Wichtigstes tektonisches Element Nordamerika- Nordamerikanische und Kan-Plattform mit Kanadier Kristallschild Innerhalb der Plattform wird eine Reihe großer tektonischer Elemente unterschieden, die die Lage von Öl- und Gasprovinzen und -regionen kontrollieren (Abb. 54).

Im inneren Teil der Plattform werden paläozoische öl- und gasführende Provinzen unterschieden, innerhalb derer öl- und gasführende Gebiete, die mit tektonischen Elementen verbunden sind, isoliert sind: mit den bogenförmigen Erhebungen von Cincinnati, Central Kansas usw.; mit Vertiefungen innerhalb der Plattform Illinois, Michigan, Perm-Becken. In den Verbindungszonen der Plattform mit gefalteten Gürteln stechen das paläozoische Appalachen im Osten und das paläozoische Mesozoikum der Rocky Mountains im Westen hervor. Im Südwesten des Kontinents wird die Provinz Golfküste (Golf von Mexiko) unterschieden, die ein passiver Kontinentalrand des nordamerikanischen Kontinents ist, der sich seit dem unteren Mesozoikum entwickelt hat. An der Pazifikküste

arktischer Ozean

Reis. 54. Schema der tektonischen und petrgeologischen Zonierung Nordamerikas (nach Yu.N. Uspenskaya).

1 - Aufschlüsse des präkambrischen kristallinen Kellers, 2 - Entwicklungsgebiet der kaledonischen Faltung, 3 - Entwicklungsgebiet der hercynischen Faltung, 4 - Entwicklungsgebiete der mesozoisch-känozoischen Faltung der Kordilleren, 5 - Öl- und Gasgebiete der nordamerikanischen Plattform, 6 - Zwischengebirgssenken des gefalteten Gürtels der Kordilleren.

Öl- und gasführende Provinzen und Regionen: 1 - Trog von Colville; 2 - Beaufort-Mackenzie-Becken; 3 - Albert-Depression; 4 - syneklise Williston; 5 - intermontane Depressionen der Rocky Mountains; 6 - Innere Westprovinz; 7 - Dauertiefstand; 8 - Biegebogen; 9 - Vorsprung Azark; 10 - Illinois-Depression; 11 – Michigan-Depression; 12 - der Bogen von Cincinnati; 13 - Pre-Appalachen-Trog; 14 - die Provinz des Golfs von Mexiko; 15 - Atlantikprovinz; 16 - Kalifornien; 17 - Cooks Bay.

Die kalifornische Provinz Alpine Age sticht hervor. Auf der Alaska-Halbinsel werden zwei Provinzen unterschieden - das Paläozoikum-Mesozoikum des arktischen Abhangs (Colville-Becken) und das Känozoikum von Cook Inlet an der Pazifikküste der Halbinsel.

Der nordamerikanische Kontinent zeichnet sich durch den höchsten Erkundungsgrad aus.

Ablagerungen sind hier in Ablagerungen vom Kambrium bis zum Pliozän bekannt, die auf eine Vielzahl von Fallen innerhalb großer Vertiefungen und Erhebungen innerhalb der Plattform, in Artikulationszonen der Plattform mit gefalteten Bereichen, verschiedenen Vertiefungen zwischen den Bergen und modernen passiven und aktiven Kontinentalrändern beschränkt sind . Als Beispiel für ein großes Gewölbe können wir das Tsincinnati-Gewölbe anführen, das 1000 km lang und bis zu 400 km breit ist. Die Ablagerungen beschränken sich auf lokale Brachiantiklinien und Auskeilungszonen aus Sandsteinen. Die wichtigsten Produktionshorizonte konzentrieren sich auf die ordovizischen und silurischen Teile des Abschnitts. Eine der reichhaltigsten Strukturen innerhalb der Plattform ist die Perm-Senke. Seine Fläche beträgt 365.000 km 2. Die Ablagerungen sind auf lokale Strukturen und Fallen stratigrafischer und lithologischer Art beschränkt. Die Hauptproduktionshorizonte konzentrieren sich auf die permischen und karbonischen Teile des Abschnitts. Insgesamt wurden hier mehr als 5,5 Tausend Lagerstätten entdeckt. Die Western Canadian Petroleum Province ist ein typisches Beispiel für eine Verbindungszonenstruktur antike Plattform mit gefaltetem Bereich. Hier sind die Ablagerungen auf lokale Strukturen, Pinchout-Zonen und Riffstrukturen beschränkt; in der Verbindungszone des Trogs mit der gefalteten Zone sind Ablagerungen im Zusammenhang mit Schubversetzungen weit verbreitet; Auf der Ostseite des Trogs sind die weltweit größten Vorkommen an Schwerölen und Malzen bekannt (Felder Athabasca, Vabasca usw.) mit Reserven von 120 Milliarden Tonnen.Die Öl- und Gasprovinz des Golfs von Mexiko ist ein Beispiel dafür das Öl- und Gaspotenzial eines passiven Kontinentalrandes, der seine Entwicklung fortsetzt. Seine Entwicklung beginnt in der Permo-Trias-Periode. Das stratigraphische Spektrum des Öl- und Gaspotenzials reicht von Ablagerungen im oberen Jura bis zu quartären Ablagerungen. Die Zahl der produktiven Horizonte übersteigt 100. Die Ablagerungen sind auf lokale Strukturen, diapirische Kuppeln, stratigraphische und lithologische Fallen beschränkt. In den Gewässern des Golfs von Mexiko wurde eine große Anzahl von Ablagerungen entdeckt (etwa 500). Zu den größten Feldern in dieser Provinz gehört das Ölfeld East Texas, das zweitgrößte in den Vereinigten Staaten (anfängliche förderbare Reserven von etwa 800 Millionen Tonnen). Es wird davon ausgegangen, dass dieses Gebiet fast 100 Jahre lang entwickelt wird; Anfang der 1990er Jahre wurden auf dem Feld mehr als 600 Millionen Tonnen produziert. Öl (Produktionsbeginn 1933).

An der Westküste des Kontinents gibt es zahlreiche känozoische Zwischengebirgssenken, deren produktive Horizonte auf miozäne und pliozäne Sedimente beschränkt sind. Im Süden der Alaska-Halbinsel liegt die Öl- und Gasregion Cook Inlet, die genetisch mit dem sich weiter entwickelnden aktiven Kontinentalrand verwandt ist. Öl- und Gasfelder werden hier sowohl auf dem Festland als auch in den Gewässern der Bucht entdeckt.

In den Vereinigten Staaten wurde das größte Ölfeld der nördlichen Hemisphäre, Prudhoe Bay (Provinz am arktischen Abhang von Alaska), entdeckt. Die Lagerstätte ist durch eine Diskordanz auf einen Antiklinalenschnitt beschränkt (Abb. SS). Drei Lagerstätten wurden auf dem Feld im Tiefenintervall von 2050 bis 3200 m in den Lagerstätten Perm-Karbon, Trias und Unterkreide gefunden. Die förderbaren Ölreserven des Feldes werden auf 1,3 Mrd. m 3 geschätzt.

Rme. 55 Schematischer Schnitt des Feldes Prue do Bay (Gabrieliants, 1984). 1 - Öl; 2 - Benzin; 3 - Wasser; 4 - Oberfläche der stratigraphischen Diskordanz.

Diese Plattform erfuhr zu Beginn des Silur eine kurzzeitige Anhebung als Ergebnis der Manifestation der Taconian-Phase der Faltung in der Appalachen-Geosynklinale. Regression wurde durch Überschreitung ersetzt Mit weite Verbreitung von Karbonatablagerungen und Riffformationen.

Silurische Ablagerungen werden durch Kalksteine ​​und Dolomite repräsentiert. In den Untersilur-Abschnitten gibt es viele Riffstrukturen, und im Obersilur treten vor allem im Osten der Plattform Halogengesteine ​​auf - Anhydrite, Gips und Steinsalz.

Ganz am Ende des Silur entstanden in Nordamerika riesige Salzpools. Die Mächtigkeit des Silur wird in mehreren hundert Metern gemessen. In Senken nimmt es beispielsweise in der Michigan-Senke zu - bis zu 1,5 km.

Gondwana

südlichen Kontinenten im Silur liegen sie noch über dem Meeresspiegel, und die silurischen Sedimente sind unbedeutend, aber wo sie vorhanden sind (entlang der Peripherie von Gondwana), werden sie durch terrigene Formationen repräsentiert.

Im südamerikanischen Teil von Gondwana fand am Ende des Ordoviziums – dem Beginn des Silur – eine Umstrukturierung statt, die wahrscheinlich durch den Einfluss der kaledonischen Faltung verursacht wurde. Im Silur nahm die Meeresfläche zu. Es traten Vertiefungen in meridionaler Richtung auf. Sie sammelten klastische Sedimente mit untergeordneten Karbonatschichten von erheblicher Dicke (bis zu 800-1200 m). Im Amazonasbecken (in Breitenrichtung) beobachtet man marine sandig-tonige Sedimente mit einer Mächtigkeit von 100 m. Im späten Silur und ganz am Anfang des Devons kam es erneut zu Hebungen durch spätkaledonische Bewegungen.

Im afrikanischen Teil von Gondwana wurden sandige Schichten am Ende des Ordoviziums und im Silur durch dunkle Tone mit Graptoliten ersetzt. Im nördlichen Teil des Beckens trat Karbonatschlamm auf. An den Rändern des Meeresansammlungsgebiets wurden Ablagerungen abgelegt Küstensand. Die Dicke der silurischen Gesteine ​​ist normalerweise gering. Auf der Arabische Halbinsel Das Silur wird durch einen kontinuierlichen Abschnitt von sandig-tonigen Formationen von beträchtlicher Mächtigkeit dargestellt. Am Ende des Silur begann überall in Afrika eine Regression, die sich besonders deutlich in Arabien manifestierte.

Der australische Teil von Gondwana im Silur war größtenteils Land.

Entwicklungsgeschichte der Geosynklinalgürtel Nordatlantischer Geosynklinalgürtel

Grampian geosynklinische Region. Grampian Geosynklinale. Ein Ausschnitt aus dem Silur von Wales, der Stratotyp-Lokalität, an der das Silur-System identifiziert wurde, ist in Schema III, Spalte 3, zu sehen. inkl.

Das Silur ruht auf dem Ordovizium mit einer strukturellen Diskordanz, die durch die Taconian-Orogenese verursacht wird. An der Basis des Llandovery liegen Konglomerate und Sandsteine, darüber eine sandig-lehmige Schicht mit Muschelgestein; Pentameride sind zahlreich (die Dicke von Llandovery erreicht 1,5 km). Wenlock ist lithologisch vielfältig: in einige Bereiche von kalkhaltig-Tongestein und

Kalksteine ​​mit Überresten von Brachiopoden und Korallen (300-400 m), in anderen - eine dicke Schicht aus Sandsteinen und Schluffsteinen (Dicke -1,2 km). Die Lagerstätten von Ludlovsk bestehen überwiegend aus Karbonat: Kalksteine, Kalkschiefer, Kalkschluffsteine. Es gibt zahlreiche Stromatoporate, Korallen, Brachiopoden (Dicke - 0,5 km). Es gibt Fossilienbanken mit Conchidium knighti. Im oberen Teil der Stufe befindet sich eine Schicht der sogenannten knochentragenden Brekzie, die aus Teilen und Fragmenten der Knochenhülle von Panzerfischen besteht.

Der beschriebene Abschnitt aus drei Ebenen bezieht sich auf „Muschel“-Formationen – Flachwasserablagerungen von beträchtlicher Mächtigkeit, die die angegebene Fauna enthalten.

Es ist auch eine andere Art von Abschnitten derselben Stadien bekannt - in Form einer dünnen Schicht aus Graptolit-Schiefern. Tonmaterial wurde in diesem Fall in den Tiefseegebieten abgelagert. Die dritte Schnittart ist gemischt. Es enthält Gesteine ​​der ersten und zweiten Art.

Der oberste Teil des Silur-Abschnitts in England wird als Downton Stage bezeichnet (Dicke -0,6-0,9 km). Dies sind rote und bunte Sand-Ton-Felsen mit Zwischenschichten aus rotem Mergel. Sie enthalten Schalen von Ostrakoden und Ichthyofauna. Downton wird allmählich durch das untere rot gefärbte Devon ersetzt. All dies wird von strukturellen Diskordanzen durch mitteldevonische Konglomerate überlagert.

In Wales beträgt die Gesamtdicke des Silur 3 km. Die Ablagerungen werden gefaltet und metamorphosiert. Die kaledonische Faltung manifestierte sich wiederholt und wurde von Magmatismus begleitet.

Im skandinavischen Teil der Grampian-Geosynklinale sammelten sich dicke klastische Schichten an, zunächst typisch marine und gegen Ende des Silur kontinental.

Ural-mongolischer Geosynklinalgürtel

Geosynklinische Region Ural-Tien Shan erstreckt sich von Novaya Zemlya bis zum südlichen Tien Shan.

Geosynklinale des Urals. Silurische Ablagerungen sind im Ural weit verbreitet. Am Westhang des Urals sammelten sich karbonatische und terrigene Sedimente (bis zu 2 km) in aller Stille unter miogeo-synklinalen Bedingungen. Am Osthang, in der Eugeosynklinale, sammeln sich Lava und Tuff, Kieselschiefer und Kalksteine ​​(Dicke - 5 km). Im Silur im Ural wurden die wichtigsten geotektonischen Strukturen angelegt, die später in die bestehenden Antiklinorien und Synklinorien übergingen. Silur des Westurals und östliche Hänge enthält dieselbe Fauna, was auf ein einziges geosynklinisches Uralbecken im Silur hindeutet. ,; Auf dem Territorium des Westhangs des Urals und auf Novaya Zemlya dominierten miogeosynclinale Bedingungen, so dass sich hier Karbonat- und Karbonat-Ton-Lagerstätten (500-1500 m) mit einem vielfältigen Komplex organischer Überreste angesammelt haben. Am westlichen Rand sind flache Sandkieselfelsen an der Küste bekannt Nördlicher Ural(Polyudov-Kamm). Im Westen des zentralen Teils des Urals, auf Pai-Khoi und stellenweise auf Novaya Zemlya, sind schwarze tonige Graptolitschiefer freigelegt.

Die kaledonische Faltung ist im Gegensatz zu anderen Geosynklinalen des Ural-Mongolischen Gürtels nicht typisch für den Ural; es verursachte keine strukturellen Diskordanzen, aber die ultrabasischen und basischen Intrusionen der zentralen Zone werden als kaledonisch betrachtet.

Silurische Ablagerungen sind weit verbreitet Kasachischer Teil des Ural-Mongolischen Gürtels. Sie sind durch typische geosynklinale Formationen von beträchtlicher Mächtigkeit mit Überresten einer reichen Fauna vertreten. Charakteristisch sind Horizonte von Brachiopoden und Korallenkalken.

Im Kontext des Berges. Chingiztau Silur wird nur durch den unteren Abschnitt dargestellt (siehe Abb. Schema III, col. an). Silurische Ablagerungen (bis zu 2,5 km) angesammelt in eugeosynklinalen Meeresbedingungen mit starkem Vulkanismus. Aktiv manifestierte kaledonische Faltung. Am ausgeprägtesten ist die letzte - spätkaledonische - Phase der Faltung, die zum Rückzug des Meeres aus dem Gebiet des Chingiztau-Rückens führte, bis zum Abschluss der ersten, eigentlich geosynklinalen Phase seiner Entwicklung.

Tiya. Die sanft abfallenden unter- und mitteldevonischen Vulkangesteine ​​und Tuffe krönen den Abschnitt saure Zusammensetzung bereits auf dem Boden angesammelt. Sie werden üblicherweise als vulkanogene Melasse des orogenen Entwicklungsstadiums identifiziert. Das wiederholte Eindringen großer granitoider Intrusionen ist mit Falten verbunden.

Altai-Sayan gefaltete Region. Silurische Ablagerungen sind an der gleichen Stelle wie das Ordovizium bekannt, aber im Westen überwiegen Kalksteine ​​und terrigene Gesteine ​​mit reicher Fauna, im Osten (West-Sayan, Tuva) nimmt die Rolle von groben klastischen Gesteinen mit erschöpfter Fauna zu. Die Dicke der silurischen Ablagerungen im Westen beträgt 4,5 km, im Osten bis zu 7,5 km.

Im silurischen Abschnitt von West-Tuva (siehe Schema III, Farbe inkl.) liegen die silurischen Ablagerungen (Chergak-Gruppe) über dem Ordovizium. Sie haben eine große Dicke (2,5-3 km), bestehen aus sandig-tonigem Gestein mit Zwischenschichten, Packungen und Kalksteinlinsen. Der höchste Karbonatgehalt ist auf den mittleren Teil des Abschnitts beschränkt. Die Fauna ist reich und vielfältig. Dies sind Stromatoporate, Tabulate, Heliolithiden, Rugosen, Seelilien, Bryozoen, Brachiopoden, Trilobiten. Viele lokale (endemische) Formen. Offensichtlich gab es im Silur ein flaches Meeresbecken mit kleinen Riffen, Korallen- und Seeliliendickichten und Ufern von Brachiopoden. Der Endemismus der Fauna spricht für die schwierige Kommunikation mit anderen Meeren. Am Ende des Silur schrumpfte das Becken allmählich, wurde seicht, sein Salzgehalt änderte sich und nur euryhaline Organismen überlebten darin.

Im Ordovizium, Silur und frühen Devon in West-Tuva wurde ein einziger riesiger (10 km) transgressiv-regressiver Tuva-Komplex mit marinen Ablagerungen im mittleren Teil und rot gefärbten Kontinentalgesteinen in der Basis und im Dach gebildet. Die Ablagerungen des Tuvan-Komplexes sind gefaltet und durch kleine basische und felsische Intrusionen intrudiert. Der obere Teil des betrachteten Abschnitts besteht aus mächtigen terrestrischen Ergussgesteinen des Unterdevons und roten klastischen Gesteinen des Mitteldevons. Dies sind kontinentale Ablagerungen von Zwischengebirgssenken, die während der durch die kaledonische Orogenese verursachten Regression entstanden sind. - „Im Abschnitt West-Tuwa sind drei stark voneinander abweichende Strukturböden deutlich zu unterscheiden: der erste ist das Unterkambrium; der zweite ist das Ordovizium, Silur, Unterdevon; der dritte ist der obere Teil des Unterdevons und das mittlere Devon.Die Böden zeichnen verschiedene Stadien der geologischen Entwicklung auf: das erste - eugeosynklinal, das dritte - orogen und das zweite - intermediär (Übergang).In der zweiten Phase entwickelte sich die Senkung auf einem bereits konsolidierten Fundament, das Regime ähnelte miogeosynclinal.Ore Ablagerungen von Eisen und Kupfer sind mit sauren Intrusionen verbunden.

So umfasste die kaledonische Epoche der Tektogenese die Regionen im Nordwesten Kasachstans, teilweise das Altai-Gebirge, den nördlichen Tien Shan und den östlichen Teil der Altai-Sayan-Faltenregion - das westliche Sayan und Tuva, wo die Caledoniden entstanden.

Mediterraner Geosynklinalgürtel

Im europäischen Teil dieses Gürtels sind Bedingungen erhalten, die denen ähnlich sind, die zuvor im Ordovizium beschrieben wurden. Dies ist immer noch das Inselland des französisch-tschechischen Massivs (Moldanub-Block) und Meeresbedingungen nördlich und südlich davon (Prager Synklinorium, siehe Schema III, Farbe inkl.). BEI Nordeuropa Sandsteine, schwarze Schiefer, bituminöse Kalksteine ​​​​(Dicke - 0,5 km) sammeln sich an, Kieselschiefer treten aufgrund von Manifestationen vulkanischer Aktivität unter Wasser auf. BEI Südeuropa, zwischen dem französisch-böhmischen Massiv und dem Atlasgebirge in Afrika, wird das Silur durch monotone Fazies repräsentiert: schwarze Schiefer mit Graptolithen, die am oberen Ende des Abschnitts durch Kalksteine ​​ersetzt werden.

BEI Asiatische geosynklinische Region Das Silur ist in der Türkei, im Kaukasus, in den Gebirgsstrukturen des Iran, Afghanistans und des Pamirs bekannt.

Hier haben sich unter eugeosynklinalen Bedingungen dicke Schichten von terrigenen Gesteinen und vulkanischen Gesteinen basischer und felsischer Zusammensetzung oder kleine terrigene Karbonat-Fazies in miogeosynklinalen Zonen angesammelt (Zagros-Himalaya usw.).

Mineralien

Einlagen Steinsalz, industrielle Ablagerungen Öl und Gas bekannt auf den nordamerikanischen (kanadischen) und sibirischen Plattformen. Im Silur Ablagerungen von Oolith Eisenerze Clinton (USA) und einige kleinere in Afrika. Ablagerungen im Zusammenhang mit den kaledonischen felsischen Intrusionen Gold Nordkasachstan, Kusnezk Alatau und Berg Schoria.

Bei spätkaledonischen Intrusionen in den skandinavischen Bergen Eisen, Kupfer, Chromit: Bekannt im Ural Nickel, Platin, Asbest, Jaspis. Ablagerungen im Zusammenhang mit Pegmatiten seltene Metalle in den Appalachen und Ostsibirien.

Silurkalke sind Baumaterial und gute keramische Rohstoffe.

DEVONZEIT - D

Allgemein charakteristisch, stratigrafisch Abteilungen und Stratotypen

Das devonische System wurde 1839 von den berühmten englischen Geologen A. Sedgwick und R. Murchison in England in Devonshire gegründet, nach denen es benannt wurde.

Die Dauer der Devon-Periode beträgt 48 Millionen Jahre, ihr Beginn liegt vor 408 Millionen Jahren und ihr Ende vor 360 Millionen Jahren.

„Die Abschnitte des Devon von Großbritannien bestehen aus kontinentalen Fazies und Weiden können als Stratotypen verwendet werden, um Stadien zu unterscheiden. Daher wurde die Aufteilung des Devon-Systems in den Ardennen auf dem Gebiet von Belgien, Frankreich und im Rhein durchgeführt Schiefergebirge auf dem Gebiet Deutschlands Das devonische System ist in drei Abschnitte unterteilt (Tabelle 8).

Tabelle 8 Allgemeine stratigraphische Einheiten des devonischen Systems

Die Grenze zwischen dem Silur und dem Devon wird, wie oben erwähnt, an der Basis der Graptolitzone gezogen. Monograptus uniformis(Barrandien, Tschechische Republik). Derzeit ist diese Grenze die einzige, die offiziell von der Stratigraphischen Kommission des Internationalen Geologischen Kongresses angenommen wurde. Die Obergrenze ist nicht offiziell genehmigt. In Anbetracht der Tatsache, dass sich zu Beginn des Devons eine weitreichende Regression fortsetzte, die bereits im Silur begann, entstand eine Vielzahl von Fazieslandschaften mit der entsprechenden Fauna. Dies erschwert die Aufteilung und den Vergleich von Abschnitten erheblich und war der Grund für die Schaffung einer "kombinierten" Skala, die aus in verschiedenen Regionen eingerichteten Stufen besteht. Die Stufeneinteilung wird dem Unterdevon von Barrandien, Rheinland zugrunde gelegt Meereslebewesen, und die dem Alter entsprechenden Sedimente Englands - auf den Überresten von Fischen, die in Lagunen-Kontinent-Sedimenten gefunden wurden.

Zhedinsky-Bühne, benannt von A. Dumont im Jahr 1848 entlang des Flusses. Zhedin in den Ardennen vereint die unteren Schichten des Devons der Ardennen-Rhein-Region. Sie werden durch Küstenfazies repräsentiert und liegen transgressiv auf Ablagerungen des Kambriums (daher die Schwierigkeiten bei der Bestimmung der genauen Grenze zum Silur). Im Stratotyp Unterteil Es wird durch die 10–40 m mächtigen Fepan-Konglomerate, die 30 m mächtigen Ebb-Arkosen und die Mondrechon-Schiefer mit Sandsteinzwischenschichten repräsentiert. Sandsteine ​​und Schiefer enthalten reiche Ansammlungen von Brachiopoden. Im oberen Teil gibt es rote und burgunderfarbene Schiefer mit kleinen Kalkkonkretionen, roten Zwischenschichten

und grüne Sandsteine ​​und Quarzite. Sie sind durch Fischreste gekennzeichnet. Die Gesamtmächtigkeit beträgt 750 m.

Der Name „Siegener Bühne“ wurde erstmals von E. Kaiser verwendet und bezeichnete die Grauwacken im Rheinschiefergebirge. Am stärksten vertreten sind die Siegener Grauwacken im Siegerland, wo Lagunen- und Küstenfazies mit Resten von Fischen, Muscheln und Brachiopoden entwickelt werden. Die Mächtigkeit der Ablagerungen im Stratotypabschnitt beträgt 4 km.

Die Emsische Bühne wurde 1900 von C. Dorlodo in der Emsstadt bei Koblenz im Rheinland gegründet. Die Ablagerungen dieses Stadiums werden durch eine Abfolge von Sandsteinen, Quarziten und Schiefern mit Zwischenschichten aus vulkanischem Gestein dargestellt. Die Dicke erreicht 2 km. In den Schichten finden sich Ansammlungen von Brachiopoden, Muscheln und gelegentlich Korallen (Abb. 51).

Zuvor waren die Etappen Siegen und Ems zu einer Etappe zusammengefasst, die als Koblenz-Kim bezeichnet wurde. Nach der Entscheidung der Internationalen Stratigraphischen Kommission wird das Unterdevon jedoch jetzt im Volumen von drei Stufen akzeptiert.

Die Eifelstufe wurde 1848 von A. Dumont nach dem Eifelgebirge benannt, in dem sich der Stratotypenschnitt befindet. Der Band der Stufe wurde modifiziert und nach der Arbeit von M. Düsseldorf im Jahre 1937 in den Band der Calceol- und oberen Sorte Laukh-Schichten mit einem Stratotyp im Wetteldorfer Abschnitt der Eifel aufgenommen. Hier wird eine Abfolge von Mergeln, Plattenkalken, Kalksandsteinen und korallenstromatoporösen Kalksteinen (ca. 450 m Mächtigkeit) freigelegt. In der Dicke eine große Anzahl von Korallen der Gattungen Lieblinge, Calceola, Damophyllum,Überreste von Kopffüßern und Conodonten.

Die Givetian-Stufe wurde 1879 von J. Gosselet in den Ardennen identifiziert. Der Name stammt von der Stadt Givet, die sich in befindet Nordfrankreich. Dieses Stadium kombiniert Ablagerungen, die durch stringocephale Brachiopoden, das Vorhandensein von Conodonten, Korallen und seltener Trilobiten gekennzeichnet sind. Die Stufe besteht aus Kalksteinen und Kalkschiefern, organogenen und organogen-detritalen Kalksteinen.

Die Frasnian Stage wurde 1879 von J. Gosselet in Belgien gegründet. Der Name wurde vom Dorf erhalten. Fran in der Nähe der Stadt Couvin. Im Stratotyp-Abschnitt besteht es aus Schiefer und Riffkorallen-Stromato-porösen Kalksteinen (ca. 500 m dick). Gekennzeichnet durch Brachiopoden, Conodonten, Korallen und Muscheln.

* Die Famennium-Stufe wurde erstmals 1855 von A. Dumont in den Ardennen identifiziert. Sie erhielt ihren Namen vom Famenn-Gebiet in Belgien. Hier werden Sandsteine, Schiefer mit Einlagerungen von Kalksteinen entwickelt. In stratotischem Gelände zeichnet es sich durch große Variabilität aus. Meeressedimente enthalten Conodonten, Korallen und Brachiopoden, während Lagunensedimente Fischreste und Pflanzenabdrücke enthalten.

In den 1960er Jahren schlugen tschechoslowakische Forscher vor, anstelle der Stufen Zhedino und Siegen die Stufen Lochkovium und Pragium zu unterscheiden, die in den gut charakterisierten marinen Abschnitten der Barrandov-Mulde im Böhmischen Massiv unweit von Prag entstanden sind Fauna. Es gibt auch eine anerkannte Grenze zwischen dem Silur und dem Devon, die zwischen dem Przhidolsky- und dem Lochkovium-Stadium gezogen wird. 1985 empfahl das International Subcommittee on Devonian Stratigraphy die Lochkian- und Pragian-Stadien der Tschechischen Republik als typisch für das Unterdevon. Seither nutzen Geologen genau diese Stufen, obwohl die ihnen in etwa entsprechenden ehemaligen Zhedinsky- und Siegenstufen formell nicht abgeschafft wurden. Dies erklärt die "Doppelmacht" im unteren Teil der abgestuften Skala des devonischen Systems.

Charakteristische Abschnitte des Devon-Systems sind in den Schemata IV und V, Spalte 1 dargestellt. inkl.

organische Welt

Die organische Welt der Devonzeit war reich und vielfältig. Die Landvegetation hat erhebliche Fortschritte gemacht. Der Beginn der Devonzeit war geprägt von der weiten Verbreitung der „Psilaphiten“ (Rhinophyten), die zu dieser Zeit ihren Höhepunkt erreichten.

Reis. 51. Charakteristische fossile Überreste devonischer Organismen

Brachiopoden:/ - Euryspirifer(unteres und mittleres Devon), 2a, 6 - Stringozephalus(Durchschnitt Devon), 3-Karpinskia(Unteres Devon), 4 - Cyrtospirifer(meist Oberdevon), 5a, b - Hypothyridin(Mittel- und Oberdevon); Kopffüßer:6 - Clymenie(Oberes Devon), 7 - Timaniten(Oberes Devon) 8-Tornoceras(Oberes Devon); Seelilien:9 - Cupressocrinite(Mitteldevon); Rugosa-Korallen:10-Calceola(Unteres - Mittleres Devon), // - Hexagonaria(Mittleres bis spätes Devon); Conodonten:12-Palmatolepis(Oberes Devon) 13 - Polygnathus(Devon), 14 - Ikriodus(Devon); Lungenfisch:15 - Dipterus(Mittleres bis spätes Devon); Lappenflossenfisch:16 - Holoptychius(Oberes Devon); Amphibien:17 - Ichthyostega(Oberes Devon); Rhinophyten:18-Rhynia(Unteres Devon) 19, 20 - Sawdonia(Unteres Devon)

(Abb. 52, Farbe an). Ihre Dominanz wird in sumpfigen Landschaften beobachtet. Zu Beginn des mittleren Devon starben die Rhinophyten aus, sie wurden durch große Farne ersetzt, in denen sich blattartige Formen zu bilden begannen. Im mittleren Devon existierten bereits alle Hauptgruppen der Sporenpflanzen. Dies sind Keulen, Arthropoden und Farne, und am Ende des Devon tauchten die ersten Vertreter von Gymnospermen auf; Viele der Sträucher verwandelten sich in Bäume und führten zu den ersten Kohleflözen (Svalbard, Barzas). Die spätdevonische Flora wurde nach dem weit verbreiteten heterosporen Farn Archaeopteris genannt. Archäopteris(Abb. 53, Farbe an). Am Ende des Devon existierten bereits Wälder auf dem Planeten, die aus den oben aufgeführten Pflanzen bestanden.

Conodonten haben im Devon die größte biostratigraphische Bedeutung. Diese Vertreter der primitiven Chordaten, die im mittleren Kambrium auftauchten, erlangten bereits im Ordovizium eine dominierende Stellung. Im späten Devon ist der zweite Höhepunkt ihrer Blütezeit zu beobachten. Die Conodonten veränderten sich im Devon so schnell, dass sie es ermöglichen, mehr als 50 Standardzonen in den devonischen Ablagerungen mit einer Dauer der devonischen Periode von etwa 50 Millionen Jahren zu unterscheiden. Dies ist ein hervorragendes Beispiel für die Verwendung der Überreste sich schnell entwickelnder Organismen zur Erstellung einer ultradetaillierten Stratigraphie. w Graptolite überleben im Devon (eine seltene Gattung Monograptus) und Cystoide; die Formenvielfalt von Trilobiten und Nautiloiden ist stark reduziert. Weit verbreitete Burgbrachiopoden (Brachiopoden) aus der Familie der Spiriferidae mit der Hauptgattung Spirifer und Pentameride (Gattung Pentamerus), vierstrahlige Korallen, Tabellen.

Bedeutsam in ihrer Bedeutung sind die Kopffüßer (Abb. 51): die Ordnungen der Goniatiten, Agonyatiten und Climenia. Sie haben eine einfache Septumlinie mit massiven spitzen Lappen und massiven abgerundeten Sätteln (Goniatit) oder mit abgerundeten Lappen und Sätteln (Agoniatit). Clymenia ist eine spezifische Gruppe alter Ammonoideen, bei denen sich der Siphon näher an der Rückenseite und nicht an der Bauchseite befand, wie bei den meisten Vertretern der Ammonoiden-Unterklasse. Clymenia waren nur für das späte Devon charakteristisch.

Zum ersten Mal in der Geschichte der Erde große Rolle Muscheln und einige niedere Krebstiere begannen zu spielen, was mit der Existenz zahlreicher Becken mit abnormalem Salzgehalt im Devon zusammenhängt. Es sollte die Fülle der kleinsten Krebstiere - Ostrakoden und Phyllopoden - beachtet werden.

Für die Stratigraphie mariner Sedimente sind die wichtigsten Conodonten, Ammonoiden, Brachiopoden, Korallen, Tentakuliten und Ostrakoden. Wirbeltiere begannen, eine immer größere Bedeutung zu erlangen. Kieferlose und vor allem Fische sind weit verbreitet: Lungenfische, Panzer-, Lappenflossen-, Knorpelfische (Haie, Rochen) (Abb. 51). In Süßwasser- und Brackwasserbecken waren Fische offenbar bereits zahlreich. Seit dem Devon sind die ersten Amphibien bekannt - Stegocephalen.

Die Entwicklung des Landes durch Pflanzen und Tiere ging weiter. Zu letzteren gehören Skorpione und Tausendfüßler, die im Silur auftauchten, sowie flügellose Insekten.

Krustenstrukturen und Paläogeographie v

Tritt im Devon nicht auf wesentliche Änderungen in der Verteilung und Kontur der Hauptstrukturelemente der Erdkruste, die zu Beginn des Devons entstanden sind (Plattformen, geosynklinische Gürtel und Kaledoniden). Dies wird erklärt schlechte Entwicklung in den devonischen Faltenprozessen, die sich durch geringe Intensität auszeichnen. Erst am Ende des Zeitraums in einigen geosynklinalen Gebieten taten die Bretonisch Faltphase - Beginn Herzzin Zeitalter der Tektonogenese. Die bretonische Phase der Faltung ist im Nordwesten der geosynklinalen Region des Mittelmeers (Europa) (Bretagne-Halbinsel) und in der geosynklinalen Region der Südappalachen etabliert. Die kaledonische Faltung führte nicht nur zu Hebungen der kaledonischen Regionen, sondern auch vieler Plattformen. erreichte sein Maximum im frühen Devon Rückschritt, die am Ende des Silur begann. Die Gebiete der Zerstörung und Zerstörung waren die Caledonides und umfangreiche Pro-.

Bahnsteigplätze. Die Sedimentation auf den Plattformen wurde stark reduziert und setzte sich nur in den an die Kaledoniden angrenzenden Gebieten fort. Dieses Stadium ist durch Binnengewässer mit anormalem Salzgehalt gekennzeichnet. Das Meeresregime ist in Geosynklinalen erhalten geblieben.

Ab der Mitte des Devon wichen in vielen Teilen der Welt aufsteigende Bewegungen einem Absinken, und eine neue Überschreitung entwickelte sich. Das Meer rückte auf den Plattformen vor und drang in die Grenzen der Caledonides ein (siehe Diagramm IV, col. inc.).

Am Ende des Oberdevons, im Famennium, begann wieder der Aufstieg der Plattformen (die bretonische Phase) und damit verbunden eine gewisse Rückbildung des Meeres.

; Charakteristisch für das Devon ist die Bildung von Senken zwischen den Bergen, in denen sich kontinental-terrigene, überwiegend rot gefärbte Ablagerungen und vulkanische Gesteine ​​mit einer Mächtigkeit von mehreren tausend Metern angesammelt haben. Die Ablagerungen von Zwischengebirgssenken werden in Falten gesammelt oder liegen flach. In manchen Senken werden sie von Intrusionen durchschnitten und in unterschiedlichem Maße transformiert. Das Auftreten von Vertiefungen ist mit der Entstehung und Aktivierung von Störungen verbunden, mit Blockbewegungen, die für das Devon charakteristisch sind. Die Bildung solcher Vertiefungen trat während des Finales auf - orogen- das Entwicklungsstadium der Geosynklinalen.

Der Beginn der Devonzeit (früh-devonische Epoche) verdient diesen Namen durchaus geokratisch Epochen im Leben der Erde, dh Epochen mit einer Vorherrschaft des kontinentalen Regimes. Seit dem mittleren Devon haben die Meere sowohl auf Plattformen als auch in geosynklinalen Gebieten zugenommen. Die Landfläche schrumpft. Gleichzeitig gibt es eine allgemeine Ausrichtung, allmählich Peneplanisierung Kontinente sowie Insellandgebiete, die über das Gebiet der geosynklinalen Regionen verstreut sind. Dies wird durch die fast allgegenwärtige Veränderung der für das Unterdevon charakteristischen terrigenen Sedimentation zu Karbonat belegt. Bis zum Ende der devonischen Zeit blieb das gebirgige Relief in den Gebieten der Kaledoniden am stabilsten, aber selbst dort erwies es sich bis zum Ende der Periode stellenweise als deutlich geglättet, wie die relative Feinkörnigkeit belegt obere Schichten des "alten Rotsandsteins" britische Inseln, Minusinsker Vertiefungen usw. (Abb. 54).

Das spätdevonische Zeitalter war im Gegensatz zum frühen Devon, insbesondere in seiner ersten Hälfte (dem Frasnium), eine Zeit der weit verbreiteten Entwicklung mariner Übergriffe, eine Zeit der vorherrschenden Herrschaft des Meeres über das Land. Ähnliche Epochen im Leben der Erde werden genannt thalassokratisch.

Die Lage der Klimazonen des Devon wiederherzustellen ist schwierig, da die Bodenvegetation spärlich ist. Lediglich die charakteristischen Merkmale einiger kontinentaler und lagunenförmiger Fazies des Devons lassen einige paläoklimatische Rückschlüsse zu, die jedoch nicht ausreichen, um das allgemeine Bild der klimatischen Zonalität im Devon zu rekonstruieren.

Betrachtet man die Bedingungen für die Entstehung des „alten Rotsandsteins“, so weisen viele Fakten auf das aride Klima der Zwischengebirgssenken hin, in denen sich diese Sedimente angesammelt haben. Trockenes und heißes Klima war offenbar im Devon gekennzeichnet Mittelteil Russische Platte, wie die weit verbreitete Entwicklung von chemogenen Lagunensedimenten hier zeigt (Dolomite, Gips usw.). Derselbe Niederschlag umreißt innerhalb Europas eine Zone trockenen Klimas, die sich von Nordwesten nach Südosten erstreckt. Ein weiterer Beweis für das devonische Klima sind die Tillite der Kapberge von Südafrika (30 m dick), 500 km lang. Es ist nicht klar, ob die mit dieser Vereisung verbundenen Moränenanhäufungen kontinentalen oder bergigen Ursprungs sind. Andere Manifestationen glazialer Aktivität im Devon sind unbekannt.

Die charakteristischste Fazies des Devon ist die Fazies des "alten roten Sandsteins". (alter roter Sandstein) in allen Ländern verbreitet nördliche Hemisphäre(Abb. 54). Es wird angenommen, dass es sich um eine kontinentale Fazies aus Sandwüsten handelt. Funde von organischen Überresten im Buntsandstein (Panzerfische, Phyllopoden) zwingen uns jedoch, diese Fazies als gemischt anzusehen.

Reis. 54. schematische Karte Kontinent aus altem roten Sandstein und die angrenzende Zone / - die Hauptzone moderne Verkaufsstellen alter roter Sandstein; 2 - Hercynische Massive (Meeres-Devon); SS- nördliche Grenze Meeresüberschreitungen zum alten Kontinent aus rotem Sandstein; Yu Yu- die südliche Grenze der Verteilung von Schichten aus altem rotem Sandstein im marinen Devon Mitteleuropas (Ginyu, 1952)

shanna lagune-kontinental und lagune-meer. Neben dem „alten Buntsandstein“ werden Lagunenfazies häufig durch die Fazies geschlossener Brackwasserbecken repräsentiert. Sie bildeten die ölführende Fazies der Cypridine-Schiefer und die eigentümliche Domanik-Fazies des europäischen Teils Russlands.

Geschichte der Plattformentwicklung

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Die nordamerikanische Plattform ist von gefalteten oder gefalteten Blocksystemen unterschiedlichen Alters umgeben. Das längste und umfangreichste von ihnen ist das Cordillera-Faltblocksystem, das die Plattform im Westen umrahmt. BEI Kreuzung Kordilleren von Ost nach West (in Alaska von Nord nach Süd) werden folgende tektonische Zonen unterschieden.

Die nordamerikanische Plattform erstreckt sich von Nord nach Süd über 4000 km und in Breitenrichtung über 2500 km. In den östlichen und nördlichen Teilen der Plattform gibt es eine vorherrschende Ansammlung von Paläozoikum und im Südwesten und südlichen Regionen Plattform - mesokänozoische Ablagerungen.

Auf der nordamerikanischen Plattform sind hauptsächlich paläozoische Lagerstätten öl- und gasführend, während sich im westlichen Teil der Plattform in der Zone ihrer Einmündung in die gefalteten Strukturen der Rocky Mountains und in den tiefen intra- Plattformtiefstand von Anadarko. Gesteine ​​aus dem Mesozoikum und dem Känozoikum sind öl- und gasführend auf der epihercynischen Plattform (Provinz Golf Coet) sowie in den Becken zwischen den Bergen Kaliforniens.

Der nördliche Rahmen der nordamerikanischen Plattform ist das Faltensystem der Caledonian-Early Hercynian Innuit, das größtenteils von der Sverdrup-Syneklise überlagert wird. Letzteres besteht aus dicken Sedimentsequenzen des Karbons, Perms, Mesozoikums und Känozoikums.

Der größte Teil der nordamerikanischen Plattform südlich des Kanadiers Kristallschild befindet sich in den USA.

Innerhalb der nordamerikanischen Plattform werden eine Reihe großer tektonischer Elemente unterschieden (Abb. 240): Vorsprünge des Grundgebirges der Platte und des Sedimentkomplexes - die Ozarks, Adirondacks usw.; gewölbte Erhebungen - Cincinnati, Bend usw.; plattforminterne Depressionen - Michigan, Illinois, Perm usw.; Mexikanische marginale Depression.

Die südlichen und südwestlichen Teile der nordamerikanischen Plattform bilden ihre Platte. Ein Teil der Plattform, der sich südlich des kanadisch-grönländischen Schildes befindet, sticht unter dem Namen Midcontinent oder Midland Plate hervor. Die Sedimentdecke besteht fast über ihre gesamte Fläche aus paläozoischen Gesteinen. Der westliche Rand der nordamerikanischen Plattform repräsentiert die Great Plains Plate.

Der Kern des nordamerikanischen Kontinents ist die präkambrische nordamerikanische Plattform, in deren Nordosten der kanadische Schild auffällt.

Die Cincinnati-Kuppel ist das größte geostrukturelle Element der Nordamerikanischen Plattform, ihre Länge beträgt 1000 km und ihre Breite 400 km. Es befindet sich in den Bundesstaaten Ohio, Indiana, Kentucky und Tennessee. Sedimente vom Kambrium bis zum Karbon nehmen am Aufbau der Sedimentdecke teil. Ölvorkommen sind mit sanft abfallenden Strukturen oder mit Sandsteinverkeilungszonen an den Hängen des Bogens verbunden. Die wichtigsten Ölvorkommen sind in der Region Lyme-Indiana bekannt.

Das Perm-Becken befindet sich am südwestlichen Rand der nordamerikanischen Plattform. Sein struktureller Rahmen im Westen sind die marginalen westlichen Elemente der Plattform, die an der Anhebung des Epiplatform-Orogens der Rocky Mountains im Nordosten beteiligt sind - das Wichita-Amarillo-System und die Munster-Welle. Im Osten und Süden grenzt das Becken an den hercynischen Washita-Marathon-Faltengürtel. Diese Grenze ist unter einer Decke aus sanft abfallenden mesozoischen Sedimenten begraben. Die metamorphen Felsen des vorderen Teils des Washita-Gürtels werden hier durch Erosion auf dem Marathon Rise freigelegt.

Die Cincinnati-Kuppel ist das größte geostrukturelle Element der Nordamerikanischen Plattform, ihre Länge beträgt 1000 km und ihre Breite 400 km. Es liegt in den Bundesstaaten Ohio, Indiana, Kentucky und Tennessee. Sedimente vom Kambrium bis zum Karbon nehmen am Aufbau der Sedimentdecke teil. Ölvorkommen sind mit sanft abfallenden Strukturen oder mit Sandsteinverkeilungszonen an den Hängen des Bogens verbunden. Die wichtigsten Ölvorkommen sind in der Region Lyme-Indiana bekannt.

Die Vereinigten Staaten befinden sich unter verschiedenen geotektonischen Bedingungen, auf der nordamerikanischen Plattform, in der mexikanischen Senke, zwischen den Bergen und Vorgebirgen und in den Trögen der Kordilleren und Appalachen, auf dem Schelf.

Laut N. Yu. Uspenskaya (1952) gibt es keinen einzigen großen öl- und gasführenden Horizont in Kalksteinen auf der nordamerikanischen Plattform, der nicht mit der Erosionsoberfläche in Verbindung gebracht würde. Ungefähr 95 % der gesamten Produktion aus Karbonatreservoirs in den Vereinigten Staaten stammt aus Horizonten, die unterhalb von Diskordanzoberflächen liegen. Ein Beispiel für eine direkte Beziehung zwischen der Produktivität von Karbonatreservoirs und Diskordanzen sind Öl- und Gasvorkommen in den Kalkstein-Dolomit-Schichten des Ordoviziums der Region Lima Indiana, den devonischen Kalksteinen des Michigan- und des östlichen inneren Beckens im Devon, Mississippi und ordovizischen Kalksteinen des westlichen inneren Beckens sowie in den permischen Kalksteinen und Dolomiten des permischen Beckens.

Amerika nimmt die Position einer Wasserscheide zwischen den Weiten des Atlantiks ein Pazifik See.

Von Westen wird es von gefalteten Bergstrukturen begrenzt, die sich steil über das tief untergetauchte Bett des Pazifischen Ozeans erheben. Im Osten haben die Kontinente raue Küsten. Der Kontinentalhang ist scharf begrenzt und steil und erhebt sich in einiger Entfernung von der Küste über die großen Tiefen des Atlantischen Ozeans.

Die riesigen Landmassen der westlichen Hemisphäre – Nord- und Südamerika – sind eigenständige, historisch nicht zusammenhängende kontinentale Strukturen. Beide Kontinente haben jedoch viel gemeinsam. Ihre keilförmigen Umrisse haben eine südliche Richtung. Der erweiterte Teil des Grundstücks ist nach Norden ausgerichtet. Die westlichen Küsten der Kontinente werden von hohen Gebirgszügen begrenzt, und im östlichen Teil überwiegen Ebenen. Nordamerika liegt im Verhältnis zum Süden viel westlicher. Die Kontinente sind durch eine Breitenmobilzone getrennt, in der sich die Inselbögen der Antillen und die bereits mit den Kontinenten artikulierten Gebirgsstrukturen Mittelamerikas befinden. Die Antillen-mexikanische Region ist, wie wir bereits festgestellt haben (Bondarchuk, 1946), ein strukturelles Analogon zu Indonesien, das zwischen den Kontinenten Asien und Australien liegt.

Nordamerikanische Plattform. Der größte Teil Nordamerikas hat einen kristallinen präkambrischen Keller. Präkambrische Felsen sind in der Gegend zu finden Kanadischer Schild. Separate präkambrische Blöcke ragen in Colorado, den Rocky Mountains, in den Provinzen Becken und Gebirgszüge hervor. Der größte Teil der nordamerikanischen Plattform ist von einer dicken Sedimentplattform bedeckt. Im Norden, auf einigen Inseln des arktischen Archipels und Grönlands, liegt das kristalline Grundgebirge unter einer dicken Eisdecke.

Das Modell der Struktur der nordamerikanischen Plattform ist im Lichte der Daten von K. K. Stockwell (1967) und F. B. King (1967) durch solche Merkmale gekennzeichnet. Der älteste Teil des kristallinen Grundgebirges im Hudson Bay Basin, dem zentralen Teil der Vereinigten Staaten und den arktischen Inseln, ist von einer Plattformabdeckung bedeckt. Der kanadische Schild hat eine Zonenstruktur aus präkambrischen gefalteten Zonen, die seine Grenzen allmählich erweitern. Paläozoikum und nachfolgende gefaltete Strukturen, die die Plattform auf die gleiche Weise aufbauten, bestimmten die modernen Merkmale der Tektoorogenese des nordamerikanischen Kontinents.

Innerhalb des betrachteten Gebiets wird die präkambrische Faltung unterschieden (King, 1967): Kenoran, Hudson, Elson und Grenville. Sie verformen die dicken präkambrischen Schichten, die haben komplexe Zusammensetzung. Die ältesten Formationen des Schildes sind vulkanogene und sedimentäre Formationen, die sich zwischen Gneisfeldern und anderen metamorphen Gesteinen befinden. Diese Formationen sowie die sie umgebenden Gneise beherbergen zahlreiche Gabbro- und Graniteinbrüche unterschiedlichen Alters. Präkambrische Faltenzonen charakterisieren einzelne Provinzen.

Die Kenoran-Faltung befindet sich im Südosten des Schildes in den Provinzen Upper und Slane sowie in seinem nordwestlichen Teil und grenzt an jüngere Strukturen. Sein Alter beträgt 2390 Millionen Jahre.

Die ebene Oberfläche der Kenoran-Faltung wird von ungestörten Schichten der Plattformabdeckung des Proterozoikums überlagert. Die huronische Faltung umfasst proterozoische Ablagerungen und ältere ungeteilte Gneise und Granite. Es nimmt den nordöstlichen Teil des Schildes ein, wo es an die Kenoran-Faltung angrenzt. Im nordwestlichen Teil des kanadischen Schildes befindet sich die Huronian-Faltung zwischen den Bereichen der Kenoran-Faltung. In Labrador und am südlichen Rand der Rocky Mountains, Provinz Nain, werden diese Strukturen jedoch laut F. B. King von Olson später überarbeitet und gefaltet.

Die huronische Faltung auf dem kanadischen Schild wird in den Provinzen Churchill, Bor und South ausgedrückt. Sein Alter wird durch das frühe und mittlere Proterozoikum vor etwa 1640 Millionen Jahren bestimmt. Die Elson-Faltung gilt als mittel-spätes Proterozoikum. Es endete vor 1280 Millionen Jahren.

Ablagerungen aus dem späten Proterozoikum liegen horizontal auf dem gefalteten Grundgebirge des Huron.

Im Südosten des Kanadischen Schildes gibt es ein Gebiet mit Grenville-Faltung, das sich hauptsächlich auf die Provinz Grenville konzentriert. In der Ära der Grenville-Faltung wurden ältere Strukturen überarbeitet. Diese Faltung gehört zum späten Proterozoikum. Es endete vor etwa 800 Millionen Jahren. Auf dem gefalteten Sockel des Huroniums ist an einigen Stellen eine Plattformabdeckung aus dem späten Proterozoikum erhalten geblieben.

Eine wichtige Rolle in der Struktur des Kanadischen Schildes spielen Intrusionen von mafischem Gestein, hauptsächlich Gabbro und Anorthositen, sowie alkalische Syenite. Diese Gesteine ​​gelten als älter als Granite. Neueste verschiedene Alter und sind den entsprechenden Faltungsphasen zugeordnet. Die größten Intrusionen konzentrieren sich auf die Schichten der Kenoran-Strukturstufe. Unter den postorogenen Formationen werden „Kreisstrukturen“ unterschieden, die als kryptovulkanische Formationen gelten. Sie sind Ringe aus stark deformierten Gesteinen der Plattformabdeckung und einige von ihnen gehören zu den präkambrischen Formationen. Separate kreisförmige Strukturen durchschneiden die Lagerstätten Kenoran und Grenville. Sie enthalten Eruptivgesteine ​​und vulkanische Brekzien aus postordovizischer Zeit. Unter den Plattformformationen sind auch Gabbro- und Diabasgänge bekannt. Wo das kristalline Grundgebirge freigelegt ist, können all diese Gesteine ​​als Relief verfolgt werden.

Das präkambrische Untergeschoss der nordamerikanischen Plattform ist perfekt ausgerichtet. Es ist durch Verwerfungen stark in Blöcke zerlegt, deren unterschiedliche Lagen eine Reihe von Vertiefungen und Erhebungen erzeugen (Nalivkin, Gostintsev, Grossgeim, 1969).

Die Plattformabdeckung des Kanadischen Schildes besteht aus Sediment- und Vulkangestein, deren Auftreten horizontal oder leicht gestört ist. Das Alter der Deckungseinlagen ist nicht gleich. Im Oberseegebiet bildet die Plattformabdeckung der Keninavan-Serie eine breite Synklinale. Seine Schichten sind durch normale Verwerfungen durchbrochen und enthalten zahlreiche geschichtete Gabbro-Intrusionen. Im westlichen Teil des Schildes bis zur Kordillere bildet die Sedimentreihe des Gürtels, ebenfalls aus dem Präkambrium, die Plattformabdeckung. Seine Verankerung wurde nicht gebrochen.

In der Region der Hudson Bay, zwischen dem Schild und den Appalachen, sind paläozoische Ablagerungen an der Struktur des Schildes beteiligt. Sie bilden das Tiefland südlich des kanadischen Schildes, die Ebenen Westkanadas, und erstrecken sich bis in den arktischen Archipel. Weiter westlich besteht die Plattformabdeckung aus mesozoischen und känozoischen Gesteinen.

Im südwestlichen Teil erstreckt sich die nordamerikanische Plattform bis zu den Rocky Mountains. Hier wird es durch Verwerfungen in einzelne Blöcke gebrochen, von denen einer das Colorado-Plateau bildet. Es ist jedoch möglich, dass dieser Block ein eigenständiges Inselmassiv ist, eines der Inselsysteme der Cordillera-Faltenzone. Das Colorado-Plateau wird allseitig von den Strukturen der Rocky Mountains begrenzt. Erst im Südwesten bricht er mit einem steilen Band zum Khila-Tal ab.

Die Oberfläche des Plateaus steigt auf 1800-2600 m über dem Meeresspiegel an. Höchster Punkt- Mount San Francisco (3840 m) - ein erloschener Vulkan. Die Oberfläche des Plateaus ist stark entblößt. Darüber erheben sich Tafelotterberge und einzelne Lakkolithen. Flusstäler bilden grandiose Schluchten bis zu 1800 m Tiefe.

Der Untergrund des Colorado-Plateaus besteht aus präkambrischen kristallinen Gesteinen. Sie werden von einer horizontal geschichteten Abfolge von Sedimentgesteinen vom Paläozoikum bis zum Quartär überlagert.

Von großer Bedeutung sind Intrusionen von Eruptivgestein und vulkanischen Ablagerungen sowie am Rande des Plateaus Lavaströme. Erloschene Vulkane und Laccolithen sind charakteristische Merkmale der Plateaulandschaften.

Das Präkambrium des grönländischen kristallinen Schildes hat laut BF King (1967) viel mit der Struktur des kanadischen Schildes gemeinsam. Es besteht aus mehreren Inseln, die mit einer gemeinsamen Eisdecke bedeckt sind.

Das präkambrische Grundgebirge der Nordamerikanischen Plattform wird von Faltensystemen unterschiedlichen Alters begrenzt, die sich zwischen dem Kraton und den das Festland umgebenden Ozeanen befinden. Das älteste der Innuit-Systeme (kaledonisch) befindet sich entlang der nördlichen arktischer Ozean in Nordgrönland und im Norden des arktischen Archipels. Die Formationen der Ostgrönland-Faltenzone gelten als syntektonisch mit Innuic. Im Nordosten Grönlands gliedern sich beide Äste des Caledonian. Von hier aus erstreckt sich die East Greenland Fold Zone nach Süden über die Scoresby Bay. Ablagerungen des Kambriums, des Ordoviziums, des sehr mächtigen Siluriums und stellenweise des Devons sind am Aufbau der frühnaleozoischen Faltungsstruktur beteiligt. Auf der sich nivellierenden Oberfläche der Caledonides liegt eine Plattformabdeckung aus karbonischen, permischen und mesozoischen Ablagerungen. An manchen Stellen wird das Auftreten dieser Ablagerungen durch Störungen gestört.

Der südöstliche Teil der nordamerikanischen Plattform wird von der gefalteten Zone der Appalachen (Hercynian) begrenzt. Die Bildung dieser Zone wurde im frühen Mesozoikum abgeschlossen. An der Struktur der Appalachen sind sowohl Sediment- als auch Eruptivformationen beteiligt. Sie bilden ein bergiges Gelände.

Im Südwesten ist die Ouachita-Faltenregion eine Fortsetzung der Appalachen. Seine stark eingeebneten Strukturen sind großflächig unter jüngeren Formationen begraben. Sie erstrecken sich in Richtung des Pazifischen Ozeans bis nach Mexiko und können unter der Kordillere verfolgt werden, die quer zum Streichen ihrer Strukturen liegt.

Von Westen her wird die N-Amerikanische Plattform vom Faltensystem der Cordillera eingerahmt, das sich von Alaska nach Norden bis nach Südamerika erstreckt, wo sie von den Anden Venezuelas und Kolumbiens fortgesetzt werden. Die Kordilleren wurden an der Stelle mehrerer Inselbögen gebildet, sie bestehen aus Teilen unterschiedlichen Alters und Strukturen.

Die innere Zone der Cordillera umfasst ältere Formationen, die im mittleren Mesozoikum (Nevada-Orogenese) von Intrusionen verdrängt und durchdrungen wurden. An den äußeren Rändern der Zone entwickelte sich die Strukturbildung später - in der späten Kreidezeit und im Paläogen (Laramian-Faltung, Orogenese der Rocky Mountains und Britisch-Kolumbien). Im Tertiär entwickelte sich in der mobilen Zone der Kordilleren eine Faltung in lokalen Becken. Damals spielten die Verwerfungstektonik und der damit verbundene Vulkanismus eine wichtige Rolle.

Infolge der Ausschüttungen von Plateau-Basalten entstanden große Vulkanplateaus in den Bundesstaaten Oregon, Washington, British Columbia und Grönland. Ihre Ausgießung setzte sich auch im Quartär fort. Damals bildeten sich Vulkanfelder im Bundesstaat Idaho im Süden Mexikos usw. sowie Vulkankämme parallel zum allgemeinen Faltungsschlag in der Kaskadenkette, Strukturen, die sich entlang der Pazifikküste erstrecken Zentralamerika von Guatemala bis Costa Rica.

Entlang der Pazifikküste und im westlichen Teil der Kordilleren sticht die Pacific Fold Zone hervor. Die Strukturen des Inselsystems der Antillen gelten als synchron dazu. Verformungen in dieser Zone dauern bis heute an.

Die Struktur der nordamerikanischen Plattform ist durch die gleichen Merkmale gekennzeichnet wie andere präkambrische Teile der kontinentalen Kruste. Seine Bildung fand um die Zentren herum statt - Bestandteile Inselbögen. Der Prozess der Strukturbildung in Nordamerika entwickelte sich natürlich im gesamten geologische Geschichte. Seine Strukturen sind ortsfest und weisen keine Driftschichten auf.

Das Relief der Plattform zeichnet sich durch eine deutliche Glätte, kombiniert mit großen Flächen angesammelter Ebenen, aus Hochlandländer. Die Brillanz der Landschaften des Landes wird durch die unterschiedlichsten Formen der Entblößung bereichert, die auf präsentiert werden große Gebiete und oft riesige Größe. Ihre Merkmale spiegeln den Einfluss des Klimas auf die physische Geographie der Steppenebenen, Halbwüsten, schneebedeckten arktischen Inseln, Bergländer und mit Wäldern bedeckten Subtropen wider.

Südamerikanische Plattform. Das präkambrische kristalline Grundgebirge Südamerikas ist in der nördlichen Hälfte des Festlandes freigelegt. Separate Vorsprünge davon sind im Süden in Argentinien und Chile bekannt. Im Nordwesten und Westen wird die Plattform von der gefalteten Gebirgszone der Anden eingerahmt. Die Berge und Grundvorsprünge sind durch die vordere Rinne getrennt. Zum Atlantischen Ozean hin bildet die Plattform einen steilen Kontinentalhang und weist Abriebsufer auf. Die allgemeine Konfiguration der Küste Südamerikas spiegelt vollständig die Konfiguration des angrenzenden Teils des Mittelatlantischen Rückens wider.

Im Aufbau Südamerikanische Plattform Die guineischen, zentralen oder westbrasilianischen, Küsten- oder ostbrasilianischen Schilde stechen hervor. Isolierte Vorsprünge des Präkambriums im südlichen Teil des Festlandes sind die Apa, Tebikuari, Uruguayan, Northern Hills von Buenos Aires, das Pampa Blocky Country, das South Mendossa Massiv, die sovero-patagonischen und südpatagonischen Schilde. Sie werden durch die Amazonas-, Parnaibsky-, San Franonsky-, Paranskaya-Tröge und die mit ihnen verbundenen Serra-Geral-Plateau-Basalte, die La-Plata-Senken oder die Chaco-Pampasskaya, Rio Negro, Chubutskaya und Santa Cruz getrennt. Innerhalb ihrer Grenzen treten dicke Bahnsteigschichten auf.

Der Guyana-Schild liegt im Norden Südamerikas zwischen der Orinoco- und der Amazonas-Senke. Seine Verbreitung entspricht im Allgemeinen dem Hochland von Guyana. Die Oberfläche des Schildes liegt innerhalb von 500-1000 m im Westen und 200-500 m über dem Meeresspiegel im Osten. Der höchste Punkt - die Spitze von Roranma - 2771 m. Das Hochland im Süden wird von steilen Hängen und im Osten von felsigen Kämmen begrenzt. Am Fuße der Pisten liegt rollende Ebene, allmählich abnehmend zum Amazonas-Tiefland.

In der Struktur des Schildes werden Sedimente des mittleren und späten Präkambriums unterschieden. Als älteste gelten Hornblende und andere Gneise, Glimmerschiefer und Granitgneise. Es ist mit Gabbro-Intrusionen sowie Ablagerungen von Diabas und Andesiten verbunden. Zu den jüngeren Formationen von Guayana gehören eisenhaltige Quarzite, eine vulkanogene Reihe von überwiegend basaltischen und andesitischen Tuffen. Im britischen Teil von Guayana besteht die Vulkanreihe aus geschichteten Tuffen, Agglomeraten, Laven, Quarziten, Schiefern und Phylliten. Diese Reihe wird von Dolerit- und Gabbro-Intrusionen durchschnitten. Es enthält große Batholithe aus Granit.

Der vollständigste präkambrische Abschnitt wurde in Französisch-Guayana beschrieben (Tugarinov und Voitkevich, 1966). Das Cayenne-System, bestehend aus Amphiboliten, Quarziten, Hornfelsen, Gneisen und Migmatiten mit Zwischenschichten aus kristallinen Kalksteinen, gehört zum unteren Präkambrium. Diese Ablagerungen sind stark disloziert. Der Streik ihrer Strukturen ist variabel, meistens in Breitengraden. Das mittlere Präkambrium wird durch das Paramaka-System repräsentiert. Es enthält nur stark metamorphisierte Sequenzen von Chlorit-, Glimmer- und Talkschiefern, die mit Lava eingebettet sind, einschließlich Peridotiten und Graniteinschlüssen. Paramak-Einlagen werden gefaltet. Das obere Präkambrium von Französisch-Guayana ist in zwei Teile unterteilt: die untere Bonidoro-Serie und die obere Oranou-Serie. Die erste wird von Schuttgestein, Schiefer, Lava und vulkanischen Tuffen, einschließlich Graniteinbrüchen, dominiert; die zweite beginnt mit Schichten von Konglomeraten, Quarziten und Schiefern, die darüber liegen. Es ist auch von Graniteinbrüchen durchschnitten, seine gefalteten Strukturen erstrecken sich in West-Nord-West-Richtung. Die Oranu-Serie wird von Rhyolithen durchdrungen, auf denen die sedimentär-vulkanogene Roranma-Serie aus postkambrischer Zeit liegt.

In der Struktur des Küstenteils des Guyana-Schildes werden drei orogene Gürtel unterschieden (Shubert, 1956). Das älteste – Gilea – deckt das Cayenne-System ab. Die Sediment- und Eruptivgesteine, aus denen es besteht, sind stark metamorphosiert. Der mittlere Gürtel - der Guianan - umfasst die Schichten des Paramaca-Systems und die jüngsten karibischen Ablagerungen der Bonidoro- und Oranu-Reihe.

Somit kann der Guyana-Schild als eigenständiges Bildungszentrum der kontinentalen Kruste im Präkambrium angesehen werden. Wie bei anderen Schilden erfolgte die Ausdehnung des Landes hier nacheinander und verband den Kern, der aus sedimentär-vulkanogenen Schichten besteht, mit neuen strukturellen Böden gefalteter Zonen.

Nach der Konsolidierung wurde die Oberfläche des Guyana-Schildes vollständig eingeebnet. Im späten Mesozoikum, hauptsächlich in der Kreidezeit, bildete sich darauf eine Decke aus Sandsteinen kontinentalen Ursprungs. Die Überreste dieses Sandsteins, der von der Denudation überlebt hat, bilden Tafelberge und spielen eine bedeutende Rolle in den Landschaften des Hochlandes von Guayana.

Im Süden trennt der Guianan-Schild den Amazonas-Trog vom brasilianischen. Es erstreckt sich in Breitenrichtung vom Atlantik bis zum Pazifischen Ozean, von dem es durch die gefaltete Zone der Anden getrennt ist. Entlang des Trogs fließt der größte Felsen der Welt, der Amazonas, der ein tektonisches Tal hat (ein sehr überzeugendes Beispiel für die Einheit der Struktur und Topographie der Erdkruste). Der amazonische Trog ist mit paläozoischen und jüngeren Sedimenten gefüllt. Dies ist ein Sammelbecken zwischen den Inseln. Seine Entwicklung setzt sich unter modernen Bedingungen fort.

Der Brasilianische Schild ist der zentrale Teil des südamerikanischen Festlandes südlich des Amazonas-Trogs. Die meridionale Depression Paramba-San Francisco teilt den Schild in westliche, zentrale und östliche, atlantische Teile. Opies gelten als unabhängige Schilde. Die Paramba-San Frapsis-Senke, die sie trennt, ist ein Relikt des Zwischeninselbeckens. Die tektonischen Täler von Paramba, San Francisco und dem oberen Parana sind damit verbunden. Im Süden grenzen die Parana- und Chaco-Pampas-Senken an den Brasilianischen Schild.

Die Oberfläche des Schildes ist sehr uneben und stark erhaben. Der gesamte Schild entspricht dem brasilianischen Hochland. Dies ist eine hügelige Ebene, die sich im Durchschnitt auf einer Höhe von 600-800 m über dem Meeresspiegel befindet. Das kristalline Fundament des Schildes wird durch zahlreiche Verwerfungen in stark gegeneinander verschobene Blöcke zerbrochen. Die Position der Blöcke erzeugt das orografische Erscheinungsbild des Hochlandes.

Der höchste Teil des brasilianischen Hochlandes besteht aus blockartigen Massiven des Pico di Bandeira - 2884 m und der Stadt Itatnaya - 2821 m über dem Meeresspiegel. Im zentralen Teil Brasiliens steigt die Wasserscheide der Flüsse Paranaiba - Tacantins auf 1678 m an. Atlantischer Ozean. Entlang des rechten Ufers von São Francisco erstrecken sich von Nordosten nach Südwesten blockige Bergrücken der Serra do Espinhaço (bis 1800 m). Im Süden des Hochlandes liegt das riesige Lavaplateau Serra Geral, das sich bis zu einer Höhe von 1018 m erhebt.

Der Aufbau des brasilianischen Schildes ist sehr komplex und noch nicht ausreichend erforscht. Die stratigraphische Unterteilung der sedimentär-metamorphen Komplexe, aus denen sie besteht, umfasst eine extrem große Anzahl von Reihen und Systemen, deren Beziehung nicht einheitlich ist. Bedingt in der Struktur des kristallinen Kellers ist das Präkambrium niedriger, mittlerer und oberer. Die ältesten sind die Bakoa-Gneise, deren Alter 2400-2500 Millionen Jahre beträgt. Jüngere Formationen des Mittleren und Oberen Präkambriums werden in der Minae- und Itakolomi-Serie unterschieden.

Die Zusammensetzung der Minae-Serie ist sehr variabel. In der Barbacena-Region ist es durch Schichten von Gneisen und Schiefer vertreten; nördlich von Lafayette umfasst das mittlere Präkambrium Konglomerate, Quarzite, Dolomite, Eisenformationen, Graphitphyllite, Lavaströme und vulkanische Tuffe. Die Mächtigkeit der Serie übersteigt 3000 m. Sie umfasst Intrusionen von ultramafischem Gestein und Dioriten. Die ultramafischen Gesteine ​​werden lokal in Serpentinit und Talkschiefer umgewandelt. Die gesamte Sequenz hat einen nordöstlichen Streich. In seinem südlichen Teil ist die isoklinale Faltung gut ausgeprägt. Zahlreiche Fehler sind bekannt. Die Bildung dieser Reihe korreliert mit den Grenville-Formationen Nordamerikas.

Die Itacolomi-Serie des oberen Präkambriums von Brasilien besteht aus sedimentär-metamorphen Schichten, zu denen Phyllite, Itabirite (dünnschichtige, flyschoide, eisenhaltige Quarzite), Dolomite, Schuttgesteine, Talkschiefer usw. gehören 3000 m.

Der allgemeine Abschnitt der alten Ablagerungen des brasilianischen Schildes endet mit klastischen Sedimentgesteinen der Lavras- und Bambum-Reihe, deren Alter als spätes Präkambrium - frühes Paläozoikum gilt. Einige Ablagerungen der Lavras-Serie gelten als Tillite.

Die Struktur des brasilianischen Schildes ist nicht gut verstanden. Bisher gibt es vier Stadien in der Geschichte seiner Strukturbildung: 2400–2510, 1000–1100, 720–760 und 460–600 Ma (Tugarinov und Voitkevich, 1966). Strukturelle Beziehungen von Teilen des Schildes verschiedener Altersgruppen werden am vollständigsten im Bundesstaat Mipas Gerais dargestellt. Der zentrale Teil des Massivs besteht hier aus Bakao-Gneisen (2400, 2510 Millionen Jahre), sie werden von Formationen im Alter von 1350 Millionen Jahren begrenzt, weiter - sedimentär-metamorphe Schichten von Rio das Veyjas. Im Osten und Westen werden sie von den Formationen der Minae-Reihe und im Süden von den Massiven der Itakolomi-Reihe begrenzt.

So ist der allgemeine Plan der Struktur des Brasilianischen Schildes eine konsequente Erweiterung der alten Strukturzentren durch die Anfügung gefalteter Regionen, was auch für die südamerikanische Plattform charakteristisch ist. Die Konsolidierung des Brasilianischen Schildes endete im späten Präkambrium. Anschließend wurde seine Oberfläche für lange Zeit eingeebnet und war die Arena für die Bildung einer Bahnsteigabdeckung. Die submeridionale Vertiefung, die den Schild trennt, ist mit paläozoischen und mesozoischen Ablagerungen gefüllt. Stellenweise besteht die Plattformabdeckung auf dem Schild aus triassischen Kontinentalformationen, Meeresschichten des Turoniums und Paläozäns im nördlichen Teil und in der Mitte aus kontinentalen horizontal vorkommenden Eozänschichten.

Das Relief des Brasilianischen Schildes sowie anderer präkambrischer Massive ist hauptsächlich durch die Position der durch Störungen deformierten Planierfläche und die Position von Blöcken gekennzeichnet. An exponierten Stellen hat die Oberfläche des präkambrischen Grundgebirges das Aussehen einer hügeligen oder welligen Ebene, deren Merkmale je nach Zusammensetzung der exponierten Gesteine ​​​​stark variieren. Die durch Erosion zergliederte Oberfläche ist durch felsiges Relief gekennzeichnet. Die Flüsse hier sind Stromschnellen, bergig.

An Stellen, die von Bahnsteigabdeckungen bedeckt sind, hat der Brasilianische Schild eine zweistöckige Struktur. Das untere Geschoss ist ein kristalliner Sockel, das obere eine Bahnsteigabdeckung. Es zeichnet sich durch eine ebene Oberfläche aus Plateaus und Plateaus, Tafelbergen, Resterhebungen, begrenzten Steil- oder Flachhängen aus, deren Merkmale im Einzelfall durch die Beschaffenheit der durch Depudation freigelegten Ablagerungen und viele klimatische Faktoren bedingt sind.

Im südlichen Teil des südamerikanischen Festlandes wirken die präkambrischen Formationen als separate, nicht miteinander verbundene Massive, die in der Vergangenheit unabhängige Inseln waren. Ihre Struktur ist sehr wenig untersucht worden.

In der Struktur des kristallinen Schildes von Uruguay werden das untere, mittlere und obere Präkambrium unterschieden. Die Ablagerungen des unteren Präkambriums erstrecken sich entlang des La Plata-Tals und weisen einen sublatitudinalen Streich auf. Ihre Zusammensetzung umfasst verschiedene Gneise und Glimmerschiefer, die Graniteinbrüche beherbergen. Das mittlere Präkambrium – die Minae-Formation von Uruguay – umfasst massive Quarzite, Linsen aus kristallinen Kalksteinen, Talkschiefer und vulkanogene Ablagerungen. Die Intrusionen werden durch alkalische Gesteine ​​und Granitoide repräsentiert. Gesteine ​​des oberen Präkambriums werden zur Otgua-Serie kombiniert. Letzteres umfasst vulkanische Brekzien und gefaltete Quarzite. Ihre Strukturen erstrecken sich in meridionaler und nordöstlicher Richtung.

Zwischen Uruguay und dem Brasilianischen Schild erstreckt sich ein riesiges Gebiet, das vom Vulkanplateau Serra Geral eingenommen wird, das strukturell mit der La-Plata-Senke verbunden ist. Das Plateau hat eine flache, leicht präparierte Oberfläche.

Kristalline Massive im zentralen Teil Südamerikas stechen entlang Paraguays hervor - die Horste von Ana und Tebikuari. Im Süden des Festlandes konzentrieren sich die präkambrischen Vorsprünge im Westen und grenzen an die mobile pazifische Zone. In Patagonien bilden sie separate Schilde, die durch große Vertiefungen getrennt sind. Im Präkambrium des zentralen Teils Argentiniens sind Phylliten und Grauwacken bekannt, die in Falten zerknittert sind. Ihr Alter gilt als spätes Präkambrium. In den Kämmen von Catamarca, La Rioya, San Luis enthalten metamorphe Schichten Granit-Batholithe. Die Gneise der Hügel von Buenos Aires beherbergen Diorit-Intrusionen.

Es gibt noch sehr wenige Daten über die Merkmale des Reliefs der präkambrischen Massive im südlichen Teil der südamerikanischen Plattform.

Von Westen wird Südamerika von einem grandiosen Schacht der südamerikanischen Kordillere begrenzt, der die Plattform vom Pazifischen Ozean trennt. Zwischen Plattform und gefaltet Gebirgssystem erstreckt sich ein piemontesischer Trog, der hauptsächlich mit känozoischen Ablagerungen gefüllt ist. Die Struktur der Kordilleren ist komplex und vereint Teile unterschiedlichen Alters. Das Modell des Querschnitts der Faltzone der Kordilleren von Ost nach West besteht aus folgenden Strukturelementen:

1) eine Plattform, die steil nach Westen abfällt;

2) das vordere Tal der Anden;

3) Östliche Kordilleren, bestehend aus Sedimentablagerungen des Paläozoikums, die in Falten zerknittert sind. Am äußeren Rand enthält dieses Faltensystem isolierte Massive aus präkambrischem Schiefer, einschließlich Graniteinbrüchen;

4) Westkordillere, bestehend aus Meeressedimenten des Mesozoikums und jüngeren vulkanogenen Formationen. Ihre Vulkankegel bilden die höchsten Gipfel - Chimborazo 6310 m, Cotopaxi 5943 m. In der Struktur der Berge sticht ein Batholith hervor, der sich entlang des Streiks der Berge erstreckt;

5) Überreste oder genauer gesagt Inseln, hauptsächlich von hercynischen Strukturen. Die gesamte Bergkette erhebt sich steil über die angrenzenden tiefen Vertiefungen des Pazifischen Ozeanbodens.

Es gibt vier Phasen in der Bildung der Struktur der südamerikanischen Kordilleren. Die Hauptfalten und -fehler wurden in die Kreide gelegt. Es bildeten sich Überschiebungen, die vulkanische Aktivität wurde aktiver. Die Strukturbildung erreichte ihre größte Stärke im frühen Oligozän, als die Ostkordillere gebildet wurde. Die vulkanische Aktivität begann in den Anden und dauert bis heute an. Im Miozän kam es zu einer erneuten Intensivierung der Bewegungen. Dann gab es viele Fehler und normale Fehler, begleitet von zahlreichen Eingriffen. Intrusionsgesteine ​​dieses Alters sind besonders häufig in den Ausläufern der Anden zu finden. Später wurde in den Anden eine Nivellierungsfläche entwickelt. Die letzte Phase des Gebirgsbaus fand im Pleistozän statt. Als Ergebnis der allgemeinen Bogenhebung wurden die modernen Anden gebildet. Die Hebung wurde von grandiosen Verwerfungen und Blockbewegungen begleitet, die entstanden moderne Entlastung Berge (König, 1967).

Die Struktur der südamerikanischen Kordilleren ist, wie von W. Oppenheim (Oppenheim, 1948) zu Recht festgestellt wurde Endergebnis Entwicklung des spätmesozoischen Inselbogens aus magmatischen Gesteinen. Die Inseln waren durch einen geosynklinalen Graben vom Festland und durch eine tiefe Senke vom Ozean getrennt. Diese Struktur entstand in der Kreidezeit, während der ersten Phase der Orogenese in den Anden. Seitdem hat sich die westliche Strukturgrenze des Festlandes kaum verändert. Zu Beginn des Känozoikums vereinigten sich die Inseln, an deren Struktur Vulkangestein beteiligt war, allmählich zu einem Bergschacht. Die angrenzende Geosynklinale war mit terrigenen Massen und Kalksteinen marinen Ursprungs gefüllt. Die Akkumulation dauerte bis zum mittleren Oligozän. In der Mitte des Känozoikums nahm die Ostkordillere Gestalt an. Die Abfolge der Berghebung spiegelt sich in einer Nivellierung von Oberflächen und Flussterrassen wider, was auf eine periodische Verjüngung der Talerosion hinweist.

Strukturelle und geomorphologische Analysen zeigen, dass das Festland Südamerikas eine heterogene Struktur aufweist. Seine Hauptbestandteile – die Schilde von Guayana und Brasilien sowie der sie trennende Amazonastrog – sind die ältesten Teile des Festlandes. Sie zeichnen sich durch eine sublatitudinale Ausdehnung aus. Der südliche Teil des Festlandes vereint Strukturen unterschiedlichen Alters, deren Hauptelemente paläotektonische Inselsysteme sind, im Osten - kristalline Massive des südlichen Teils der ostbrasilianischen, küstennahen und uruguayischen Schilde, im Westen - das blockige Land von die Pampa, die Nord- und Südpatagonischen Schilde usw. Zwischen dem östlichen und dem westlichen System hat die La-Plata-Senke im Süden die gleiche Bedeutung für die Struktur des Festlandes wie die Amazonas-Senke im Norden. Mit der Bildung des komplexen Faltensystems der südamerikanischen Kordilleren im Känozoikum an der Stelle von Inselbögen wurde die endgültige Konfiguration und Orographie Südamerikas bestimmt.