Febre hemorrágica boliviana (febre hemorrágica sul-americana) A febre hemorrágica boliviana é uma doença viral focal natural endêmica das províncias centrais da Bolívia. caracterizada por febre alta,

Esta plataforma experimentou uma elevação de curto prazo no início do Siluriano como resultado da manifestação da fase Taconiana de dobramento no geossinclinal dos Apalaches. A regressão foi substituída pela transgressão com ampla distribuição de depósitos carbonáticos e formações recifais.

Os depósitos silurianos são representados por calcários e dolomitos. Existem muitas estruturas de recife nas secções do Siluriano Inferior, e rochas halógenas aparecem no Siluriano Superior, especialmente no leste da plataforma - anidrites, gesso e sal-gema.

No final do Siluriano, enormes piscinas de sal surgiram na América do Norte. A espessura do Siluriano é medida em várias centenas de metros. Nas depressões, aumenta, por exemplo, na depressão de Michigan - até 1,5 km.

gondwana

Os continentes do sul do Siluriano ainda estão acima do nível do mar, e a precipitação do Siluriano é insignificante, mas onde estão presentes (ao longo da periferia do Gondwana), são representadas por formações terrígenas.

Na parte sul-americana do Gondwana, ocorreu uma reestruturação no final do Ordoviciano - início do Siluriano, provavelmente causada pela influência do dobramento caledoniano. No Siluriano, a área do mar aumentou. Depressões da direção meridional apareceram. Eles acumularam sedimentos clásticos de espessura significativa (até 800-1200 m) com camadas carbonáticas subordinadas. Na Bacia Amazônica (direção latitudinal) observam-se sedimentos marinhos arenosos-argilosos com 100 m de espessura.No Siluriano Superior e no início do Devoniano, os soerguimentos ocorreram novamente como resultado dos movimentos do Caledoniano Superior.

Na parte africana do Gondwana, os estratos arenosos no final do Ordoviciano e no Siluriano foram substituídos por argilas escuras com graptólitos. Lamas carbonatadas apareceram na parte norte da bacia. Ao longo das margens da área de acumulação marinha, foram depositadas areias costeiras. A espessura das rochas do Siluriano é geralmente pequena. Na Península Arábica, o Siluriano é representado por uma secção contínua de formações arenosas-argilosas de considerável espessura. No final do Siluriano, começou uma regressão em toda a África, que se manifestou de maneira especialmente clara na Arábia.

A parte australiana de Gondwana no Siluriano era principalmente terra.

História do desenvolvimento de cinturões geossinclinais Cinturão geossinclinal do Atlântico Norte

Região geossinclinal de Grampian. Geossinclinal Grampiano. Uma seção do Siluriano de Gales, a localidade do estratotipo onde o sistema Siluriano foi identificado, pode ser visto no Esquema III, col. incluindo

O Siluriano repousa sobre o Ordoviciano com uma discordância estrutural causada pela orogenia Taconiana. Na base do Llandovery encontram-se conglomerados e arenitos, acima dos quais são substituídos por um estrato arenoso-argiloso com rochas de concha; Pentamerides são numerosos (a espessura de Llandovery chega a 1,5 km). Wenlock é litologicamente diverso: dentro algumas áreas de rochas calcárias-argilosas e

calcários com restos de braquiópodes e corais (300-400 m), em outros - uma espessa camada de arenitos e siltitos (espessura -1,2 km). Os depósitos de Ludlov são predominantemente carbonáticos: calcário, xistos calcários, siltitos calcários. Existem numerosos estromatoporatos, corais, braquiópodes (espessura - 0,5 km). Existem bancos de fósseis com conchidium cavaleiro. Na parte superior do palco, há uma camada da chamada brecha de osso, que consiste em partes e fragmentos da cobertura óssea de peixes blindados.

A seção descrita de três níveis refere-se a formações "conchas" - depósitos de águas rasas de espessura considerável contendo a fauna indicada.

Outro tipo de seção dos mesmos estágios também é conhecido - na forma de um fino estrato de folhelhos graptolíticos. O material argiloso neste caso foi depositado nas áreas do mar profundo. O terceiro tipo de incisão é misto. Ele contém rochas do primeiro e segundo tipos.

A parte superior da seção Siluriana na Inglaterra é distinguida como o Downton Stage (espessura -0,6-0,9 km). São rochas arenosas-argilosas vermelhas e variegadas com intercalações de margas vermelhas. Eles contêm conchas de ostracodes e ictiofauna. Downton é gradualmente substituído pelo Devoniano de cor vermelha inferior. Tudo isso se sobrepõe à discordância estrutural dos conglomerados do Devoniano Médio.

No País de Gales, a espessura total do Siluriano é de 3 km. Os depósitos são dobrados e metamorfoseados. O dobramento caledoniano se manifestou repetidamente e foi acompanhado de magmatismo.

Na parte escandinava do geossinclinal Grampiano, acumularam-se espessos estratos clásticos, inicialmente tipicamente marinhos, e no final do Siluriano - continental.

Cinturão geossinclinal Ural-Mongol

Região geossinclinal Ural-Tien Shan estende-se de Novaya Zemlya ao sul de Tien Shan.

Geossinclinal Ural. Depósitos Silurianos são amplamente desenvolvidos nos Urais. Na encosta ocidental dos Urais, sedimentos carbonáticos e terrígenos (até 2 km) acumularam-se silenciosamente sob condições miogeossinclinais. Na vertente leste, na eugeossinclinação, acumulam-se lavas e tufos, folhelhos siliciosos e calcários (espessura - 5 km). No Siluriano nos Urais, foram colocadas as principais estruturas geotectônicas, que mais tarde se transformaram nos anticlinórios e sinclinórios existentes. O Siluriano dos Urais das encostas ocidentais e orientais contém a mesma fauna, o que indica uma única bacia geossinclinal dos Urais no Siluriano. ,; No território da encosta ocidental dos Urais e Novaya Zemlya, predominavam as condições miogeossinclinais, de modo que depósitos carbonáticos e carbonáticos-argilosos (500-1500 m) com um complexo diversificado de restos orgânicos acumulados aqui. Areia costeira rasa e rochas de seixos são conhecidas nos arredores ocidentais dos Urais do Norte (cume de Polyudov). No oeste da parte central dos Urais, em Pai-Khoi e em lugares em Novaya Zemlya, xistos de graptolita argilosa preta estão expostos.

O dobramento da Caledônia, em contraste com outros geossinclinais do cinturão Ural-Mongol, não é típico dos Urais; não causou inconformidades estruturais, mas as intrusões ultrabásicas e básicas da zona central são consideradas caledônias.

Os depósitos silurianos são comuns em Parte do Cazaquistão do cinturão Ural-Mongol. Eles são representados por formações geossinclinais típicas de espessura considerável com restos de uma rica fauna. Horizontes de calcários de braquiópodes e corais são característicos.

No contexto do Monte. Chingiztau Siluriano é representado apenas pela seção inferior (ver Esquema III, cor inc). Depósitos silurianos (até 2,5 km) acumulados em condições marinhas eugeossinclinais com forte vulcanismo. Dobradura caledoniana manifestada ativamente. A mais pronunciada é a última - Caledônia tardia - fase de dobramento, que levou ao recuo do mar do território da crista de Chingiztau, até a conclusão da primeira etapa, na verdade geossinclinal, de seu desenvolvimento.

tiya. As rochas efusivas do Devoniano Inferior e Médio e os tufos félsicos que coroam a seção se acumularam já em condições terrestres. Eles são geralmente identificados como melaço vulcanogênico do estágio orogênico de desenvolvimento. A intrusão repetida de grandes intrusões granitóides está associada ao dobramento.

Região dobrada de Altai-Sayan. Os depósitos silurianos são conhecidos no mesmo local que o Ordoviciano, mas a oeste predominam calcários e rochas terrígenas com fauna rica, a leste (Western Sayan, Tuva) aumenta o papel de rochas clásticas grosseiras com fauna empobrecida. A espessura dos depósitos silurianos no oeste é de 4,5 km, no leste - até 7,5 km.

Na seção Siluriana de Tuva Ocidental (ver Esquema III, cor incl.), os depósitos Silurianos (Grupo Chergak) cobrem o Ordoviciano. Possuem uma grande espessura (2,5-3 km), são constituídas por rochas arenosas-argilosas com intercamadas, pacotes e lentes de calcários. O maior teor de carbonato está confinado à parte central da seção. A fauna é rica e variada. Estes são estromatoporatos, tabulados, heliolitídeos, rugoses, crinóides, briozoários, braquiópodes, trilobitas. Muitas formas locais (endêmicas). Evidentemente, no Siluriano existia uma bacia marinha rasa com pequenos recifes, matagais de coral e crinóides e bancos de braquiópodes. O endemismo da fauna fala da difícil comunicação com outros mares. No final do Siluriano, a bacia encolheu gradualmente, tornou-se rasa, sua salinidade mudou e apenas organismos eurialinos sobreviveram nela.

No Ordoviciano, Siluriano e início do Devoniano em Tuva Ocidental, um único enorme complexo de Tuva transgressivo-regressivo (10 km) foi formado com depósitos marinhos na parte central e rochas continentais de cor vermelha na base e no teto. Os depósitos do complexo de Tuva são dobrados e intrudidos por pequenas intrusões básicas e félsicas. A parte superior da seção em consideração é composta por espessas rochas efusivas terrestres do Devoniano Inferior e rochas clásticas vermelhas do Devoniano Médio. São depósitos continentais de depressões entre montanhas formadas durante a regressão causada pela orogenia caledoniana. - "No troço de Tuva Ocidental, distinguem-se claramente três pisos estruturais: o primeiro é o Cambriano Inferior; o segundo é o Ordoviciano, Siluriano, Devoniano Inferior; o terceiro é a parte superior do Devoniano Inferior e o Médio Devoniano.Os pisos registram diferentes estágios de desenvolvimento geológico: o primeiro - eugeossinclinal, o terceiro - orogênico e o segundo - intermediário (transicional). depósitos de ferro e cobre estão associados a intrusões ácidas.

Assim, a época caledoniana da tectogênese cobriu as regiões do noroeste do Cazaquistão, parcialmente as montanhas de Altai, o norte de Tien Shan e a parte oriental da região dobrada de Altai-Sayan - o oeste de Sayan e Tuva, onde surgiram os Caledonides.

Faixa geossinclinal mediterrânea

Na parte européia deste cinturão são preservadas condições próximas às descritas anteriormente no Ordoviciano. Esta ainda é a terra insular do maciço franco-tcheco (bloco Moldanub) e as condições marinhas ao norte e ao sul dele (Praga synclinorium, ver esquema III, cor incl.). No norte da Europa, arenitos, xistos negros, calcários betuminosos (0,5 km de espessura) se acumulam, xistos siliciosos aparecem, devido a manifestações de atividade vulcânica submarina. No sul da Europa, entre o Maciço Franco-Boêmio e a Cordilheira do Atlas na África, o Siluriano é representado por fácies monótonas: xistos negros com graptólitos, que são substituídos por calcários no topo da seção.

NO região geossinclinal asiática o Siluriano é conhecido na Turquia, no Cáucaso, nas estruturas montanhosas do Irã, Afeganistão e Pamir.

Aqui, em condições eugeossinclinais, espessos estratos de rochas terrígenas e rochas vulcânicas de composição básica e félsica, ou pequenas fácies terrígeno-carbonatadas acumuladas em zonas miogeossinclinais (Zagros Himalaias, etc.).

A América ocupa a posição de um divisor de águas entre as extensões dos oceanos Atlântico e Pacífico.

A oeste, é delimitada por estruturas montanhosas dobradas que se elevam abruptamente acima do leito profundamente submerso do Oceano Pacífico. No leste, os continentes têm costas abrasivas. O talude continental é bem definido e íngreme, elevando-se a alguma distância da costa acima das grandes profundidades do Oceano Atlântico.

As vastas massas de terra do Hemisfério Ocidental - América do Norte e América do Sul - são estruturas continentais independentes e historicamente não relacionadas. No entanto, ambos os continentes têm muito em comum. Seus contornos em forma de cunha têm uma direção sul. A parte estendida do terreno está voltada para o norte. As costas ocidentais dos continentes são delimitadas por altas cadeias de montanhas, e as planícies predominam na parte oriental. A América do Norte em relação ao Sul está localizada muito a oeste. Os continentes são separados por uma zona móvel latitudinal, na qual se localizam os arcos insulares das Antilhas e as estruturas montanhosas da América Central, já articuladas com os continentes. A região das Antilhas-Méxicas, como observamos (Bondarchuk, 1946), é um análogo estrutural da Indonésia, localizada entre os continentes da Ásia e Austrália.

Plataforma norte-americana. A maior parte da América do Norte tem um embasamento cristalino pré-cambriano. Rochas pré-cambrianas são encontradas na área do Escudo Canadense. Blocos pré-cambrianos separados se projetam no Colorado, nas Montanhas Rochosas, nas províncias de bacias e cordilheiras. A maior parte da plataforma norte-americana é coberta por uma espessa cobertura de plataforma sedimentar. No norte, em algumas ilhas do arquipélago ártico e da Groenlândia, o embasamento cristalino fica sob uma espessa camada de gelo.

O modelo de estrutura da plataforma norte-americana, à luz dos dados de K. K. Stockwell (1967) e F. B. King (1967), caracteriza-se por tais características. A parte mais antiga do embasamento cristalino na Bacia da Baía de Hudson, a parte central dos Estados Unidos e as Ilhas Árticas é coberta por uma cobertura de plataforma. O escudo canadense possui uma estrutura zonal de zonas dobradas pré-cambrianas, aumentando gradativamente seus limites. O Paleozóico e as estruturas dobradas subsequentes, construindo a plataforma da mesma forma, determinaram as características modernas da tectoorogenia do continente norte-americano.

Dentro do território considerado, destaca-se a dobragem pré-cambriana (King, 1967): Kenoran, Hudson, Elson e Grenville. Eles deformam estratos pré-cambrianos espessos com uma composição complexa. As formações mais antigas do escudo são formações vulcanogênicas e sedimentares localizadas entre campos gnáissicos e outras rochas metamórficas. Essas formações, assim como os gnaisses que as cercam, abrigam inúmeras intrusões de gabros e granitos de diferentes idades. As zonas de dobra pré-cambriana caracterizam províncias individuais.

O dobramento Kenoran está localizado no sudeste do escudo nas províncias de Upper e Slane, bem como em sua parte noroeste, fazendo fronteira com estruturas mais jovens. Sua idade é de 2.390 milhões de anos.

A superfície nivelada da dobra Kenoran é coberta por estratos não perturbados da cobertura da plataforma da era Proterozóica. O dobramento Huroniano inclui depósitos proterozóicos e gnaisses e granitos indivisíveis mais antigos. Ocupa a parte nordeste do escudo, onde fica adjacente à dobra Kenoran. Na parte noroeste do Escudo Canadense, a dobra Huroniana está localizada entre as áreas da dobra Kenoran. Em Labrador e no extremo sul das Montanhas Rochosas, província de Nain, mas segundo F. B. King, essas estruturas são retrabalhadas por mais tarde, Olson, dobrando.

A dobra Huroniana no Escudo Canadense é expressa nas províncias de Churchill, Bor e South. Sua idade é determinada pelo Proterozóico inicial e médio cerca de 1640 milhões de anos atrás. O dobramento de Elson é considerado Proterozóico Médio-Final. Terminou 1280 milhões de anos atrás.

Depósitos do Proterozóico tardio encontram-se horizontalmente no porão dobrado Huroniano.

No sudeste do Escudo Canadense, há uma área de dobramento de Grenville, concentrada principalmente na província de Grenville. Na era do dobramento de Grenville, as estruturas mais antigas foram retrabalhadas. Este dobramento pertence ao Proterozóico tardio. Terminou cerca de 800 milhões de anos atrás. No porão dobrado huroniano, em alguns lugares, uma cobertura de plataforma do final do Proterozóico foi preservada.

Intrusões de rochas máficas, principalmente gabro e anortositos, bem como sienitos alcalinos, desempenham um papel importante na estrutura do Escudo Canadense. Estas rochas são consideradas mais antigas que os granitos. Estes últimos têm idades diferentes e estão associados às fases de dobramento correspondentes. As maiores intrusões estão concentradas nos estratos do estágio estrutural Kenoran. Entre as formações pós-orogênicas, destacam-se as “estruturas circulares”, que são consideradas formações criptovulcânicas. São anéis de rochas altamente deformadas da cobertura da plataforma, e algumas delas pertencem às formações pré-cambrianas. Estruturas circulares separadas cortam os depósitos de Kenoran e Grenville. Eles contêm rochas ígneas e brechas vulcânicas de idade pós-Ordoviciano. Diques de gabro e diabásio também são conhecidos entre as formações de plataforma. Onde o embasamento cristalino está exposto, todas essas rochas podem ser rastreadas em relevo.

O porão pré-cambriano da N American Platform está perfeitamente alinhado. É fortemente dissecado por falhas em blocos, cujas diferentes posições criam uma série de depressões e elevações (Nalivkin, Gostintsev, Grossgeim, 1969).

A cobertura da plataforma do Escudo Canadense é composta por rochas sedimentares e vulcânicas, sua ocorrência é horizontal ou levemente perturbada. A idade dos depósitos de cobertura não é a mesma. Na área do Lago Superior, a série Keninavan de cobertura de plataforma forma um amplo sinclinal. Suas camadas são quebradas por falhas normais e contêm numerosas intrusões de gabro acamado. Na parte ocidental do escudo e até a Cordilheira, a série sedimentar do cinturão, também de idade pré-cambriana, forma a cobertura da plataforma. Sua ancoragem não foi quebrada.

Na região da Baía de Hudson, entre o escudo e os Apalaches, depósitos paleozóicos fazem parte da estrutura do escudo. Eles formam as terras baixas ao sul do Escudo Canadense, as planícies do oeste do Canadá e se estendem até o arquipélago do Ártico. Mais a oeste, a cobertura da plataforma é composta por rochas mesozóicas e cenozóicas.

Na parte sudoeste, a N American Platform se estende até as Montanhas Rochosas. Aqui é quebrado por falhas em blocos separados, um dos quais forma o Planalto Colorado. No entanto, é possível que este bloco seja um maciço insular independente, um do sistema de ilhas da zona de dobras da Cordilheira. O Planalto do Colorado é delimitado por todos os lados pelas estruturas das Montanhas Rochosas. Apenas no sudoeste ele rompe com uma borda íngreme para o vale de Khila.

A superfície do planalto eleva-se a 1800-2600 m acima do nível do mar. O ponto mais alto - Monte San Francisco (3840 m) - um vulcão extinto. A superfície do planalto é fortemente desnudada. A mesa ootans montanhas e lacólitos individuais se elevam acima dela. Os vales dos rios formam canyons grandiosos de até 1800 m de profundidade.

O embasamento do Planalto Colorado é composto por rochas cristalinas pré-cambrianas. Eles são sobrepostos por uma sequência horizontal de camadas de rochas sedimentares do Paleozóico ao Quaternário.

De grande importância são as intrusões de rochas ígneas e depósitos vulcanogênicos, e na periferia do planalto - fluxos de lava. Vulcões e lacólitos extintos são características das paisagens do planalto.

O Pré-Cambriano do escudo cristalino da Groenlândia, segundo BF King (1967), tem muito em comum com a estrutura do Escudo Canadense. Compõe várias ilhas cobertas por uma cobertura de gelo comum.

O embasamento pré-cambriano da plataforma norte-americana é delimitado por sistemas de dobras de diferentes idades localizadas entre o cráton e os oceanos que circundam o continente. O mais antigo dos sistemas Innuit (caledônio) está localizado ao longo do Oceano Ártico no norte da Groenlândia e no norte do arquipélago ártico. As formações da zona de dobras da Groenlândia Oriental são consideradas sintectônicas com Innuitic. No nordeste da Groenlândia, ambos os ramos do Caledonian são articulados. A partir daqui, a East Greenland Fold Zone se estende para o sul através da Scoresby Bay. Depósitos do Cambriano, Ordoviciano, Siluriano muito espesso e, em alguns lugares, Devoniano participam da estrutura da estrutura dobrada do início do Naleozóico. Na superfície de nivelamento dos Caledonides encontra-se uma cobertura de plataforma de depósitos carboníferos, permianos e mesozóicos. Em alguns locais, a ocorrência desses depósitos é perturbada por falhas.

A parte sudeste da plataforma norte-americana é delimitada pela zona dobrada dos Apalaches (Hercynian). A formação desta zona foi concluída no início do Mesozóico. Ambas as formações sedimentares e ígneas fazem parte da estrutura dos Apalaches. Eles formam um terreno montanhoso.

No sudoeste, a região da dobra de Ouachita é uma continuação dos Apalaches. Suas estruturas fortemente niveladas estão enterradas em uma grande área sob formações mais jovens. Eles se estendem em direção ao Oceano Pacífico, no México, e podem ser rastreados sob a Cordilheira, estendendo-se ao longo da greve de suas estruturas.

A partir do oeste, a Plataforma N-Americana é emoldurada pelo sistema de dobras da Cordilheira, estendendo-se do norte do Alasca até a América do Sul, onde são continuados pelos Andes da Venezuela e Colômbia. As cordilheiras foram formadas no local de vários arcos insulares, consistem em partes de diferentes idades e estruturas.

A zona interior da Cordilheira inclui formações mais antigas, deslocadas e penetradas por intrusões no mesozóico médio (orogenia Nevada). Nas margens externas da zona, a formação da estrutura desenvolveu-se mais tarde - no Cretáceo Superior e no Paleogeno (dobramento Laramiano, orogenia das Montanhas Rochosas e Colúmbia Britânica). No período Terciário na zona móvel da Cordilheira, o dobramento se desenvolveu em bacias locais. Naquela época, a tectônica de falhas e o vulcanismo relacionado desempenharam um papel importante.

Como resultado do derramamento de basaltos de planalto, grandes planaltos vulcânicos surgiram nos estados de Oregon, Washington, Colúmbia Britânica e Groenlândia. Seu derramamento continuou também no período quaternário. Nesta época, campos vulcânicos foram formados no estado de Idaho, no sul do México, etc., bem como cristas vulcânicas paralelas à greve geral de dobras na Cordilheira das Cascatas, estruturas que se estendem ao longo da costa do Pacífico na América Central, da Guatemala à Costa Rica.

Ao longo da costa do Pacífico e na parte ocidental da Cordilheira, destaca-se a Pacific Fold Zone. As estruturas do sistema insular das Antilhas são consideradas síncronas com ele. As deformações nesta zona continuam até hoje.

A estrutura da plataforma norte-americana é caracterizada pelas mesmas características de outras partes pré-cambrianas da crosta continental. Sua formação ocorreu em torno dos centros - as partes constituintes dos arcos insulares. O processo de formação de estruturas na América do Norte desenvolveu-se naturalmente ao longo da história geológica. Suas estruturas são espacialmente fixas e não possuem camadas de deriva.

O relevo da plataforma é caracterizado por uma suavidade significativa, grandes áreas de planícies acumuladas, combinadas com países de alta montanha. O esplendor das paisagens do país é enriquecido pelas extremamente diversas formas de desnudamento, representadas em grandes áreas e muitas vezes de enorme dimensão. Suas características refletem a influência do clima na geografia física das planícies de estepe, semi-desertos, ilhas árticas cobertas de neve, países montanhosos e subtrópicos cobertos de florestas.

plataforma sul-americana. O embasamento cristalino pré-cambriano da América do Sul está exposto na metade norte do continente. Saliências separadas são conhecidas no sul da Argentina e do Chile. No noroeste e oeste, a plataforma é emoldurada pela zona montanhosa dobrada dos Andes. As montanhas e as projeções do porão são separadas pela calha à frente. Em direção ao Oceano Atlântico, a plataforma forma um talude continental íngreme e possui margens de abrasão. A configuração geral da costa da América do Sul reflete plenamente a configuração da parte adjacente da Dorsal Meso-Atlântica.

Na estrutura da plataforma sul-americana, destacam-se os escudos guineense, central ou oeste brasileiro, costeiro ou leste brasileiro. As protuberâncias isoladas do Pré-Cambriano na parte sul do continente são os Apa, Tebikuari, Uruguai, Colinas do Norte de Buenos Aires, o Pampa Blocky Country, o Maciço Mendossa do Sul, os escudos Sovero-Patagônico e Sul Patagônico. Eles são separados pelos cochos amazônicos, Parnaibsky, San Franonsky, Paranskaya e os basaltos do planalto Serra Geral a eles associados, as depressões de La Plata, ou Chaco-Pampasskaya, Rio Negro, Chubutskaya e Santa Cruz. Espessos estratos de cobertura da plataforma ocorrem dentro de seus limites.

O Escudo das Guianas fica no norte da América do Sul, entre as depressões do Orinoco e da Amazônia. Sua distribuição geralmente corresponde ao Planalto da Guiana. A superfície do escudo está localizada entre 500-1000 m a oeste e 200-500 m acima do nível do mar a leste. O ponto mais alto - o topo de Roranma - 2771 m. As terras altas no sul são limitadas por encostas íngremes, e no leste - por cumes rochosos. No sopé das encostas há uma planície montanhosa, descendo gradualmente até a planície amazônica.

Na estrutura do escudo, destacam-se os sedimentos da idade pré-cambriana média e tardia. Hornblenda e outros gnaisses, micaxistos e gnaisses graníticos são considerados os mais antigos. Está associado a intrusões de gabro, bem como depósitos de diabásios e andesitos. As formações mais jovens da Guiana incluem quartzitos ferruginosos, uma série vulcanogênica de tufos predominantemente basálticos e andesíticos. Na parte britânica da Guiana, a série vulcânica é composta por tufos em camadas, aglomerados, lavas, quartzitos, xistos e filitos. Esta série é cortada por intrusões de dolerito e gabro. Contém grandes batólitos de granito.

A seção pré-cambriana mais completa foi descrita na Guiana Francesa (Tugarinov e Voitkevich, 1966). O sistema Cayenne, composto por anfibolitos, quartzitos, hornfelses, gnaisses e migmatitos com camadas intercalares de calcários cristalinos, pertence ao Pré-Cambriano Inferior. Esses depósitos são altamente deslocados. A greve de suas estruturas é variável, na maioria das vezes latitudinal. O Pré-Cambriano Médio é representado pelo sistema Paramaka. Inclui apenas sequências intensamente metamorfoseadas de cloritos, xistos micáceos e talcos intercalados com lavas, incluindo peridotitos e intrusões graníticas. Os depósitos da Paramak são dobrados. O Pré-Cambriano Superior da Guiana Francesa é dividido em duas partes: a Série Bonidoro inferior e a Série Oranou superior. A primeira é dominada por rochas detríticas, xistos, lavas e tufos vulcânicos, incluindo intrusões de granito; o segundo começa com estratos de conglomerados, quartzitos e xistos acima. É também cortada por intrusões graníticas, as suas estruturas dobradas estendem-se no sentido oeste-noroeste. A Série Oranu é intrudida por riolitos, sobre os quais se sobrepõe a Série Roranma sedimentar-vulcanogênica de idade pós-cambriana.

Três cinturões orogênicos são distinguidos na estrutura da parte costeira do Escudo das Guianas (Shubert, 1956). O mais antigo - Gilea - cobre o sistema Cayenne. As rochas sedimentares e ígneas que o compõem são altamente metamorfoseadas. O cinturão médio - a Guiana - inclui os estratos do sistema Paramaca e o caribe mais jovem - depósitos das séries Bonidoro e Oranu.

Assim, o Escudo das Guianas pode ser considerado como um centro independente de formação da crosta continental no Pré-Cambriano. Como em outros escudos, a expansão do terreno aqui ocorreu de forma sequencial, unindo o núcleo, composto por estratos sedimentar-vulcanogênicos de novos pisos estruturais de zonas dobradas.

Após a consolidação, a superfície do Escudo das Guianas foi completamente nivelada. No final do Mesozóico, principalmente no Cretáceo, formou-se sobre ela uma cobertura de arenitos de origem continental. Os resquícios desse arenito, que sobreviveram à desnudação, formam planaltos de mesa e desempenham um papel significativo nas paisagens do Planalto das Guianas.

Ao sul, o escudo guianense separa o vale amazônico do brasileiro. Estende-se em direção latitudinal do Atlântico ao Oceano Pacífico, do qual é separado pela zona dobrada dos Andes. Ao longo do vale corre a maior rocha do mundo, a Amazônia, que possui um vale tectônico (um exemplo muito convincente da unidade da estrutura e topografia da crosta terrestre). A calha amazônica é preenchida com sedimentos paleozóicos e mais jovens. Esta é uma bacia de acumulação inter-ilhas. Seu desenvolvimento continua em condições modernas.

O escudo brasileiro é a parte central do continente da América do Sul ao sul da calha amazônica. A depressão meridional Paramba-São Francisco divide o escudo em partes ocidental, central e oriental, atlântica. Opies são considerados escudos independentes. A Bacia Paramba-San Frapsis que as separa é uma relíquia da bacia inter-ilhas. A ela estão associados os vales tectônicos de Paramba, São Francisco e Alto Paraná. Ao sul, as depressões do Paraná e Chaco-Pampas fazem fronteira com o Escudo Brasileiro.

A superfície do escudo é muito irregular e consideravelmente elevada. Ao longo do escudo corresponde ao Planalto Brasileiro. Esta é uma planície ondulada, localizada em média a uma altitude de 600-800 m acima do nível do mar. A fundação cristalina do escudo é quebrada por inúmeras falhas em blocos que são significativamente deslocados em relação uns aos outros. A posição dos blocos cria a aparência orográfica das terras altas.

A parte mais elevada do Planalto Brasileiro é formada pelos maciços de blocos do Pico di Bandeira - 2.884 m e da cidade de Itatnaya - 2.821 m acima do nível do mar. Na parte central do Brasil, a bacia hidrográfica dos rios Paranaíba - Tacantins eleva-se a 1.678 m. No leste, as terras altas formam a Grande Borda - 1.000-1.500 m acima do nível do mar e se rompem como uma borda de falha para o Oceano Atlântico. Ao longo da margem direita do São Francisco, as cristas em blocos da Serra do Espinhaço (até 1800 m) se estendem de nordeste a sudoeste. A sul do planalto encontra-se o vasto planalto lávico da Serra Geral, com uma altura de até 1018 m.

A estrutura do escudo brasileiro é muito complexa e ainda não foi suficientemente estudada. A subdivisão estratigráfica dos complexos sedimentar-metamórficos que a compõem inclui um número extremamente grande de séries e sistemas, cuja relação não é unificada. Condicionalmente, na estrutura do embasamento cristalino, o Pré-Cambriano é inferior, médio e superior. Os mais antigos são os gnaisses Bakoa, cuja idade é de 2.400 a 2.500 milhões de anos. Formações mais jovens do Pré-Cambriano Médio e Superior são distinguidas nas séries Minae e Itakolomi.

A composição da série Minae é bastante variável. Na região de Barbacena, é representado por estratos de gnaisses e xistos; ao norte de Lafayette, o Pré-Cambriano Médio inclui conglomerados, quartzitos, dolomitos, formações ferríferas, filitos de grafite, fluxos lávicos e tufos vulcânicos. A espessura da série ultrapassa os 3000 m. Inclui intrusões de rochas ultramáficas e dioritos. As rochas ultramáficas são localmente transformadas em serpentinito e talco xistos. A sequência inteira tem um ataque nordeste. Em sua parte sul, o dobramento isoclinal é bem expresso. Numerosas falhas são conhecidas. A formação desta série está correlacionada com as formações de Grenville da América do Norte.

A Série Itacolomi do Pré-Cambriano Superior do Brasil é composta por estratos sedimentar-metamórficos, que incluem filitos, itabiritos (camadas finas, flyschoid, quartzitos ferruginosos), dolomitos, rochas detríticas, talco xistos, etc. A espessura da série é de cerca de 3000m.

A seção geral dos depósitos antigos do Escudo Brasileiro termina com rochas sedimentares clásticas das séries Lavras e Bambum, cuja idade é considerada Pré-Cambriano Superior - Paleozóico Inferior. Alguns depósitos da Série Lavras são considerados tilitos.

A estrutura do Escudo Brasileiro não é bem compreendida. Até agora, existem quatro estágios na história da formação de sua estrutura: 2400-2510, 1000-1100, 720-760 e 460-600 Ma (Tugarinov e Voitkevich, 1966). As relações estruturais de partes do escudo de diferentes idades são exibidas de forma mais completa no estado de Mipas Gerais. A parte central do maciço aqui é composta por gnaisses Bakao (2400, 2510 Ma), margeados por formações com 1350 Ma, ainda - estratos sedimentar-metamórficos do Rio das Veyjas. A leste e oeste são delimitadas pelas formações da série Minae, e ao sul pelos maciços da série Itakolomi.

Assim, o plano geral da estrutura do Escudo Brasileiro é uma expansão consistente dos antigos centros estruturais devido à fixação de regiões dobradas, característica também da plataforma sul-americana. A consolidação do Escudo Brasileiro terminou no Pré-Cambriano Tardio. Posteriormente, sua superfície foi nivelada por muito tempo e serviu de arena para a formação de uma cobertura de plataforma. A depressão submeridional que separa o escudo é preenchida com depósitos paleozóicos e mesozóicos. Em alguns lugares, a cobertura da plataforma no escudo é composta por formações continentais do Triássico, camadas marinhas da idade Turoniana e Paleoceno na parte norte e no centro - estratos continentais horizontalmente eocênicos.

O relevo do Escudo Brasileiro, assim como de outros maciços pré-cambrianos, é caracterizado principalmente pela posição da superfície de nivelamento deformada por falhas e pela posição dos blocos. Em locais expostos, a superfície do embasamento pré-cambriano tem a aparência de uma planície montanhosa ou ondulada, cujas características variam significativamente dependendo da composição das rochas expostas. A superfície dissecada pela erosão é caracterizada pelo relevo rochoso. Os rios aqui são corredeiras, montanhosas.

Em locais cobertos por cobertura de plataforma, o Escudo Brasileiro tem estrutura de dois andares. O piso inferior é um plinto cristalino, o superior é uma cobertura de plataforma. Caracteriza-se por uma superfície plana de planaltos e planaltos, planaltos, elevações remanescentes, declives acentuados ou suaves limitados, cujas características em cada caso individual se devem à natureza dos depósitos expostos por depudação e muitos fatores climáticos.

Na parte sul do continente da América do Sul, as formações pré-cambrianas atuam como maciços separados e não relacionados, que no passado eram ilhas independentes. Sua estrutura foi estudada muito pouco.

Na estrutura do escudo cristalino do Uruguai, destacam-se o Pré-Cambriano Inferior, Médio e Superior. As jazidas do Pré-Cambriano Inferior estendem-se ao longo do vale do Prata e apresentam uma orientação sublatitudinal. A sua composição inclui vários gnaisses e micaxistos que albergam intrusões graníticas. O Pré-Cambriano Médio - a Formação Minae do Uruguai - inclui quartzitos maciços, lentes de calcários cristalinos, talco xistos e depósitos vulcanogênicos. As intrusões são representadas por rochas alcalinas e granitóides. As rochas do Pré-Cambriano Superior são combinadas na série Otgua. Este último inclui brechas vulcânicas e quartzitos dobrados. Suas estruturas se estendem nas direções meridional e nordeste.

Entre o Uruguai e o Escudo Brasileiro, um vasto território é ocupado pelo planalto vulcânico da Serra Geral, estruturalmente ligado à depressão do Prata. O platô tem uma superfície plana e levemente dissecada.

Maciços cristalinos na parte central da América do Sul se destacam ao longo do Paraguai - os horsts Ana e Tebikuari. No sul do continente, as saliências pré-cambrianas concentram-se a oeste e são adjacentes à zona móvel do Pacífico. Na Patagônia, eles formam escudos separados separados por grandes depressões. No Pré-Cambriano da parte central da Argentina, são conhecidos filitos e grauvaques, amassados ​​em dobras. Sua idade é considerada pré-cambriana tardia. Nos cumes de Catamarca, La Rioya, San Luis, os estratos metamórficos contêm batólitos de granito. Os gnaisses das colinas de Buenos Aires abrigam intrusões de dioritos.

Ainda há poucos dados sobre as características do relevo dos maciços pré-cambrianos na parte sul da Plataforma Sul-Americana.

A oeste, a América do Sul é limitada por um eixo grandioso da Cordilheira Sul-Americana, que separa a plataforma do Oceano Pacífico. Entre a plataforma e o sistema montanhoso dobrado, estende-se um vale de sopé, formado principalmente por depósitos cenozóicos. A estrutura da Cordilheira é complexa e combina partes de diferentes idades. O modelo da seção transversal da zona dobrada da Cordilheira de leste a oeste consiste nos seguintes elementos estruturais:

1) uma plataforma com forte inclinação para oeste;

2) o vale avançado dos Andes;

3) Cordilheira Oriental, composta por depósitos sedimentares de idade paleozóica, amassados ​​em dobras. No bordo exterior, este sistema de dobras contém maciços isolados de xisto pré-cambriano, incluindo intrusões graníticas;

4) Cordilheira Ocidental, composta por sedimentos marinhos da idade mesozóica e formações vulcanogênicas mais jovens. Seus cones vulcânicos formam os picos mais altos - Chimborazo 6310 m, Cotopaxi 5943 m. Na estrutura das montanhas, destaca-se um batólito alongado ao longo da greve das montanhas;

5) restos, ou, mais precisamente, ilhas, principalmente de estruturas hercínicas. Toda a cordilheira se eleva abruptamente acima das depressões profundas adjacentes do fundo do Oceano Pacífico.

Existem quatro fases na formação da estrutura da Cordilheira Sul-Americana. As principais dobras e falhas foram colocadas no giz. Empurrões foram formados, a atividade vulcânica tornou-se mais ativa. A formação estrutural atingiu sua maior força no início do Oligoceno, quando a Cordilheira Oriental foi formada. A atividade vulcânica começou nos Andes e continua até hoje. Uma nova intensificação de movimentos ocorreu no Mioceno. Depois houve muitas falhas e falhas normais, acompanhadas de inúmeras intrusões. Rochas intrusivas desta idade são especialmente comuns no sopé dos Andes. Mais tarde, uma superfície de nivelamento foi desenvolvida nos Andes. A última fase da construção da montanha ocorreu no Pleistoceno. Como resultado da elevação geral em arco, os Andes modernos foram formados. A elevação foi acompanhada por falhas grandiosas e movimentos de blocos, que criaram a topografia moderna das montanhas (King, 1967).

A estrutura da cordilheira sul-americana, como bem afirma W. Oppenheim (Oppenheim, 1948), é o resultado final do desenvolvimento do arco de ilhas do Mesozóico tardio composto por rochas ígneas. As ilhas foram separadas do continente por uma calha geossinclinal e do oceano por uma profunda depressão. Essa estrutura surgiu no Cretáceo, durante a primeira fase da orogenia nos Andes. Desde então, o limite estrutural ocidental do continente mudou pouco. No início do Cenozóico, as ilhas, em cuja estrutura faziam parte as rochas vulcânicas, uniram-se gradualmente num eixo de montanha. O geossinclinal adjacente foi preenchido por massas terrígenas e calcários de origem marinha. A acumulação continuou até o Oligoceno Médio. No meio do Cenozóico, a Cordilheira Oriental tomou forma. A sucessão do soerguimento das montanhas se reflete em superfícies de nivelamento e terraços fluviais, indicando o rejuvenescimento periódico da erosão do vale.

A análise estrutural e geomorfológica mostra que o continente da América do Sul tem uma estrutura heterogênea. Seus principais componentes - os escudos da Guiana e do Brasil e a calha amazônica que os separa - são as partes mais antigas do continente. Eles são caracterizados por uma extensão sublatitudinal. A parte sul do continente une estruturas de diferentes idades, cujos principais elementos são sistemas de ilhas paleotectônicas, a leste - maciços cristalinos da parte sul do leste brasileiro, escudos costeiros e uruguaios, a oeste - o país de blocos de os pampas, os escudos patagônicos norte e sul, etc. Entre os sistemas oriental e ocidental, a depressão da Prata no sul tem a mesma importância na estrutura do continente que a depressão amazônica no norte. Com a formação no Cenozóico do complexo sistema dobrado da Cordilheira Sul-Americana no local dos arcos insulares, foi determinada a configuração final e a orografia da América do Sul.