentes aux Hercynides, ces mouvements s'accompagnent de l'effusion d'effusifs et de la mise en place d'intrusions. Pour les zones de plissement hercynien, les creux marginaux sont très caractéristiques, qui se sont formés au stade orogénique de développement des géosynclinaux le long de leur bordure avec les plates-formes. Du fait que les premières phases du plissement hercynien étaient très fortes et que les phénomènes de compression de la croûte terrestre prédominaient sur la planète, le rift pour le Carbonifère et le tout début du Permien inférieur n'est pas typique. Une exception à cet égard est l'aulacogène de Pripyat-Donetsk.

La régression, qui a commencé à la fin du Dévonien, a été longue et stable au sein du Gondwana, où le cadre continental a persisté tout au long du Carbonifère inférieur. Sur les continents septentrionaux, au début du Carbonifère, la transgression reprend, qui, outre les plates-formes précambriennes, recouvre certaines zones des Calédonides, fortement arasées par la dénudation. Les mers occupaient une partie des Calédonides sur le territoire de l'Angleterre, la plus orientale de l'Europe de l'Est, la partie occidentale des plates-formes nord-américaines (canadiennes) et une petite partie de la plate-forme sibérienne adjacente au Yenisei. A partir de la fin du Carbonifère inférieur, avec le développement du plissement et de la formation des montagnes, de vastes zones en géosynclinaux se sont dégagées de la mer. Dans le même temps, toutes les plates-formes de l'hémisphère Nord se sont progressivement libérées de la mer. Une exception est la plate-forme est-européenne, où la mer est restée jusqu'à la fin de la période, seulement légèrement réduite en taille. Sur les plates-formes sibérienne, chinoise et canadienne, à la fin du Carbonifère, la terre dominait. Au Gondwana, au contraire, la zone de la mer s'étend et les eaux marines pénètrent dans le bassin de l'Amazone, dans le nord de l'Afrique et le sud-ouest de l'Australie.

Au Carbonifère inférieur, il n'y a toujours pas de différenciation nette en zones climatiques. Le large développement de la flore de lépidodendrons qui aime l'humidité et la chaleur témoigne du climat uniforme et humide de la majeure partie de la surface de la Terre. Dans la seconde moitié du Carbonifère, on observe des différences nettes entre la flore de lépidodendrons de la région floristique westphalienne (proche équatoriale), d'une part, et les flores de Tunguska (tempérée nord) et glossoptérienne (tempérée sud), d'autre part.

Dans la région de Westphalie, le climat était humide et chaud, tandis que dans les régions de Tunguska et de glossoptérie, il était tempéré et froid. Les processus de construction et de régression des montagnes ont conduit à une telle différenciation climatique. À la fin du Carbonifère et au début du Permien, une vaste glaciation a eu lieu au Gondwana.

La disposition des continents au Carbonifère supérieur, compilée selon le concept d'une nouvelle tectonique globale, est illustrée dans le schéma XIX, col. incl.

Historique du développement de la plateforme Plateforme Atlantique Nord (Lawrence)

Au début de la période carbonifère, les conditions qui existaient au Dévonien supérieur étaient généralement préservées sur la plate-forme nord-atlantique. Les dépôts du Carbonifère inférieur (Tournai et Visé) sont principalement représentés par des roches carbonatées d'origine marine. À la fin du début précoce du Carbonifère moyen, en raison du développement du plissement hercynien, qui s'est manifesté dans la ceinture géosynclinale méditerranéenne adjacente à la plate-forme et dans le géosynclinal appalachien, la nature de la sédimentation dans la Laurentie a radicalement changé. Ainsi, à l'ouest, au sein de la partie nord-américaine de la plate-forme, les gisements de Pennsylvanie sont représentés par une séquence houillère d'origine paralysante. Dans les Calédonides britanniques, la séquence houillère du même âge dans sa partie supérieure s'est accumulée en partie déjà en conditions limniques.

Un bassin marin a continué d'exister à l'est de la plate-forme Lavrentia dans le Carbonifère, comme il ressort de l'analyse de la section près de Moscou. Il se caractérise par la prédominance de roches carbonatées avec de nombreux restes de foraminifères, brachiopodes, coraux, bivalves (pélécypodes), gastéropodes, échinodermes et parfois goniatites. Cette section est un exemple de dépôts de plate-forme typiques accumulés dans un bassin marin chaud. Le régime marin a été perturbé deux fois : lors de l'accumulation de strates houillères dans le Viséen et au début du Carbonifère moyen, ce qui a entraîné l'absence de dépôts de l'étage Bachkirien (voir Schéma VI, col. incl.). À l'est, les roches terrigènes de l'étau - un analogue des strates houillères de la région de Moscou - constituent l'un des horizons productifs les plus importants de la province pétrolifère Volga-Oural.

Plate-forme sibérienne

Au Carbonifère, la majeure partie de la plate-forme sibérienne était dominée par des conditions continentales. Au début du Carbonifère inférieur, la mer ne pénétrait que les marges nord-ouest et nord-est de la plate-forme. L'accumulation de sédiments carbonatés d'une épaisseur de plusieurs centaines de mètres a eu lieu ici. Au Carbonifère moyen et supérieur, la majeure partie de la plate-forme a été impliquée dans l'affaissement, à l'exception de sa marge sud et du massif d'Anabar. Sables, limons, argiles et tourbières se sont accumulés dans les bras morts, les lacs, les marécages, sur les terrasses inondables et les espaces marécageux entre les rivières, où dominait une végétation luxuriante avec une prédominance de cordaites, qui ont ensuite formé des intercalaires de charbon. La flore du Paléozoïque supérieur de Sibérie est mieux étudiée dans le bassin de Kuznetsk, par conséquent, l'âge des dépôts hôtes est déterminé par comparaison avec la section de Kuzbass.

Plateforme chinoise

Au Carbonifère, la partie sud de la plate-forme chinoise était dominée par la mer. L'accumulation de sédiments carbonatés a prévalu ici. Au Carbonifère moyen, le nord de la plate-forme a connu la transgression. Lorsque la mer a attaqué ce territoire, à la suite du lessivage de la croûte d'altération formée au cours du Carbonifère inférieur, des dépôts de bauxite et minerais de fer. Au-dessus se trouve une formation houillère paralytique d'une épaisseur de plusieurs centaines de mètres.

Le territoire de la plate-forme au Carbonifère inférieur était une zone de démolition. Au Carbonifère moyen et supérieur, des strates carbonatées s'y sont accumulées avec des intercalaires de dépôts continentaux sablo-argileux et houillers d'une épaisseur totale de plusieurs centaines de mètres.

gondwana

La majeure partie du Gondwana dans le Carbonifère, ainsi que dans le Dévonien, a conservé une position élevée. Ce n'est qu'au Carbonifère inférieur que les parties marginales du supercontinent ont connu un affaissement.

A cette époque, la mer existait au nord de la partie africaine du Gondwana, où elle pénétrait depuis la ceinture géosynclinale méditerranéenne. Ici, il y avait une accumulation de sables, d'argiles et de sédiments carbonatés, à certains endroits - la formation de récifs. La mer occupait également l'ouest de la partie australienne du Gondwana. Des sédiments principalement carbonatés se sont accumulés à l'ouest et des sédiments terrigènes se sont accumulés au sud-est.

Les roches continentales et lagunaires du Carbonifère inférieur sont encore plus restreintes au Gondwana. En Afrique du Nord, ils se sont formés le long de la périphérie du bassin maritime et sont représentés par des sédiments sablo-argileux avec des restes végétaux. A l'est du Brésil, une séquence terrigène contenant des intercalaires houillers a le même âge. Au Carbonifère moyen, la mer a pénétré dans le nord-est du Brésil et dans le bassin amazonien. Dans le nord-est du Brésil, une séquence de grès, siltstones, roches siliceuses et calcaires jusqu'à 250 m d'épaisseur s'est formée. Au nord de la partie africaine du Gondwana, une régression a eu lieu dans le Carbonifère moyen, et une strate houillère s'y est formée.

Le Carbonifère supérieur a été marqué par une vaste glaciation du Gondwana. Les tillites sont connues en Afrique, à Madagascar, dans l'Hindoustan, en Australie, en Amérique du Sud et en Antarctique, où elles font partie de la série gondwanienne des dépôts continentaux (Carbonifère supérieur - Crétacé inférieur). dans le Sud, Afrique centrale et à Madagascar, les tillites (400 m) sont formées de galets et de blocs non triés, plus ou moins arrondis (jusqu'à 2 m de diamètre) de roches précambriennes, qui sont recouverts d'ombrage glaciaire et cimentés par un matériau sablo-argileux. Des restes de poissons, de mollusques et de crinoïdes se trouvent dans les couches d'argile - preuve d'une pénétration à court terme de la mer. Les tillites reposent sur des surfaces inégales, polies et scarifiées par les glaciers.

La large distribution des tillites est une confirmation incontestable du refroidissement général du Gondwana au Carbonifère supérieur. Climat chaud, à en juger par les découvertes de dépôts de couleur rouge du Carbonifère supérieur, n'existait qu'en Afrique du Nord.

L'unité du continent Gondwana, en plus des conditions climatiques, est également prouvée par le complexe commun de la flore et des restes de reptiles du Paléozoïque supérieur.

Histoire du développement des ceintures géosynclinales Ceinture géosynclinale ouralo-mongole

Au sein de la ceinture ouralo-mongole au début du Carbonifère, il y avait les géosynclinaux de l'Oural, du Tien Shan, du Dzhungar-Balkhash, du Zaisan et de la Mongolie, séparés les uns des autres par des zones de plissement calédonien et plus ancien.

L'histoire géologique de ces géosynclinaux, à partir du Carbonifère moyen, est différente en raison des différentes manifestations des premières phases de plissement hercynien.

Géosynclinal de l'Oural. Les dépôts carbonifères sont répandus à la fois sur les versants ouest et est de l'Oural.

La section carbonifère de la marge occidentale de l'Oural est continue, représentée par les trois sections. La section est dominée par des calcaires avec une faune diversifiée. Des dépôts de ce type se sont formés dans les conditions d'un bassin marin chaud s'étendant plus à l'ouest dans la plate-forme est-européenne. L'épaisseur totale est de 0,5 à 1,3 km. Il s'agit d'une coupe miogéosynclinale typique (pas de roches volcaniques, pas d'intrusions, faible métamorphisme, les roches sont rassemblées en plis simples).

La section située à l'est (versant oriental de l'Oural) contient également les trois sections du Carbonifère (voir schéma VII, col. inc.). La coupe est composée de roches terrigènes : grès, schistes argileux ; des intercalaires de roches à gros grains et de conglomérats apparaissent au Carbonifère moyen et supérieur. Les roches sont souvent en couches rythmiques, contiennent des couches intermédiaires de dépôts siliceux, carbonatés et tufacés. Épaisseur 2,7-3,7 km. Les sédiments de ce type se sont accumulés dans la partie la plus activement subductante du géosynclinal.

Le Carbonifère inférieur des coupes orientales est caractérisé par la présence de puissantes formations volcaniques. L'épaisseur du Carbonifère inférieur atteint 3,5 km. Il s'agit d'une coupe de type eugéosynclinal, qui caractérise la partie du géosynclinal qui se développe le plus activement. Le Carbonifère moyen est représenté par des dépôts clastiques jusqu'à 1 km d'épaisseur, avec des couches intercalaires de roches carbonatées Il existe souvent d'épaisses couches intercalaires de conglomérats et d'accumulations résidus végétaux. Tout cela témoigne des soulèvements hercyniens à l'est du géosynclinal de l'Oural, qui ont fourni du matériel clastique à la mer située à l'ouest. Le carbonifère du versant oriental est assemblé en plissements complexes perturbés par de nombreuses ruptures, fondus et pénétrés par des intrusions, et fortement métamorphosés.

Géosynclinal Dzhungaro-Balkhash. Dans la première moitié du Carbonifère inférieur, le géosynclinal Dzhungar-Balkhash était occupé par un bassin marin peu profond, dans lequel se sont accumulés des sédiments siliceux-argileux et siliceux et des matériaux tufacés apportés des îles.

En lien avec la manifestation de la phase de plissement du Viséen moyen dans la seconde moitié du Carbonifère inférieur, la mer a été préservée au sud-est du géosynclinal ; De nombreux volcans ont surgi dans son nord-ouest. La phase de plissement suivante - pré-Carbonifère moyen - a conduit à l'extinction des conditions géosynclinales dans cette zone, de sorte que le Carbonifère moyen et supérieur sont principalement représentés par des strates volcaniques continentales. La mer existait à l'extrême sud-est, où des sédiments terrigènes se sont formés avec un mélange important de matériaux volcaniques.

Dans le bassin de Kuznetsk, la coupe carbonifère est complète, bien caractérisée paléontologiquement et constitue une référence pour la Sibérie centrale et les régions adjacentes.

Les étages tournaisien et viséen à Kuzbass sont composés de dépôts marins carbonatés et terrigènes atteignant 1 km d'épaisseur. Ils se caractérisent par une variété de vestiges organiques, ce qui a permis de corréler ces dépôts avec les unités stratotypiques des étages tournaisien et viséen d'Europe occidentale.

Au-dessus se trouve une formation houillère (jusqu'à 5 à 8 km d'épaisseur), dans laquelle des grès gris et des siltstones sont intercalés à plusieurs reprises, les lits de charbon sont d'une importance secondaire. L'âge de cette formation houillère va du Serpoukhovien au Permien tardif inclus. La formation houillère est caractérisée par un riche complexe de flore fossile, dans lequel prédominent les cordaïtes, ainsi que des restes de bivalves (pélécypodes), de balanes, de poissons et d'insectes. Dans la partie inférieure de la formation, à la limite du Carbonifère inférieur et moyen, on trouve un horizon de grès calcaires à faune marine.

La formation houillère est subdivisée en séries, sous-séries et suites. Cette subdivision est basée sur des données lithologiques et des changements transversaux dans les assemblages de plantes et les bivalves d'eau douce. Cependant, en raison de l'unicité de la faune et de la flore, la comparaison des différentes parties de la formation houillère avec des étages et même des divisions de l'échelle générale est conditionnelle. La formation houillère contient environ 300 veines de charbon d'une épaisseur totale de 5 à 8 km. Après une baie peu profonde et chaude au Carbonifère inférieur, dans laquelle se sont accumulés des sédiments carbonatés et terrigènes, à partir du Carbonifère moyen cette baie est devenue marécageuse et le charbon s'est accumulé.

Région géosynclinale des Appalaches

Dans la partie nord du géosynclinal des Appalaches, la phase acadienne de plissement s'est fortement manifestée, de sorte que l'histoire carbonifère des parties nord et sud du géosynclinal est différente. Au nord, des dépôts épais (plus de 6 km) de type molasse, en grande partie houillers, se sont accumulés dans les dépressions intermontagneuses. L'accumulation d'épaisses strates sablo-argileuses dans la partie sud du géosynclinal à la fin du Mississippien a été interrompue par le plissement hercynien. Dans la zone bordant la plate-forme nord-américaine, un creux marginal s'est développé à l'époque pennsylvanienne, qui était rempli de molasse charbonneuse.

Ceinture géosynclinale méditerranéenne

La section du Carbonifère des Hercynides d'Europe occidentale a été étudiée plus tôt que dans d'autres régions et est donc devenue la norme dans l'élaboration du schéma stratigraphique du système carbonifère. Dinant (Tournay, Visé) est représenté par des formations géosynclinales typiques (voir Schéma VII, couleur inc.). Dans certaines régions, il s'agit d'une épaisse couche de schistes argileux monotones avec des couches intermédiaires de grès, de schistes siliceux et, à certains endroits, d'effusifs. Dans les zones proches de la frontière avec la plate-forme nord-atlantique, il s'agit de calcaires contenant de nombreux restes de coraux et de brachiopodes, sur lesquels repose la division du dinant en étages tournaisien et viséen (d'après les noms des villes de Tournai et de Wiese en Belgique).

Après la phase de plissement sudètenienne, qui s'est accompagnée de l'introduction d'intrusions, un pays montagneux est apparu sur la marge nord de la ceinture géosynclinale méditerranéenne. La sédimentation a eu lieu dans les dépressions intermontagnardes, où se sont formées des strates houillères limniques.

Aux siècles namurien et westphalien, la mer ne restait qu'à la frontière de l'édifice montagnard et de la plate-forme laurentienne. Un avant-fosse typique s'est formé ici, s'étendant du sud de l'Angleterre au nord de la France, de la Belgique, de l'Allemagne, du sud de la Pologne et du nord de la Tchécoslovaquie, et une molasse paralytique contenant du charbon s'est formée. Son accumulation a cessé au Stéphanien, lorsque, à la suite de la phase asturienne de plissement, cette zone a été impliquée dans un soulèvement.

Ceinture géosynclinale du Pacifique

Dans la région géosynclinale du Pacifique Ouest, les trois mêmes types de coupes se distinguent au Carbonifère comme au Dévonien. Le type eugéosynclinal de la coupe est caractéristique de la partie interne du géosynclinal gravitant vers la côte Pacifique. Au Kamtchatka, dans les hautes terres de Koryak et au Japon, d'épaisses strates volcano-siliceuses, à certains endroits, des strates de flysch se sont formées dans le Carbonifère. Beaucoup plus large dans la zone externe du géosynclinal, le type miogéosynclinal de la section est développé, bien représenté à Verkhoyansk et dans le bassin de la rivière. Kolyma. Ici, les calcaires se sont accumulés au cours de la tournée et, à partir de l'âge de Visé, la formation du complexe terrigène de Verkhoyansk a commencé, qui s'est poursuivie jusqu'à la fin. jurassique. L'épaisseur des dépôts carbonifères dans ces zones atteint 3-4 km. Le troisième type de coupe carbonifère, relativement mince (jusqu'à 700 m), se répartit au sein des massifs moyens ; il est composé de formations carbonatées-terrigènes et andésitiques-basaltiques.

Dans la région géosynclinale du Pacifique Est, la zone eugeosynclinale ne se distingue qu'au nord par une bande étroite le long de la côte pacifique de l'Alaska au Mexique. Ici, des sédiments siliceux et argileux, des calcaires, des laves et des tufs de composition principalement andésitique se sont formés au Carbonifère. Dans la zone miogéosynclinale, du fait de la manifestation de la phase bretonne de plissement, les dépôts mississippiens reposent partout en nette discordance sur des formations plus anciennes. Dans la Cordillère d'Amérique du Nord, ils sont représentés par des sédiments terrigènes marins, le long de la frontière avec la plate-forme - par des roches carbonatées. En raison de la forte manifestation de la phase de plissement sudètenienne, les dépôts de Pennsylvanie ont une distribution limitée, reposent en discordance sur les roches sous-jacentes et sont représentés par des conglomérats et des grès à gros grains.

Dans la partie sud-américaine de la région géosynclinale considérée, la phase bretonne de plissement s'est accompagnée de la mise en place d'intrusions granitiques ; il a conduit au soulèvement des Andes centrales, qui s'est poursuivi tout au long du Carbonifère précoce, et à la glaciation des montagnes. A cette époque, des molasses panachées avec des intercalaires de charbons, de laves et de tufs felsiques s'accumulaient dans les dépressions intermontagnardes ; en certains endroits cette molasse est remplacée par des sables, des argiles et des calcaires formés dans les conditions marines. En Pennsylvanie, des calcaires avec des intercalaires d'argiles se sont formés, qui ont été remplacés le long de la frontière avec la plate-forme par des sédiments continentaux de couleur rouge.

Dévonien - quatrième période ère paléozoïque dans l'histoire géologique de notre planète. C'est une période de développement rapide du système biologique et de cataclysmes graves. Les événements qui ont eu lieu à cette époque ont eu un impact extraordinaire sur le développement de la vie terrestre ultérieure. C'est la période de la formation du sol, du développement de nouvelles formes et types d'êtres vivants, de la conquête dynamique des terres par eux, du début de la formation d'humus et de gisements minéraux.

Système dévonien

Pour la première fois, ce terme a été pointé du doigt par des scientifiques - les Anglais Adam Sedgwick et Roderick Murchison - en 1839 dans le Devonshire, d'où le nom de la période. À l'aide d'études radiologiques, les temps (il y a 420 à 350 millions d'années) et la durée de la période dévonienne ont été établis, ce qui devient environ 60 millions d'années. En 1845, les savants allemands, les frères Zenberger, après avoir disséqué les gradins des Ardennes et des montagnes rhénanes, formèrent la première division du système. À l'heure actuelle, le Devon est divisé en trois périodes et sept niveaux, qui ont subi quelques modifications depuis les premières expériences.

Fossiles - indicateurs de l'époque

La paléontologie est la science de la végétation, de la faune, de la géologie des périodes passées. Les vestiges extraits des couches rocheuses de leur époque servent d'indicateur de leur époque. Se faire une idée correcte du climat, des conditions d'existence des organismes, de leur évolution et de leur adaptation aux environnement naturel, qui a constamment changé sous l'influence des cataclysmes, les fossiles fossiles aident. La période dévonienne est l'époque des premières fougères, des premiers animaux terrestres, des plantes à spores, des bivalves, des trilobites, des poissons, des coraux, des premiers insectes terrestres et des amphibiens.

Commencer

La période géologique du Dévonien est caractérisée comme une ère de domination terrestre, qui s'est accrue en raison de la régression de la mer. Après une série de tremblements de terre et d'éruptions volcaniques de la première période, les mers dans les plis des géosynclinaux Oural-Tien Shan, Cordillère et Tasman ont été considérablement réduites, les creux dans lesquels se sont progressivement remplis de sable et de cailloux, qui se sont formés dans le processus d'érosion des sols. En conséquence, de vastes zones de grès rouge se sont formées. De nombreuses rivières transportant des sédiments vers les mers ont formé des deltas marécageux, très propices à la vie et au développement de diverses formes et types d'êtres vivants. Les territoires de la plate-forme est-européenne, le Sayan occidental et le Kazakhstan central se sont asséchés. À la suite de la collision de l'Europe de l'Est et de l'Amérique du Nord, la Lavrussie continentale s'est formée.

Le temps des cataclysmes

Au Dévonien moyen, la mer reprend son offensive. Cela a été facilité par l'activation des volcans. La terre recommença à s'enfoncer dans l'eau. Le géosynclinal Oural-Tien Shan s'est élargi. De grandes parties des plates-formes d'Europe de l'Est et de Sibérie ont été inondées, la mer a également rempli certaines zones des plates-formes nord-américaines et australiennes. Parallèlement, les plates-formes africaines et sud-américaines sont restées sèches.

La période géologique du Devon s'est terminée avec le fait que la plate-forme sibérienne est complètement passée dans la terre et a formé le continent d'Angara, en Afrique la superficie de la mer a diminué et l'Amérique du Sud a été complètement libérée de la mer.

Conditions climatiques

La période dévonienne de l'ère paléozoïque est caractérisée par des conditions climatiques arides et chaudes, qui ont contribué à l'évaporation de l'humidité et à une diminution du territoire des masses d'eau. Un climat désertique aride s'est établi sur la plupart des continents. Des déserts et des semi-déserts se sont formés sur terre et la concentration de sel dans les mers a augmenté. Un zonage climatique s'établit, plus prononcé qu'au début de l'ère.

L'analyse chimique des vestiges de cette époque a permis d'établir une échelle approximative des températures caractéristiques de cette époque. Le territoire de l'Europe de l'Est moderne et de l'Oural était en ceinture équatoriale, et Transcaucasie - sous les tropiques.

La période dévonienne en phase finale se caractérise par un climat plus doux et plus humide, l'affaiblissement des processus volcaniques. Les conditions établies sont devenues propices au développement des terres par les organismes vivants.

Sans mâchoire et blindé

L'activité volcanique, la redistribution des terres et des mers, les phénomènes cosmiques et atmosphériques ont conduit au Dévonien à extinction de masseêtres vivants apparus dans les périodes géologiques précédentes. Il y a eu une révolution des espèces sur terre et en mer. Mais la plus grande renaissance est venue dans le monde du poisson. Les scientifiques appellent cette partie de l'ère paléozoïque l'ère du poisson.

Les poissons agnats n'avaient ni mâchoires ni dents, la partie avant de leur corps était recouverte d'un squelette osseux, ce qui était un énorme avantage dans la lutte pour la survie. L'un des poissons fossiles blindés, diniztis, avait une tête terrible avec un "sac" en pierre d'environ un mètre de long. Les poissons vivaient dans des réservoirs, se déplaçant le long du fond à l'aide de nageoires acérées - des pointes. Par la suite, les poissons blindés sans mâchoires se sont éteints, laissant la place à des parents à nageoires osseuses et à lobes, mais certains d'entre eux ont survécu jusqu'à ce jour. Ce sont les lamproies marines et les myxines. Ces anciens prédateurs, bien sûr, se sont débarrassés de la lourde carapace et, en ce qui concerne le reste de la structure et du mode de vie, ils ressemblent beaucoup à leurs anciens ancêtres.

poisson osseux

Les poissons blindés lourds ont cédé la place à des descendants mobiles plus légers, avec une queue flexible et des nageoires puissantes. Ils avaient de puissantes mâchoires développées et des écailles fines. Première poisson osseux- Osteichthia et sont les ancêtres de la plupart des poissons modernes. L'ostéochthie légère avec des squelettes osseux au lieu de squelettes cartilagineux était équipée d'un nouvel organe important - une vessie à air. Les ancêtres des requins et des raies modernes sont également apparus au Dévonien. Les poissons se sont progressivement divisés en nageoires rayonnées (poissons les plus modernes) et en nageoires lobes.

À une époque où la terre et les plans d'eau se remplaçaient constamment, les poissons à nageoires lobes ont réussi à maintenir une vitalité enviable. Leurs nageoires renaissaient sous la forme d'un pinceau, à l'aide duquel le poisson rampait facilement d'un endroit sec à un autre plan d'eau. De plus, ces amphibiens avaient la capacité de respirer à la fois sur terre et dans l'eau et ont acquis le nom de poisson-poumon. Actuellement, certaines espèces de dipneustes se trouvent en Amérique du Sud et en Afrique - des endroits soumis à de fréquentes sécheresses. À océan Indien il n'y a pas si longtemps, ils ont découvert une ancienne espèce de poisson - le cœlacanthe à nageoires croisées.

conquête des terres

Au début du Dévonien, la surface de la terre était une collection de continents rocheux nus à proximité de petits marécages et de mers. Peu à peu, le climat chaud et humide a eu un effet bénéfique sur le développement de la végétation. Les animaux et les plantes ont commencé à conquérir massivement de nouveaux espaces. De nombreux restes d'invertébrés arthropodes ont été trouvés dans les schistes du système dévonien. Des insectes primitifs se sont installés sur les premières plantes, des acariens miniatures se sont nourris de feuilles vertes avec du jus de plante. Ces insectes et acariens étaient chassés par les mêmes ancêtres des araignées miniatures. La vie battait son plein !

Nouveaux habitants des mers

D'autres modifications ont été apportées monde sous-marin. En plus de nombreuses espèces de poissons, des mollusques invertébrés se sont développés au Dévonien. Seuls les bivalves, nés à cette époque, il y a 56 genres, en plus d'eux, 24 genres de coraux et 28 genres de céphalopodes. Au fond de la mer, trilobites, tabulés, échinodermes et divers gastéropodes menaient une vie active. Les brachiopodes ont atteint leur épanouissement maximal, en particulier des espèces telles que les spiriféridés et les atripidés.

Ancêtres des amphibiens

C'est la période dévonienne qui a préparé toutes les conditions préalables à la transition des habitants des réservoirs vers la terre. Les caractéristiques de nouvelles espèces de prédateurs marins, ainsi que le développement actif de poissons bipèdes à nageoires lobes, en sont la confirmation. Un habitant imposant du Dévonien est le racoscorpion, l'ancêtre des scorpions modernes. Ces prédateurs avaient un long corps qui se terminait par une queue avec une longue pointe, des membres en forme de rame pour nager et des pattes pour les raids sur la côte, où l'on pouvait chasser petits insectes. On pense que ces créatures portaient des coquilles en forme de spirale sur le dos, qui leur servaient de branchies. La fin du Dévonien est l'époque de l'apparition des premiers amphibiens, appelés stégocéphales.

Les stégocéphales sont une sorte de type préfabriqué à partir d'amphibiens, de reptiles et de poissons. Extérieurement, ils ressemblaient à des lézards ou des salamandres modernes, mais avec une carapace dure. Les tailles des premiers amphibiens sont très diverses - des plus petites, quelques centimètres, aux énormes individus de quatre mètres.

Monde végétal

Les premières algues qui se sont adaptées à la vie sur les rives des plans d'eau sont apparues en Période silurienne et a continué dans le début du Dévonien. Les Rhiniophytes n'avaient pas de système racinaire et de pousses à feuilles caduques. Peu à peu, le climat chaud et humide du Dévonien leur permit de renaître en clubs dont les fourrés devinrent de plus en plus denses. Pour assurer les processus vitaux, les plantes ont atteint le soleil et sont devenues de plus en plus hautes. Pour fournir un support élevé, un tronc dense semblable à un arbre était nécessaire. Les tiges molles ont commencé à se raidir et à se transformer en premiers arbustes et arbres. À la fin du Dévonien, des forêts déjà denses et hautes étaient bruyantes sur la terre, atteignant par endroits jusqu'à 38 mètres. Les espèces végétales se sont également diversifiées, les prêles et les fougères ont coexisté avec les lycopodes. Les Rinias ont perdu leur avantage et se sont éteints en fin de période.

Les animaux et les plantes de la période dévonienne ont maîtrisé avec succès la terre, mais leur existence dépendait néanmoins de manière significative de l'eau et le développement actif de nouveaux territoires a eu lieu à une courte distance des rives des plans d'eau. Les lieux éloignés des mers sont restés nus et inhabités. Et ce n'est qu'à la fin de la période que les fougères à graines sont apparues, qui sont devenues les ancêtres des plantes à graines. Un monde végétal de plus en plus complexe est né, a vécu et est mort. Beaucoup de feuilles et de bois tombés ont été transformés par des micro-organismes. Avec l'évolution de la flore et de la faune, la première couche de sol s'est formée.

Minéraux de la période dévonienne

L'ère paléozoïque est l'époque de la naissance de nombreux gisements minéraux si importants pour l'humanité à l'époque moderne. Au Dévonien, dans les endroits très humides, des oxydes de manganèse et des hydroxydes de fer se sont formés. Les régions de la Sibérie orientale se sont révélées riches de ces éléments. Les territoires de l'Uruguay moderne, de l'Argentine, de l'Australie, ainsi que certains endroits du nord-est et du sud de l'Asie, étaient remplis de calcaires récifaux. Les plus anciens gisements de charbon de la planète, les réservoirs de pétrole et de gaz dans la région de l'Oural en Russie, dans les régions pétrolières des États-Unis, du Canada et du Moyen-Orient appartiennent également à la période dévonienne.

Dans des endroits humidité élevée des dépôts de sels de potassium se sont formés. Des processus volcaniques actifs ont conduit à l'accumulation de minerais de pyrite de cuivre, de plomb et de zinc, de fer et de manganèse. Ainsi se sont formés les riches gisements de l'Oural, Caucase du Nord, Tatarstan et centre du Kazakhstan. Des éclairs de magmatisme ont conduit à la formation de cheminées de kimberlite avec des diamants.

Période dévonienne : principaux événements

En résumé, nous pouvons souligner les principaux événements du Dévonien, qui ont considérablement influencé le développement du monde à l'avenir :

• Les principales masses terrestres continentales ont été identifiées
• Formation de la couverture terrestre.
• L'évolution des plantes, l'émergence de nouvelles formes et espèces.
• Métamorphoses dans le monde des poissons.
• L'origine des poumons, l'apparition des dipneustes et les premiers amphibiens.
• Formation de la première couche de sol.
• L'origine des tableaux de minéraux.

dévonien

Plusieurs centaines de millions d'années se sont déjà écoulées depuis que la vie est apparue sur Terre sous la forme de masses microscopiques de matière protéique. D'innombrables générations d'êtres vivants se sont succédées.

Un monde riche et diversifié de plantes et d'animaux habite les eaux des mers. Les invertébrés ont atteint leur apogée. La vie a débarqué. Les verts psilophytes animent le paysage accidenté et rocheux.

Dans quelle direction ira la poursuite de l'évolution de la vie sur Terre ? Sous quelles formes se manifestera-t-il dans les millénaires à venir ?

Nous sommes au seuil de la période dévonienne de l'ère paléozoïque.

Le nom de cette période vient du nom "Devonshire" - un comté du sud-ouest de l'Angleterre, où le système de couches dévoniennes a été identifié pour la première fois par des scientifiques en 1839.

... Les géologues parcourent le pays. Ils gravissent les pentes douces des montagnes de l'Oural, traversent les plaines de la région de Leningrad, explorent les formations rocheuses du Kazakhstan, de l'Asie centrale et de la Sibérie. Et dans tous ces endroits, leur œil aiguisé décèle des couches de calcaires dévoniens, de grès rouges, de tufs volcaniques, d'argiles. Les couches de ces roches sédimentaires contiennent de nombreux restes de plantes et d'animaux, révélant de grands changements dans la flore et la faune à l'époque dévonienne.

Les eaux chaudes des mers du Dévonien étaient abondamment habitées par des céphalopodes, des coraux et des brachiopodes - des animaux qui avaient une coquille bivalve. Les restes d'animaux marins formaient des couches de calcaires coquilliers du Dévonien.

Dans les rivières et les lagunes dessalées vivaient des poissons blindés - coccosteus. Les restes de coccosteus sont souvent remplis de couches de grès rouge déposées dans les vastes lagunes dévoniennes. Outre les restes de poissons blindés, nous trouvons les restes de leurs ennemis - des scorpions crustacés géants. Malgré leur protection osseuse, les carapaces maladroites et lentes devenaient facilement la proie de ces prédateurs. Par conséquent, au fil du temps, le nombre de poissons blindés dans les lagons et les rivières a considérablement diminué : ils ont commencé à s'éteindre.

Scorpion coquillage géant.

Mais à la fin du Dévonien, certains types de coquillages se sont déplacés pour vivre en pleine mer. Ici, ils ont trouvé des conditions favorables au développement. Les descendants de beaucoup d'entre eux ont atteint des proportions énormes. Ainsi, par exemple, la carapace prédatrice marine dinichthys a atteint 10 mètres de long.

Dinichthys chasse les requins.

Dans les couches du début du Dévonien, les scientifiques ont également trouvé des restes de poissons osseux. La structure de leur corps était plus parfaite que celle des coquillages ressemblant à des poissons. Ces anciens poissons avaient des nageoires qui leur permettaient de nager rapidement ; ils avaient des mâchoires avec lesquelles ils capturaient activement la nourriture.

La végétation envahit de plus en plus les terres. La terre n'était plus recouverte uniquement de psilophytes ressemblant à de la mousse. Les fougères primitives et les ancêtres des prêles des marais poussaient le long des rives de la mer et des rivières. Ces plantes avaient déjà de vraies tiges et feuilles.

Toutes les plantes du début du Dévonien étaient des spores, c'est-à-dire qu'elles se reproduisaient en dispersant des cellules microscopiques - des spores. Mais au milieu du Dévonien, des fougères à graines sont également apparues, atteignant nos arbres en taille. Sur les branches, ils n'ont pas développé de spores, mais de grosses graines, de la taille d'une noisette. Les fougères à graines du Dévonien étaient les ancêtres de toutes les plantes à graines.

Des insectes sans ailes, des mille-pattes, des scorpions rampaient sur le sol humide, se chassant les uns les autres. Les descendants de certaines espèces de ces invertébrés - par exemple, les scorpions - presque inchangés, ont survécu jusqu'à ce jour.

La période dévonienne a duré environ 55 millions d'années. Des changements importants ont eu lieu pendant cette période dans le monde animal de la Terre.

Paysage du Dévon.

Les hautes chaînes de montagnes, s'élevant le long des côtes des continents, retenaient l'air marin humide, l'empêchaient de pénétrer profondément dans les continents.Par conséquent, le climat des continents du Dévonien était sec, fortement continental.

Les baies marines et de nombreux lacs se sont asséchés. Ils ont développé des poissons qui se sont progressivement adaptés à un séjour plus ou moins prolongé hors de l'eau. Les scientifiques appellent ces poissons à nageoires à lobes - selon les caractéristiques structurelles de leurs nageoires: contrairement aux nageoires des poissons ordinaires à nageoires rayonnées, les nageoires appariées des poissons à nageoires à lobes étaient étroites et reposaient sur un axe recouvert d'écailles.

La vessie natatoire des poissons à nageoires lobes a commencé à faire le travail des poumons : elle a aidé à respirer l'air atmosphérique. Grâce à cela, les poissons pouvaient vivre un certain temps sans eau, lorsque les criques peu profondes et les lacs où ils vivaient s'assèchent sous les rayons brûlants du soleil. Se déplaçant à l'aide de nageoires, les poissons pouvaient ramper dans d'autres plans d'eau.

Ainsi, dans la lutte pour l'existence, de nouvelles formes du monde animal ont été développées à partir de poissons - des amphibiens, qui au fil du temps se sont adaptés à la vie sur terre.

Poisson dévonien à nageoires croisées.

Et maintenant, il y a des poissons qui peuvent rester hors de l'eau pendant un certain temps - par exemple, le périophtalme, qui vit sur les côtes de l'océan Indien.

Le périophtalme est l'un des poissons modernes les plus intéressants. En longueur, il atteint 15 centimètres. De grands yeux reposent sur une grosse tête, dépassant presque de la surface du corps. Les nageoires pectorales sont très fortes, musclées, semblables aux pattes des amphibiens. Le périophtalme sort souvent de l'eau, surtout à marée basse, et, retournant rapidement ses nageoires, rampe le long du limon mou, grimpe sur les racines et les troncs des palétuviers, chassant les insectes. Sur terre, le périophtalme se sent aussi bien et libre que dans l'eau. Il est très difficile de l'attraper - il fait des sauts si énergiques et inattendus en essayant de l'attraper avec ses mains ...

Poissons rampants (periophthalmus) sur le rivage.

À la fin du Dévonien, les premiers amphibiens sont apparus - les stégocéphales ("têtes couvertes"). Ils étaient des descendants de poissons à nageoires lobes. Les scientifiques les appelaient à tête couverte parce que la partie supérieure de leur crâne était une coquille osseuse solide, dans laquelle il y avait cinq trous : une paire de nasaux, une paire d'oculaires et un pour le troisième œil pariétal.

Les stégocéphales étaient des animaux sédentaires, ils vivaient dans des endroits marécageux, mais ils respiraient déjà avec des poumons. Si le marais s'asséchait, ils rampaient dans les plans d'eau voisins, se déplaçant lentement sur des pattes à cinq doigts.

Le premier animal terrestre est un stégocéphale.

Mais il n'y a pas que les fossiles de musée qui nous ont été laissés par la vie dévonienne depuis longtemps éteinte.

À partir des restes du monde organique de la période dévonienne, des accumulations de pétrole se sont formées. Ce liquide huileux formé à la suite de la décomposition de résidus animaux et végétaux est la matière première la plus précieuse et la plus importante pour notre industrie. Les gisements les plus riches de pétrole du Dévonien sont situés entre la Volga et l'Oural. Cette immense région pétrolifère est appelée le "Second Bakou".

De tous les matériaux combustibles - charbon, bois de chauffage, schiste bitumineux - le pétrole dégage la plus grande quantité de chaleur lors de la combustion : près d'une fois et demie plus que la meilleure qualité de charbon - l'anthracite, trois fois plus que le bois de chauffage, sept fois plus que le schiste bitumineux .

Il est difficile d'énumérer les branches d'industrie dans lesquelles l'huile ou les produits qui en sont dérivés sont utilisés.

Les principaux produits pétroliers - essence, naphta, kérosène, mazout et huiles lubrifiantes - sont nécessaires pour les avions, les voitures, les tracteurs, les réservoirs et les machines agricoles. Le fioul, qui dégage beaucoup plus de chaleur que le charbon, est aujourd'hui le principal combustible des transports maritimes et ferroviaires.

La vanilline, la saccharine, l'aspirine, la vaseline, les explosifs sont fabriqués à partir de produits pétroliers...

Les résines et l'huile de rose sont obtenues à partir de gaz de pétrole.

Les résines sont utilisées pour fabriquer du cuir artificiel, remplaçant le vrai, et du caoutchouc synthétique, et l'huile de rose est utilisée pour fabriquer les meilleures variétés esprits.

Les vernis, les peintures, le verre de sécurité et de nombreux autres produits de valeur sont fabriqués à partir du pétrole - ce précieux cadeau de la terre ...

Extrait du livre Élevage de chiens par Harmar Hillery

« Période furieuse ». La plupart des chiens traversent une période frénétique. Chez les races naines, c'est à peine perceptible ; chez les races d'âge moyen, cette période peut être amusante. Mais lorsqu'il s'agit de chiots de grandes races, comme les Bloodhound et les Great Danes en particulier, la période furieuse

Extrait du livre Les chiens et leur élevage [L'élevage de chiens] par Harmar Hillery

Période furieuse La plupart des chiens traversent une période furieuse. Chez les races naines, c'est à peine perceptible ; chez les races d'âge moyen, cette période peut être amusante. Mais lorsqu'il s'agit de chiots de grandes races, comme les Bloodhound et les Great Danes en particulier, la période furieuse

Extrait du livre Élevage de chiens auteur Sotskaïa Maria Nikolaïevna

Période néonatale ou période néonatale Dans les premières minutes après la naissance, le centre respiratoire est activé, ce qui, jusqu'à la fin de la vie, régule l'apport d'oxygène au corps et l'élimination du dioxyde de carbone, et les poumons se dilatent avec le premier souffle. Fréquence respiratoire

Extrait du livre Voyage dans le passé auteur Golosnitski Lev Petrovitch

Période transitoire La deuxième période est une période transitoire (21 à 35 jours). Son début marque l'émergence d'un intérêt pour la viande et les autres aliments solides. En même temps, le chiot développe des mouvements de mastication - toujours une réponse à toute irritation. cavité buccale il n'y avait que de la succion. À

Extrait du livre Avant et après les dinosaures auteur Zhuravlev Andrey Yurievitch

Période juvénile La quatrième période de développement du chiot commence après 12 semaines. Pendant cette période, la formation des capacités typologiques a lieu. Avant qu'il ne commence, tous les chiots se comportent de manière très similaire - ils sont en contact, enjoués, facilement excitables et n'ont pratiquement pas de brillant

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Période cambrienne En de nombreux endroits, des roches sédimentaires cambriennes, formées il y a plus de 400 millions d'années, remontent à la surface de la terre. Ce sont principalement des grès, des calcaires et du schiste - une roche dure de couleur gris foncé ou noire,

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Période silurienne L'histoire ancienne de l'Angleterre est capturée au nom de cette période. La Rome antique a mené des guerres cruelles, cherchant à asservir d'autres peuples. La tribu celtique des Silures, dirigée par le brave chef Caradoc, a farouchement résisté aux conquérants romains. Mais

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Le Carbonifère À la fin du Dévonien, les eaux courantes avaient érodé et considérablement aplati les chaînes de montagnes qui s'élevaient le long des côtes océaniques. Les vents marins humides ont commencé à balayer librement les continents. La mer recommença à attaquer la terre. peu profond

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Période permienne À la fin du siècle dernier, une grande partie de l'histoire de la vie sur Terre était encore obscure et mystérieuse. L'un des grands mystères était la période du Permien - après le Carbonifère -, la dernière période de l'ère antique.Les scientifiques ont établi une mince

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La période triasique La période triasique a été une période de développement extensif des terres. Ce n'est qu'en certains endroits que la mer s'est avancée sur la terre : en Basse mer caspienne, dans les plaines d'Allemagne, au nord - dans la région des îles Svalbard. La mer s'est également étendue au centre du continent sud du Gondwana - où

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Jurassique... La nuit touchait à sa fin. L'étroit croissant de lune a disparu derrière le mur à motifs de la forêt, et le chemin lumineux qui tremblait sur les vagues s'est éteint. La brise d'avant l'aube apportait avec elle la fraîcheur de la mer. Les vagues rugissaient monotones et sourdes, mais le ciel à l'est commença à pâlir, à rosir,

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Période crétacée Dans le cours inférieur de la Volga, en Ukraine près de Kharkov et ailleurs, il y a d'épaisses couches de craie blanche à écrire.Regardez un grain de craie au microscope. Vous verrez que la moitié de celle-ci est constituée des plus petits coquillages percés de trous et de leurs fragments. habitants

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Période tertiaire Ce fut l'une des périodes les plus turbulentes et mouvementées de l'histoire de la Terre. La construction des montagnes alpines, qui a commencé dès l'ère mésozoïque, s'est manifestée avec une force extraordinaire. Dans le rugissement des tremblements de terre, dans le rugissement des volcans, la les massifs montagneux des Alpes sont nés au Tertiaire

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Chapitre VI Les récifs et les poissons (Silurien et Dévonien : il y a 443-354 millions d'années) Et dans les vallées de l'Italie, où volent maintenant des nuées d'oiseaux, passaient des bancs de poissons. Filtre Léonard de Vinci ! Les récifs grossissent. Ils mangeaient toujours leur dernier repas : schémas généraux de

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Chapitre VII Sur terre et sur mer (périodes silurienne et dévonienne : 443-354 millions d'années) Il y a toujours une place pour les géants dans l'arbre généalogique des nains. A partir des notes trouvées dans la poubelle, Susha s'installe : du motard solitaire aux premières toilettes publiques. Ce qui pousse

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Chapitre XIII La Planète des Singes (fin du Néogène et Quaternaire: 5 millions d'années - la période moderne) Jamais dans son histoire l'humanité n'a été aussi coincée à la croisée des chemins. Une façon est sans espoir et complètement sans espoir. L'autre conduit à l'extinction complète. Dieu nous donne