O relevo da América do Sul é variado. De acordo com a natureza da estrutura geológica e as características do relevo moderno, a América do Sul é dividida em duas partes heterogêneas. A parte oriental do continente é a antiga plataforma sul-americana; ocidental - desenvolvendo ativamente o cinturão dobrado dos Andes. As seções elevadas da plataforma - escudos - correspondem em relevo aos planaltos brasileiro e guianense. Os vales da plataforma sul-americana correspondem às planícies gigantescas - a Amazônica, Orinoc, o sistema de planícies internas (planície do Gran Chaco, planície Laplata), e a jovem plataforma patagônica às planícies da Patagônia.

A planície amazônica está repleta de sedimentos marinhos e continentais. Ele se formou em decorrência da atividade do rio Amazonas, em decorrência do acúmulo de sedimentos trazidos pelo curso. A oeste, a planície é muito plana, os vales dos rios são ligeiramente incisos, as alturas mal chegam a 150 m. Suas margens norte e sul, sustentadas por rochas cristalinas dos escudos, são elevadas e gradualmente se transformam em planaltos.

O Planalto Brasileiro está localizado a leste do continente. Trata-se de um ressalto do embasamento cristalino da plataforma, entre os quais existem calhas repletas de rochas sedimentares e lavas vulcânicas. Este é o maior aumento dentro da plataforma. O planalto brasileiro tem altitudes de 250-300 m no norte a 800-900 m no sudeste. O relevo do planalto é uma superfície relativamente nivelada, acima da qual se elevam maciços e planaltos em blocos.

Ao norte do continente, o Planalto das Guianas (300-400 m) está confinado a uma vasta saliência da base dobrada da plataforma. Seu relevo é dominado por planaltos escalonados.

As vastas planícies e grandes seções dos planaltos da América do Sul são convenientes para a vida e atividade econômica da população. (Mostre no mapa as maiores planícies e planaltos e determine suas alturas máximas.)

A Cordilheira dos Andes é a cordilheira mais longa em terra, com 9.000 km de extensão. Os Andes são uma das cadeias de montanhas mais altas do mundo. Em altura, perde apenas para o país montanhoso tibetano-himalaia. Vinte picos da Cordilheira dos Andes se elevam a mais de 6 mil metros de altura, sendo o mais alto deles a cidade de Aconcágua (6.960 m).

A formação dos Andes é resultado da interação de duas placas litosféricas, quando a placa oceânica de Nazca “mergulhou” sob a continental sul-americana. Ao mesmo tempo, a borda da placa continental foi amassada em dobras, formando montanhas. Atualmente, a construção da montanha continua. Isto é evidenciado pelas erupções de numerosos vulcões e os mais fortes terremotos catastróficos. Entre os grandes vulcões destacam-se o Chimborazo (6267 m), o Cotopaxi (5897 m). A costa oeste, ocupada pelos Andes, pertence ao "Anel de Fogo" do Pacífico.

O mais forte do mundo registrado em 11-12 pontos ocorreu em 1960 no Chile. Em 2010, um terremoto no Chile matou várias centenas de pessoas. Desastres graves ocorrem nos Andes a cada 10-15 anos.

O sistema montanhoso dos Andes consiste em várias cadeias de montanhas alongadas meridianamente. Entre as cristas encontram-se planaltos e planaltos internos, com altura de 3.500 a 4.500 m.

Minerais da América do Sul

O continente é rico em minerais. As jazidas mais ricas de minérios de ferro e manganês estão confinadas aos antigos escudos da Plataforma Sul-Americana: o centro e a periferia do Planalto Brasileiro, bem como o norte do Planalto das Guianas. A maior área de mineração de minério de ferro é Carajás. Na parte norte, na periferia de ambos os planaltos, há jazidas muito grandes de bauxita, matéria-prima para a indústria do alumínio. As bauxitas ocorrem em profundidades rasas e são extraídas por mineração a céu aberto.

Minérios de cobre (Peru, Chile), estanho (Bolívia), chumbo e zinco (Peru) foram explorados nos Andes. Os sopés dos Andes, especialmente Venezuela e Colômbia, são ricos em petróleo e gás natural. Os depósitos de carvão são menos significativos (Equador, Argentina). Muitos países andinos são famosos por sua mineração de pedras preciosas. Em primeiro lugar, isso se aplica à extração de esmeraldas na Colômbia. Dos metais preciosos da América do Sul, as maiores reservas de prata estão no Peru. O cinturão dos Andes também é famoso por alguns minerais não metálicos. Salitre ocupa o primeiro lugar entre eles. O famoso salitre chileno e iodo são extraídos nos reservatórios secos do Atacama.

O relevo da América do Sul é mais diversificado em comparação com a África e a Austrália. Os altos Andes a oeste separam a parte plana principal do continente do Oceano Pacífico. A América do Sul é caracterizada pela sismicidade ativa. A América do Sul é chamada de "despensa do mundo". O continente é rico em recursos naturais necessários para o desenvolvimento de muitos setores da economia.

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 Faixa 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 knighti. 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 estratos clásticos espessos, 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 nascente, 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 em 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 na periferia ocidental dos Urais do Norte (cume 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 que diferem fortemente entre si: o primeiro é o Cambriano Inferior; o segundo é o Ordoviciano, Siluriano, Devoniano inferior; o terceiro é a parte superior do Devoniano Inferior e Devoniano Médio. Os pisos registram diferentes estágios de desenvolvimento geológico: o primeiro - eugeossinclinal, o terceiro - orogênico e o segundo - intermediário (transicional). Os depósitos de minério 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 diagrama 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.).

Minerais

depósitos sal-gema, depósitos industriais óleo e gás conhecido nas plataformas norte-americana (canadense) e siberiana. No Siluriano, depósitos de oolíticos minérios de ferro Clinton (EUA) e vários outros menores na África. Depósitos associados às intrusões félsicas da Caledônia ouro Norte do Cazaquistão, Kuznetsk Alatau e Montanha Shoria.

Em intrusões caledônias tardias nas montanhas escandinavas, ferro, cobre, cromita: Conhecido nos Urais níquel, platina, amianto, jaspe. Depósitos associados a pegmatitos metais raros nos Apalaches e na Sibéria Oriental.

Os calcários silurianos são um material de construção e uma boa matéria-prima cerâmica.

PERÍODO DEVONIANO - D

Em geral característica, estratigráfico divisões e estratotipos

O sistema Devoniano foi estabelecido em 1839 pelos famosos geólogos ingleses A. Sedgwick e R. Murchison na Inglaterra em Devonshire, de quem recebeu o nome.

A duração do período Devoniano é de 48 milhões de anos, seu início é de 408 milhões de anos e seu fim é de 360 ​​milhões de anos atrás.

"As seções do Devoniano da Grã-Bretanha são compostas por fácies continentais e salgueiros podem ser usados ​​como estratótipos para distinguir estágios. Portanto, a divisão do sistema Devoniano foi realizada nas Ardenas no território da Bélgica, França e no Reno Slate Mountains no território da Alemanha O sistema Devoniano é dividido em três seções (Tabela 8).

Tabela 8 Unidades estratigráficas gerais do sistema Devoniano

A fronteira entre o Siluriano e o Devoniano, como mencionado acima, é traçada na base da zona do graptolito. Monograptus uniformis(Barrandien, República Tcheca). Atualmente, essa fronteira é a única oficialmente adotada pela Comissão Estratigráfica do Congresso Geológico Internacional. O limite superior não foi oficialmente aprovado. Tendo em vista que no início do período Devoniano, continuou uma extensa regressão, que começou já no Siluriano, surgiram uma variedade de configurações de fácies com a fauna correspondente. Isso dificulta muito a divisão e comparação das seções e motivou a criação de uma escala "combinada", composta por camadas estabelecidas em diferentes regiões. A divisão em camadas do Devoniano Inferior de Barrandien, a Renânia, é baseada na fauna marinha, e os depósitos apropriados para a idade da Inglaterra são baseados nos restos de peixes encontrados em depósitos lagunares-continentais.

Estágio Zhedinsky, nomeado por A. Dumont em 1848 ao longo do rio. Zhedin nas Ardenas, une as camadas inferiores do Devoniano da região do Ardeno-Reno. Eles são representados por fácies costeiras e situam-se transgressivamente em depósitos cambrianos (daí as dificuldades em determinar o limite exato com o Siluriano). No estratótipo, a parte inferior é representada pelos conglomerados Fepan com 10 a 40 m de espessura, os arcos Ebb com 30 m de espessura e os folhelhos Mondrechon com intercamadas de arenito. Arenitos e xistos contêm ricos conjuntos de braquiópodes. Na parte superior encontram-se xistos vermelhos e bordô com pequenas concreções calcárias, intercaladas de

e arenitos verdes e quartzitos. Eles são caracterizados por restos de peixes. A espessura total é de 750 m.

O nome "Siegenian Stage" foi usado pela primeira vez por E. Kaiser, designando as grauvaques nas montanhas de ardósia do Reno. As grauvaques de Siegen são mais amplamente representadas na região de Siegerland, onde se desenvolvem fácies lagunares e costeiro-marinhas com restos de peixes, bivalves e braquiópodes. A espessura dos depósitos na seção do estratotipo é de 4 km.

O estágio Emsian foi estabelecido por C. Dorlodo em 1900 no local Ems perto de Koblenz na Renânia. Os depósitos deste estágio são representados por uma sequência de arenitos, quartzitos e folhelhos com intercalações de rochas vulcânicas. A espessura chega a 2 km. Nas camadas há acúmulos de braquiópodes, bivalves e ocasionalmente corais (Fig. 51).

Anteriormente, os estágios Siegen e Ems eram combinados em um estágio, chamado Koblenz-Kim. No entanto, de acordo com a decisão da Comissão Estratigráfica Internacional, o Devoniano Inferior agora é aceito no volume de três estágios.

O Estágio Eifeliano foi nomeado por A. Dumont em 1848 em homenagem às Montanhas Eifel, onde está localizada a seção de estratótipos. O volume do estágio foi modificado e, após o trabalho de M. Düsseldorf em 1937, foi aceito como o volume de camadas de calceol e Laukh cultivadas superiores com um estratotipo na seção Wetteldorf das Montanhas Eifel. Aqui, está exposta uma sequência de margas, calcários platy, arenitos calcários e calcários coral-estromatoporosos (cerca de 450 m de espessura). Na espessura de um grande número de corais dos gêneros Favoritos, Calceola, Damophyllum, restos de cefalópodes e conodontes.

O Palco Givetiano foi identificado nas Ardenas por J. Gosselet em 1879. O nome vem da cidade de Givet, localizada no norte da França. Esta fase combina depósitos caracterizados por braquiópodes stringocefálicos, presença de conodontes, corais e, menos comumente, trilobitas. O palco é composto por calcários e xistos calcários, calcários organogénicos e organogénicos-detríticos.

O Frasnian Stage foi estabelecido em 1879 por J. Gosselet na Bélgica. O nome foi recebido da aldeia. Fran perto da cidade de Couvin. Na seção estratotípica, é composto por folhelhos e calcários recifais coral-estromato-porosos (cerca de 500 m de espessura). Caracterizado por braquiópodes, conodontes, corais e bivalves.

* O palco Famennian foi identificado pela primeira vez nas Ardenas por A. Dumont em 1855. Recebeu o nome da área Famenn na Bélgica. Arenitos, xistos com intercalações de calcários são desenvolvidos aqui. Em terreno estratótico, caracteriza-se por grande variabilidade. Os sedimentos marinhos contêm conodontes, corais e braquiópodes, enquanto os sedimentos lagunares contêm restos de peixes e marcas de plantas.

Na década de 1960, pesquisadores da Tchecoslováquia sugeriram que, em vez das etapas de Zhedino e Siegen, deveriam ser distinguidas as etapas de Lochkovian e Pragian, que foram estabelecidas nas seções marinhas da calha de Barrandov no maciço da Boêmia não muito longe de Praga, que são bem caracterizadas por fauna. Há também uma fronteira reconhecida entre o Siluriano e o Devoniano, traçada entre os estágios Przhidolsky e Lochkovian. Em 1985, o Subcomitê Internacional de Estratigrafia Devoniana recomendou os estágios Lochkoviano e Pragiano da República Tcheca como típicos do Devoniano Inferior. Desde então, os geólogos têm usado precisamente esses estágios, embora os antigos estágios de Zhedinsky e Siegen que correspondem aproximadamente a eles não tenham sido formalmente abolidos. Isso explica o "poder dual" na parte inferior da escala escalonada do sistema Devoniano.

Seções características do sistema Devoniano são mostradas nos esquemas IV e V, col. incluindo

mundo orgânico

O mundo orgânico do período Devoniano era rico e variado. A vegetação terrestre fez progressos significativos. O início do período Devoniano caracterizou-se pela ampla distribuição de "psilafitas" (rinófitos), que atingiram seu pico nessa época.

Arroz. 51. Restos fósseis característicos de organismos devonianos

Braquiópodes:/ - Euryspirifer(Início e Devoniano Médio), 2a, 6 - Stringocephalus(média Devoniano), 3-Karpinskia(Início do Devoniano), 4 - Cyrtospirifer(principalmente Devoniano Superior), 5a, b - Hipotiridina(Devoniano Médio e Tardio); cefalópodes:6 - Clymenia(Devoniano tardio), 7 - Timanitas(Devoniano tardio) 8-Tornoceras(Devoniano tardio); crinóides:9 - Cupresocrinitos(Devoniano Médio); corais rugosa:10-Calceola(Início - Devoniano Médio), // - Hexagonário(Meio - Devoniano Superior); conodontes:12-Palmatolepis(Devoniano tardio) 13 - Polignato(Devoniano), 14 - Icriodus(Devoniano); peixe pulmonado:15 - Dipterus(Meio - Devoniano Superior); peixes com nadadeiras lobadas:16 - Holoptíquio(Devoniano tardio); anfíbios:17 - Ictiostega(Devoniano tardio); rinófitos:18-Rhynia(Início do Devoniano) 19, 20 - Sawdonia(Início do Devoniano)

(Fig. 52, colorido). Seu domínio é observado em paisagens pantanosas. No início do Devoniano Médio, os rinófitos morreram, foram substituídos por grandes samambaias, nas quais começaram a se formar formas semelhantes a folhas. No Devoniano médio, todos os principais grupos de plantas de esporos já existiam. São clavas, artrópodes e samambaias, e no final do Devoniano surgiram os primeiros representantes das gimnospermas; muitos dos arbustos transformaram-se em árvores e deram origem aos primeiros veios de carvão (Svalbard, Barzas). A flora do Devoniano tardio foi chamada Archaeopteris, após a samambaia heterosporosa generalizada. Archaeopteris(Fig. 53, colorido). No final do Devoniano, já existiam florestas no planeta, compostas pelas plantas listadas acima.

Os conodontes têm a maior importância bioestratigráfica no Devoniano. Esses representantes dos cordados primitivos, que surgiram no Cambriano médio, já conquistaram uma posição dominante no Ordoviciano. No final do Devoniano, o segundo pico de seu apogeu é observado. Os conodontes mudaram tão rapidamente no Devoniano que permitem distinguir mais de 50 zonas padrão nos depósitos do Devoniano com uma duração do período Devoniano de cerca de 50 milhões de anos. Este é um excelente exemplo de uso de restos de organismos em rápida evolução para criar estratigrafia ultra-detalhada. w Graptólitos sobrevivem no Devoniano (um gênero raro no Devoniano Inferior Monograftus) e cistóides; a variedade de formas de trilobites e nautilóides é drasticamente reduzida. Braquiópodes castelo generalizado (braquiópodes) da família Spiriferidae com o gênero principal Spirifer e pentamérides (gênero Pentamero), corais de quatro raios, tabulados.

Os cefalópodes (Fig. 51) são significativos em seu significado: as ordens dos goniatitos, agoniatitos e climenia. Possuem linha septal simples com lobos pontiagudos sólidos e selas sólidas arredondadas (goniatita), ou com lobos e selas arredondados (agoniatita). Clymenia é um grupo específico de amonóides antigos, no qual o sifão estava localizado mais próximo do lado dorsal, e não do lado ventral, como na maioria dos representantes da subclasse de amonóides. Clymenia eram características apenas do final do Devoniano.

Pela primeira vez na história da Terra, os bivalves e alguns crustáceos inferiores começaram a desempenhar um papel importante, que está associado à existência de inúmeras bacias de salinidade anormal no Devoniano. Deve-se notar a abundância dos menores crustáceos - ostracodes e filópodes.

Para a estratigrafia de sedimentos marinhos, os mais importantes são os conodontes, amonóides, braquiópodes, corais, tentaculitos e ostracodes. Os vertebrados começaram a adquirir importância cada vez maior. Peixes sem mandíbula e especialmente peixes são comuns: peixes pulmonados, blindados, nadadeiras lobadas, cartilaginosas (tubarões, raias) (Fig. 51). Nas bacias de água doce e salobra, os peixes, aparentemente, já eram numerosos. Desde o Devoniano, os primeiros anfíbios são conhecidos - estegocéfalos.

O desenvolvimento da terra por plantas e animais continuou. Entre estes últimos, há escorpiões e centopéias, que apareceram no Siluriano, além de insetos sem asas.

Estruturas da crosta e paleogeografia v

Durante o período Devoniano, não há mudanças significativas na distribuição e contorno dos principais elementos estruturais da crosta terrestre, criados no início do Devoniano (plataformas, cinturões geossinclinais e Caledonides). Isso é explicado pelo fraco desenvolvimento de processos de dobras no Devoniano, que são caracterizados por baixa intensidade. Somente no final do período em algumas áreas geossinclinais a bretão fase de dobragem - início Hertzin era da tectonogênese. A fase bretã de dobramento é estabelecida no noroeste da região geossinclinal do Mediterrâneo (europeu) (Península da Bretanha) e na região geossinclinal dos Apalaches do Sul. O dobramento da Caledônia levou a elevações não apenas das regiões da Caledônia, mas também de muitas plataformas. atingiu o seu máximo no início do Devoniano regressão, que começou no final do Siluriano. As áreas de destruição e demolição foram as Caledonides e extensas pro-.

espaços da plataforma. A sedimentação nas plataformas foi drasticamente reduzida, continuou apenas nas áreas limítrofes dos Caledonides. Esta fase é caracterizada por corpos d'água interiores com salinidade anormal. O regime marinho foi preservado em geossinclinais.

A partir de meados do Devoniano, em muitas partes do mundo, os movimentos ascendentes deram lugar à subsidência, e uma nova transgressão se desenvolveu. O mar avançou sobre as plataformas e penetrou nos limites dos Caledonides (ver Diagrama IV, col. inc.).

No final do Devoniano Superior, no Famenniano, recomeça a subida das plataformas (fase bretã) e, em relação a isso, alguma regressão do mar.

; Um traço característico do Devoniano é a formação de depressões intermontanhas, nas quais se acumulam terrígenos continentais, predominantemente de cor vermelha, e rochas vulcânicas com uma espessura de vários milhares de metros. Os depósitos de depressões entre montanhas são coletados em dobras ou ficam planos. Em algumas depressões, eles são cortados por intrusões e metamorfoseados em graus variados. O aparecimento de depressões está associado ao surgimento e ativação de falhas, com movimentos de bloco característicos do Devoniano. A formação de tais depressões ocorreu durante o final - orogênico- o estágio de desenvolvimento dos geossinclinais.

O início do período Devoniano (época Devoniana precoce) é bastante merecedor do nome geocráticoépocas da vida da Terra, ou seja, épocas com predominância do regime continental. Desde o Devoniano Médio, as áreas ocupadas pelos mares aumentaram tanto em plataformas como em áreas geossinclinais. A área de terra está diminuindo. Ao mesmo tempo, há um alinhamento geral, peneplanização continentes, bem como áreas terrestres insulares espalhadas pela área de regiões geossinclinais. Isso é evidenciado pela mudança quase onipresente da sedimentação terrígena característica do Devoniano Inferior para carbonato. Até o final do período Devoniano, o relevo montanhoso permaneceu mais estável nas regiões da Caledônia, mas mesmo lá, no final do período, acabou sendo significativamente suavizado em alguns lugares, como evidenciado pelas camadas superiores relativamente finas. do "antigo arenito vermelho" das Ilhas Britânicas, as depressões de Minusinsk, etc. (Fig. 54).

A época do Devoniano tardio, em contraste com o Devoniano inicial, especialmente sua primeira metade (a era Frasniana), foi uma época de amplo desenvolvimento de transgressões marinhas, uma época de predominância do mar sobre a terra. Épocas semelhantes na vida da Terra são chamadas talassocrático.

Restaurar a posição das zonas climáticas do Devoniano é difícil, pois a vegetação do solo é escassa. Apenas os traços característicos de algumas fácies continentais e lagunares do Devoniano nos permitem tirar algumas conclusões paleoclimáticas, que, no entanto, são insuficientes para reconstruir o quadro geral da zonalidade climática no período Devoniano.

Ao considerar as condições para a formação do "antigo arenito vermelho", muitos fatos apontam para o clima árido das depressões intermontanhas em que esses sedimentos se acumularam. No Devoniano, a parte média da Placa Russa foi aparentemente caracterizada por um clima seco e quente, como evidenciado pelo desenvolvimento generalizado de sedimentos quimiogênicos lagunares (dolomitos, gesso, etc.) aqui. A mesma precipitação delineia na Europa uma zona de clima árido, que se estende de noroeste a sudeste. Outra evidência do clima Devoniano são os tilitos das Montanhas do Cabo da África do Sul (30 m de espessura), com 500 km de comprimento. Não está claro se as acumulações de morenas associadas a essa glaciação têm gênese continental ou montanhosa. Outras manifestações da atividade glacial no Devoniano são desconhecidas.

A fácies mais característica do Devoniano é a fácies "antigo arenito vermelho". (Arenito vermelho antigo) difundida em todos os países do Hemisfério Norte (Fig. 54). Supõe-se que esta é uma fácies continental de desertos arenosos. No entanto, achados de restos orgânicos em arenito vermelho (peixes blindados, filópodes) nos obrigam a considerar esta fácies como mista.

Arroz. 54. Mapa esquemático do continente de arenito vermelho antigo e da zona que o circunda / - os principais afloramentos modernos de arenito vermelho antigo; 2 - Maciços Hercinianos (Devónico Marinho); S-S- limite norte de transgressões marinhas para o continente de arenito vermelho antigo; Yu Yu- o limite sul da distribuição de camadas de arenito vermelho antigo no Devoniano marinho da Europa Central (Ginyu, 1952)

Shanna lagoa-continental e lagoa-marinha. Além das fácies lagunares do "antigo arenito vermelho", muitas vezes são representadas pelas fácies de bacias fechadas de água salobra. Eles formaram as fácies oleaginosas dos xistos cipridínicos e as peculiares fácies Domanik da parte européia da Rússia.

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Esta é a plataforma mais ocidental do grupo Gondwanan no plano estrutural moderno da Terra. Sua fundação é formada não apenas pelo Pré-Cambriano Inferior, mas também por formações metamorfoseadas e granitizadas do Pré-Cambriano Tardio. Eles vêm à superfície nos escudos da Guiana e do Brasil Central (Guapor) e no cinturão granulito-gnaisse do Atlântico (Fig. 6-2). Inicialmente, antes da formação da Bacia Amazônica sobreposta no Paleozóico Inferior, as formações Pré-Cambrianas dos escudos da Guiana e do Brasil Central formavam um único cráton amazônico.
A atual cobertura sedimentar da plataforma (ortoplataforma) começa aqui com depósitos ordovicianos e preenche três grandes depressões - sinéclises, separando as bordas do embasamento listadas acima: Amazônia, Paranaíba (Marañon) e Paraná. Entre os dois últimos está também a Bacia de San Fraisiscu, cuja conclusão inclui as formações de bainhas do Proterozóico Superior e do Cretáceo. A cobertura também é amplamente desenvolvida na faixa ocidental de subsidência pericratônica, que separa o corpo principal da plataforma do cinturão andino. E, finalmente, uma estreita faixa de bacias de riftes perioceânicos se estende ao longo da costa atlântica, continuando na plataforma e talude continental. Esta banda contém exclusivamente depósitos do Mesozóico Superior e Cenozóico. fundação da plataforma
O complexo Arqueano inclui rochas do Arqueano Médio e Superior; apenas gnaisses com idade de cerca de 3,4 bilhões de anos no sul do eocraton do São Francisco podem pertencer ao inferior (Fig. 6-3).
Idade Média Arqueana - mais de 3,2 bilhões de anos, possui o complexo Imataka no extremo norte do Escudo das Guianas, na margem direita do rio. Orinoco. O complexo é composto principalmente por uma variedade de paragnaisses com membros espessos de quartzitos ferruginosos, objeto de mineração intensiva. Também abriga intrusões granitóides e migmatitos, é complexamente deformado e metamorfoseado em fácies anfibolito ou granulito. Além do Arqueano, os granitóides do Proterozóico Intruderam no complexo Imataka, e a datação isotópica indica a manifestação de impactos tectonotérmicos posteriores, até 1,11 bilhão de anos atrás.
O bloco Imataka é separado por uma falha da parte principal do Escudo das Guianas, que é composto principalmente pelo Proterozóico Inferior. Entre estes últimos, no entanto, existem núcleos grandes e menores do Arqueano tardio mal contornados e mal datados. Um

deles - o Xingu, encontra sua continuação ao sul, já dentro do Escudo Central Brasileiro. Junto com ortognaisses, migmatitos e granitos, nele são encontradas relíquias de cinturões de greenstone. Mais especificamente, tais cinturões se expressam na região de Carajás, no nordeste deste escudo, onde, como o complexo Imataka, contêm grandes depósitos de quartzitos ferruginosos de importância industrial e, como de costume, são cercados por campos de granito-gnaisse e migmatitos . Idades de 2,76 Ga foram obtidas de vulcânicos, enquanto granitos deram datas do Proterozóico inicial de 1,85 Ga, indicando retrabalho posterior. O dobramento é complexo, o metamorfismo é anfibolito, às vezes fácies granulítica. Cinturões de greenstones do Arqueano tardio também são conhecidos na parte sul do Escudo Central Brasileiro.
A leste, encontra-se um fragmento de área granítica-greenstone no maciço mediano goiano, que separa dois sistemas “brasilídeos” submeridiais paralelos do Proterozóico Tardio (ver abaixo). Os cinturões de greenstone aqui têm uma idade do Arqueano Médio, uma vez que os granito-gnaisses da base deram uma idade de 3,2 bilhões de anos, e os granitóides de erupção - bilhões de anos. Os cinturões geralmente têm a estrutura usual de três membros, mas alguma especificidade é o desenvolvimento predominante de rochas ultramáficas na forma de lavas e soleiras com intercamadas de sílex e filitos grafíticos na parte inferior da seção; a parte média é composta por lavas basálticas com intercamadas de sílex, quartzitos ferruginosos e também filitos grafíticos, enquanto a parte superior é metassedimentar, com a participação de vulcânicos félsicos, quartzitos ferruginosos e mármores. A leste, a área granítico-greenstone é delimitada por um cinturão granulito-gnaisse descontínuo, e entre eles existe um complexo plutônico máfico-ultramáfico com mineralização de cobre-níquel. O metamorfismo granulítico tem idade arqueana tardia - 2,7 bilhões de anos.
Outra região granítica-greenstone corresponde ao Eocráton de São Francisco, imprensado entre os cinturões brasilídeos. Como a sinéclise do Proterozóico Tardio de mesmo nome se sobrepõe na parte central desse eocráton, formações arqueanas se projetam apenas na periferia dessa sinéclise, no nordeste da Bahia e no sul de Minas Gerais. Cinturões de pedra verde são conhecidos em ambas as áreas. Seu provável embasamento é granito-gnaisse com idade de até 3,1-3,4 Ga, metamorfoseado em fácies anfibolito ou granulito. Os próprios cinturões são compostos de formações sedimentares e vulcânicas ultrabásicas a félsicas que sofreram metamorfismo de baixo estágio de fácies anfibolito ou xisto verde. Plútons mais jovens de granitóides são datados em 2,7 Ga, e metavulcanitos em 2,78 Ga, o que indica a idade arqueana tardia do ZKP. Sua seção em pedaços. Minas Gerais é bastante típica: os fundos são ultramáficos, incluindo komatiitos, a parte média é metavulcânica básica e média, quartzitos ferruginosos, grauvaques, carbonatos de Mn e silicatos (minérios ricos em manganês), os topos são filitos, quartzitos, subgraywacks. A espessura total é de cerca de 7 km.
A principal área de distribuição do complexo dobrado do Proterozóico Inferior na América do Sul é a parte centro-leste do Escudo das Guianas, onde compõe o cinturão Maroni-Itacayuna, que continua ao longo do lado sul da Bacia Amazônica na parte nordeste do o Escudo Centro-Brasileiro. Em sua estrutura geral, esse cinturão lembra muito as regiões de granito-greenstone do Arqueano. Saliências separadas deste último estão presentes entre as formações do cinturão (elas foram mencionadas acima), mas a maior parte das rochas ainda pertence ao Proterozóico Inferior. No contexto do desenvolvimento predominante de granito-gnaisses e migmatitos, distinguem-se aqui numerosos e muito extensos greenstones de estrutura sinclinor com predominância de rochas máficas e ultramáficas na parte inferior, metavulcânicas médias e ácidas na parte média e metassedimentares. rochas na parte superior. O metamorfismo diminui de anfibolito ao longo da periferia para o estágio mais baixo de xisto verde na parte central do ZKP. A datação radiométrica mostra que o cinturão considerado se desenvolveu no intervalo de 2,2 a 1,8 bilhões de anos atrás. O cinturão como um todo é empurrado para o norte sobre o bloco Arqueano de Imataka, e sua provável continuação do outro lado do Atlântico forma o cinturão de Birrim da África Ocidental. Como será discutido no próximo capítulo, é comprovada uma origem ensimática para o último cinturão, enquanto numerosos afloramentos do embasamento Arqueano no cinturão Maroni-Itacaiunas atestam sua natureza ensimática. No entanto, um aumento na concentração da ZKP na direção nordeste permitiu a A. Goodwin concluir que este cinturão está se tornando significativo aqui. Portanto, pode-se supor que o cinturão móvel do Proterozóico Inferior está se degenerando na direção sudoeste, associado a uma diminuição no grau de destruição da crosta continental arqueana.
Formações do Proterozóico Inferior intensamente dobradas, metamorfoseadas e granitizadas, incluindo as do tipo ZKP, também se projetam em pequenas áreas do enquadramento nordeste do Eócraton de São Francisco. E em seu extremo sul, o supergrupo Minae do Proterozóico Inferior, sobrejacente inconformavelmente ao cinturão de greenstones do Arqueano, já tem o caráter de uma cobertura de plataforma, embora tenha sofrido deformações bastante intensas e, portanto, será descrito a seguir.

No início do Médio Proterozóico, uma parte significativa do porão da futura plataforma já havia experimentado a cratonização, e o Médio Proterozóico se desenvolveu em alguns lugares na forma de uma cobertura de plataforma. As exceções são a periferia oeste e sudoeste dos escudos da Guiana e do Brasil Central e a zona entre os eocrátons Goiás e São Francisco, mais precisamente, na moldura leste do “maciço médio” do sistema Goias Uruazu.
O sistema Uruasu é claramente de natureza ensialica e é análogo aos Cybarids e Urumids africanos (veja o próximo capítulo). É composto por metamorfose na fácies xisto verde e recolhido em
dobras de vergência nordeste direcionadas para o São Francisco Eocraton sedimentos arenosos-argilosos de origem marinha de águas rasas com pequena contribuição de vulcânicos e carbonatos, com cerca de 4 km de espessura.
A mesma categoria de sistemas móveis ensial de origem rift inclui o sistema de dobras Espinyasu no quadro sudeste do eocráton de São Francisco e a sinéclise de mesmo nome. É composto por um estrato espesso (6-8 km) ciclicamente construído de conglomerados basais e intraformacionais (diamantes), quartzitos e filitos com vulcões subordinados, principalmente básicos.

tópicos. A sequência participa em deslocamentos escamosos e dobrados do oeste, ou seja, na direção do eocráton, vergência; ocorrem intrusões de granito.
As correias móveis periféricas da plataforma têm uma natureza completamente diferente. Um dos mais longos é o cinturão Rio Negro-Juruena, que se estende por 2,5 mil km da fronteira do Brasil com Paraguai e Bolívia, ao sul, até a Venezuela, ao norte. Este cinturão, que combina características do granulito-gnaisse e do cinturão vulcano-plutônico marginal, formou-se principalmente no início do Rifeu Inferior, uma vez que suas formações são revestidas de forma inconformável por não deformáveis.
lavas ácidas com idade de 1,65-1,6 Ga e sedimentos com idade de 1,6-1,4 Ga. O cinturão em si é composto principalmente de formações intrusivas e supracrustais do Pré-Cambriano Retrabalhadas, incluindo relíquias do ZKP. É amplamente invadido por sienitos alcalinos com idade de 1,45 Ga.
No oeste e sudoeste, o cinturão que acabamos de descrever é contíguo a outro, já no Médio Rifeano de Rondônia, que se estende do Uruguai à Venezuela a uma distância de mais de 4.000 km. Consiste em duas zonas - interna e externa, que também diferem no tempo de conclusão de sua formação, que é

respectivamente 1,35-1,3 e 1,0-0,95 bilhões de anos. A faixa interna de San Ignacio é composta por granulitos, gnaisses e folhelhos de origem sedimentar primária, terrígenas, granitos sin e pós-tectônicos intrudidos, cálcio-alcalinos, mas com alto teor de potássio. Nos núcleos de antiformas, formações pré-cambrianas primitivas, metamorfoseadas em fácies granulíticas, se projetam em alguns lugares. A orogenia de San Ignacio deu lugar ao acúmulo de sedimentos clásticos marinhos rasos e derrames de basalto. No final do Médio Rifeano, sofreram metamorfismo de fácies anfibolito, dobramentos, e foram intrudidos por granitos e pegmatitos; os últimos carregam consigo mineralização de estanho e tântalo. Muitos plutons graníticos são em forma de anel, juntamente com estoques e batólitos, incluindo granitos do tipo rapakivi, com idade de 1270-1180 Ma. A origem dos granitos devido à anatexia de crosta mais antiga é permitida. A orogenia final do cinturão de Rondônia, localmente chamado Sunsas, corresponde obviamente ao Grenville planetário.
Todos esses eventos foram seguidos por uma nova restauração da estabilidade da plataforma, mas logo a destruição começou novamente. Levou à formação de dois sistemas de dobras paralelas de ataque submeridional - Paraguai-Araguaia e Brasília, que separaram os crátons Amazônico e São Francisco e, por sua vez, foram separados pelo maciço mediano goiano, bem como à formação do granulito -cinturão atlântico de gnaisse. Os dois primeiros sistemas são frequentemente combinados sob o nome de brasilides, pois suas deformações finais pertencem à orogenia, chamada na América do Sul brasileira (igual a Baikal).
O sistema de dobras Paraguai-Araguaia margeia o cráton amazônico a leste e sudeste,
ao norte, ao longo da sutura tectônica limítrofe, há uma cadeia de corpos de rochas máfico-ultramáficas serpentinizadas, e ao sul, onde a frente do sistema se volta para sudoeste, há um antecessor de melaço à sua frente; o melaço é de idade vendiana, e sua dobra é pré-cambriana. O complexo do Proterozóico Tardio é composto por quartzitos, vários folhelhos de fácies anfibolito (abaixo) e xisto verde (acima), e metavulcânicos básicos e ultrabásicos. Há membros de conglomerados, sílex, jaspilitos, e no sul a seção é completada por carbonatos estromatólitos; os tilitos também são conhecidos por lá. Todos esses depósitos foram submetidos a intensas deformações de dobramento com vergência para a protoplataforma do Brasil Central (Amazônia), em cuja borda os análogos de idade do complexo dobrado recobrem um manto já não deformado. A provável continuação sudoeste deste sistema de dobras é o maciço de Sierra Pampa na Argentina, que já se une quase diretamente aos Andes, e a ligação intermediária entre eles está escondida sob a cobertura fanerozóica da zona de subsidência pericratônica.

O segundo ramo dos brasilides, o sistema Brasília, é empurrado a leste sobre o eocraton do São Francisco, e a oeste é separado do sistema Paraguai-Araguaia pelo maciço mediano goiano com embasamento Arqueano e cobertura do Proterozóico Médio, amassado em dobras, formando o sistema Uruazu. Ao norte, o sistema Brasília afunda sob a Fanerosa da sinéclise Parnaíba, fundindo-se aqui, provavelmente com o sistema Araguaia-Paraguai. Por isso, muitas vezes são combinados sob o nome de província do Tocantins (Fig. 6-4), após o nome de outro afluente do Amazonas. O sistema de Brasília é composto por psamitos e pelitos alternados, metamorfoseados

na fácies xisto verde, com a participação de carbonatos e, na parte superior, de tilitos. As camadas são moderadamente deformadas, a vergência é direcionada para leste, em direção ao Cráton São Francisco.
A estrutura de uma área dobrada da mesma idade, localizada no bojo nordestino do Brasil, entre o cráton do São Francisco e a faixa das bacias perioceânicas atlânticas, a província de Borborema, é muito peculiar. Esta estrutura é caracterizada por uma alternância de soerguimentos horst compostos por rochas pré-cambrianas retrabalhadas pela termotectogênese brasileira e cavados preenchidos com depósitos do Proterozóico Superior. A composição desses depósitos, o grau de metamorfismo e a intensidade das deformações são um pouco diferentes nas calhas externas e internas. Neste último, a composição dos depósitos é psamito-pelítica, o metamorfismo atinge a fácies anfibolito, a migmatização é comum e o dobramento isoclinal com vergência para os limites dos blocos. Na primeira, desenvolvem-se depósitos terrígenos carbonáticos, o metamorfismo é xisto verde, mas o enovelamento também é isoclinal; As seções dessas e de outras deflexões terminam em melaço. A greve geral dos elementos estruturais da província da Borborema é nordeste, com alguma divergência de eixos (virgação) de norte-nordeste a leste-nordeste na mesma direção. Plútons de granitóides, principalmente de idade “brasileira”, são bastante difundidos. Os depósitos de Be, Ta e Li estão associados a pegmatitos que os acompanham, e W, Mo, Fe e alguns outros estão associados a skarns.
A continuação meridional da província da Borborema é a província da Mantiqueira, coincidindo com a serra de mesmo nome, que se estende ao longo da costa atlântica até a fronteira Brasil-Uruguaia. O segmento norte da província também é conhecido como faixa da Ribeira, e o sul é Don Feliciano. O primeiro fica ao lado do cráton de São Francisco pelo leste, o segundo faz fronteira com a sinéclise fanerozóica do Paraná sobreposta. Em suas características gerais, a estrutura da província da Mantiqueira aproxima-se da estrutura da província da Borborema da mesma faixa gnaisse-granulítica atlântica. Também distingue maciços antigos compostos de Pré-Cambriano Inferior, até formações Arqueanas, metamorfoseados em fácies anfibolito ou granulítico, englobando plutons de granitóides, migmatizados e em processamento "brasileiro", e entre esses maciços estendem-se zonas de desenvolvimento de overthrusts) Depósitos do Proterozóico Superior, metamorfoseados em fácies xisto verde ou anfibolito. Esses depósitos são principalmente de composição psamito-pelítica com carbonatos subordinados, quartzitos ferruginosos, tilitos e rochas vulcânicas máficas. Contêm numerosas intrusões de granitóides - sintectônicos com idade de 650 Ma (Pré-Vendiano) e pós-tectônicos - 540 Ma (Pré-Cambriano). No extremo sul, o cinturão atlântico faz fronteira com o cráton do Rio de La Plata, que está exposto em sua pequena parte sob a cobertura fanerozóica.

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• - uma antiga plataforma na parte central do continente com o mesmo nome. Veja América do Norte, seção Estrutura geológica e minerais...

  Grande Enciclopédia Soviética

• - Plataforma NORTE-AMERICANA - Plataforma pré-cambriana, cobrindo a maior parte do Norte. América e sobre. Groenlândia...
• - Plataforma SUL DA CHINA - Plataforma pré-cambriana que ocupa a bacia do curso inferior do rio. Yangtzé. A cobertura de depósitos paleozóicos foi preservada nas antíclises. No Mesozóico, experimentou forte ativação tectônico-magmática ...

  Grande dicionário enciclopédico

• - um assentamento do tipo urbano na Federação Russa, região de Sakhalin, em cerca de. Kunashir, na costa do Estreito das Curilas do Sul. 6,2 mil habitantes. Indústria de pescado...

  Grande dicionário enciclopédico

• - uma cidade da Federação Russa, no centro da região de Sakhalin, na parte sul de aproximadamente. Sacalina. Entroncamento ferroviário. 164,5 mil habitantes. Associação de produção "Metalist"...

  Grande dicionário enciclopédico

• - "sul-americana" anskaya platf "...

  dicionário de ortografia russo

"Plataforma Sul-Americana" em livros

Plataforma do PCUS ou "plataforma democrática"?

Do livro Na equipe de Gorbachev: um olhar de dentro autor Medvedev Vadim

Plataforma do PCUS ou "plataforma democrática"? Em dezembro, em nome de Gorbachev, comecei a preparar materiais para a plataforma do partido pré-Congresso. Dadas instruções ao IML (Smirnov), AON (Yanovsky), ION (Krasin). Também convidei a título pessoal

Capítulo 205 Plataforma de Pittsburgh (1885). Plataforma Colombo (1937)

Do livro Mundo Judaico autor Telushkin Joseph

Capítulo 205 Plataforma de Pittsburgh (1885). Plataforma de Colombo (1937) Em 1885, um grupo de rabinos reformistas se reuniu em Pittsburgh e redefiniu o próprio judaísmo. A partir de agora, eles decidiram, a observância da ética da Torá, e não seus rituais, deveria ser obrigatória:

Plataforma

Do livro A Rede Social. Fenômeno do Facebook autor Steinschaden Jacob

A plataforma do Facebook com seu chat, atualizações de status, fotos e grupos é um poderoso sistema de comunicação, mas não se limita a isso. A empresa com sede em Palo Alto alcançou o que todas as empresas de tecnologia do mundo aspiram - tornou-se uma plataforma. Este é o sinal para o mundo

205. Plataforma de Pittsburgh (1885) Plataforma Colombo (1937)

Do livro The Jewish World [O conhecimento mais importante sobre o povo judeu, sua história e religião (litros)] autor Telushkin Joseph

205. Plataforma de Pittsburgh (1885) Plataforma de Colombo (1937) Em 1885, um grupo de rabinos reformistas se reuniu em Pittsburgh e redefiniu o judaísmo. De agora em diante, eles decidiram, a observância da ética da Torá, e não seus rituais, deveria ser obrigatória: ela ainda permanece em

2. "Plataforma"

Do livro Makhno and his time: On the Great Revolution and the Civil War 1917-1922. na Rússia e na Ucrânia autor Shubin Alexander Vladlenovich

2. "Plataforma" Em junho de 1926, Arshinov e Makhno apresentaram o projeto de "Plataforma Organizacional da União Geral dos Anarquistas". Ele foi apoiado pelos editores de Dela Truda. Com base na rede de distribuição da revista, os apoiadores do projeto criaram a Federação de Anarco-Comunistas "Delo Truda".

A plataforma dos reformistas e a plataforma dos social-democratas revolucionários

Do livro do autor

A Plataforma dos Reformistas e a Plataforma dos Social-Democratas Revolucionários A primeira página do jornal "Social-democrata" nº 28-29, 5 (18) de novembro de 1912 com um artigo de V. I. Lenin "A Plataforma dos Reformistas e a Plataforma dos Social-Democratas Revolucionários" (Reduzido) Ascensão revolucionária na Rússia

Plataforma

Do livro Dicionário Enciclopédico (P) autor Brockhaus F. A.

Plataforma Plataforma - este é o nome da elevação, geralmente de madeira, arranjada para uma orquestra, coro ou orador; figurativamente na Inglaterra desde o início do século XIX. então eles começaram a chamar qualquer discurso proferido com P "isto é, geralmente em reuniões públicas. Como resultado disso, P.

Plataforma norte-americana (canadense)

Do livro Grande Enciclopédia Soviética (CE) do autor TSB

depressão sul-americana

TSB

plataforma sul-americana

Do livro Grande Enciclopédia Soviética (Sul) do autor TSB

Plataforma do Sul da China

Do livro Grande Enciclopédia Soviética (Sul) do autor TSB

Plataforma

Do livro Caderno para Iniciantes. Móvel, acessível, conveniente autor Kovalevsky Anatoly Yurievich

Plataforma O conceito de "plataforma" é bastante arbitrário e, em grande parte, fruto dos esforços do departamento de relações públicas da Intel, que nasceu durante a promoção da marca Centrino. Qualquer laptop pode ter um adesivo colorido com o nome desta marca se contiver todos os componentes: um processador Intel,

Plataforma

Do livro Notebook [segredos de uso eficaz] autor Ptashinsky Vladimir

Plataforma Hoje, existem dois tipos de plataformas usadas para construir laptops: PC e Mac. Teoricamente, existem computadores móveis baseados na plataforma Sun, mas são extremamente raros, devido às especificidades das tarefas realizadas neles.

Febre argentina (febre hemorrágica sul-americana)

autor Shilnikov Lev Vadimovich

Febre argentina (febre hemorrágica sul-americana) A febre hemorrágica argentina é uma doença viral aguda focal natural endêmica das regiões centrais da Argentina. Ocorre com febre alta, hemorrágica

Febre hemorrágica boliviana (febre hemorrágica sul-americana)

Do livro Doenças Sazonais. Verão autor Shilnikov Lev Vadimovich

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,