Elemento tectônico principal América do Norte- Plataforma North Amer e Kan com canadense escudo de cristal dentro da plataforma, são distinguidos vários grandes elementos tectônicos que controlam a localização das províncias e regiões de petróleo e gás (Fig. 54)

Na parte interna da plataforma, distinguem-se as províncias de petróleo e gás do Paleozóico, dentro das quais se isolam áreas de petróleo e gás associadas a elementos tectônicos: com as elevações arqueadas de Cincinnati, Kansas Central, etc.; com depressões intraplataforma Illinois, Michigan, bacia do Permiano. Nas zonas de junção da plataforma com cinturões dobrados, destacam-se o Paleozóico Apalaches a leste e o Paleozóico-Mesozóico das Montanhas Rochosas a oeste. No sudoeste do continente, destaca-se a Província da Costa do Golfo (Golfo do México), que é uma margem continental passiva do continente norte-americano que vem se desenvolvendo desde o Mesozóico Inferior. Na costa do Pacífico

Oceano Ártico

Arroz. 54. Esquema de zoneamento tectônico e petrogeológico da América do Norte (de acordo com Yu.N. Uspenskaya).

1 - afloramentos do embasamento cristalino pré-cambriano, 2 - área de desenvolvimento do dobramento caledônio, 3 - área de desenvolvimento do dobramento herciniano, 4 - áreas de desenvolvimento do dobramento mesozóico-cenozóico da Cordilheira, 5 - territórios portadores de petróleo e gás da plataforma norte-americana, 6 - depressões entre montanhas do cinturão dobrado da Cordilheira.

Províncias e regiões produtoras de petróleo e gás: 1 - Calha de Colville; 2 - Bacia Beaufort-Mackenzie; 3 - Depressão de Albert; 4 - sinéclise Williston; 5 - depressões intermontanas das Montanhas Rochosas; 6 - Província Interior Ocidental; 7 - Depressão permanente; 8 - arco de curvatura; 9 - borda Azark; 10 - Depressão de Illinois; 11 - Depressão de Michigan; 12 - o arco de Cincinnati; 13 - Calha Pré-Apalaches; 14 - a província do Golfo do México; 15 - Província Atlântica; 16 - Califórnia; 17 - Baía do Cozinheiro.

destaca-se a província californiana de idade alpina. Na Península do Alasca, distinguem-se duas províncias - a Paleozóica-Mesozóica da encosta ártica (Bacia de Colville) e a Cenozóica de Cook Inlet, na costa do Pacífico da península.

O continente norte-americano distingue-se pelo mais alto grau de exploração.

Os depósitos são aqui conhecidos em depósitos do Cambriano ao Plioceno, confinados a uma grande variedade de armadilhas dentro de grandes depressões e soerguimentos intra-plataforma, em zonas de articulação da plataforma com áreas dobradas, várias depressões intermontanhas e margens continentais passivas e ativas modernas . Como exemplo de uma grande abóbada, podemos citar a abóbada de Tsincinnati, que tem 1000 km de comprimento e até 400 km de largura. Os depósitos estão confinados a braquianticlinas locais e zonas de cunha de arenitos. Os principais horizontes produtivos estão concentrados nas partes Ordovicianas e Silurianas da seção. Uma das estruturas intraplataformas mais ricas é a depressão do Permiano. Sua área é de 365 mil km 2. Os depósitos estão confinados a estruturas locais e armadilhas de tipos estratigráficos e litológicos. Os principais horizontes produtivos concentram-se nas partes Permiana e Carbonífera da seção. No total, mais de 5,5 mil depósitos foram descobertos aqui. A Western Canadian Petroleum Province é um exemplo típico de uma estrutura de zona de junção plataforma antiga com área dobrada. Aqui, os depósitos estão confinados a estruturas locais, zonas de pinchout e estruturas de recife; na zona de junção do cavado com a zona dobrada, os depósitos associados a deslocamentos de empurrão são amplamente desenvolvidos; no lado leste do vale, são conhecidas as maiores jazidas de óleos pesados ​​e maltes do mundo (campos Athabasca, Vabasca, etc.), com reservas de 120 bilhões de toneladas. A província de petróleo e gás do Golfo do México é um exemplo de o potencial de petróleo e gás de uma margem continental passiva que continua seu desenvolvimento. Sua evolução começa a partir do período Permo-Triássico. A faixa estratigráfica do potencial de petróleo e gás vai do Jurássico Superior ao Quaternário. O número de horizontes produtivos ultrapassa 100. Os depósitos estão confinados a estruturas locais, cúpulas diapíricas, a armadilhas de tipo estratigráfico e litológico. Um grande número de depósitos foi descoberto nas águas do Golfo do México (cerca de 500). Entre os maiores campos desta província está o campo petrolífero East Texas, o segundo maior dos Estados Unidos (reservas iniciais recuperáveis ​​de cerca de 800 milhões de toneladas). Supõe-se que este campo será desenvolvido por quase 100 anos; no início da década de 1990, mais de 600 milhões de toneladas foram produzidas no campo. petróleo (início da produção em 1933).

Na costa ocidental do continente existem numerosas depressões intermontanhas cenozóicas, cujos horizontes produtivos estão confinados aos sedimentos do Mioceno e Plioceno. No sul da Península do Alasca, há a região de petróleo e gás de Cook Inlet, que está geneticamente relacionada à margem continental ativa que continua a se desenvolver. Campos de petróleo e gás são descobertos aqui tanto no continente quanto nas águas da baía.

Nos Estados Unidos, foi descoberto o maior campo de petróleo do hemisfério norte, Prudhoe Bay (província da encosta ártica do Alasca). O depósito está confinado a um anticlinal cortado por uma discordância (Fig. SS). Três depósitos foram encontrados no campo no intervalo de profundidade de 2050-3200 m nos depósitos Permiano-Carbonífero, Triássico e Cretáceo Inferior. As reservas recuperáveis ​​de petróleo no campo são estimadas em 1,3 bilhão de m 3 .

Rme. 55 Corte esquemático do campo de Prue do Bay (Gabrieliants, 1984). 1 - óleo; 2 - gás; 3 - água; 4 - superfície de discordância estratigráfica.

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

continentes do sul no Siluriano ainda estão acima do nível do mar, e os sedimentos silurianos são insignificantes, mas onde estão presentes (ao longo da periferia do Gondwana), são representados 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 depositados areias costeiras. A espessura das rochas do Siluriano é geralmente pequena. No Península Arábica O Siluriano é representado por uma secção contínua de formações arenosas-argilosas de espessura significativa. 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 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 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. Siluriano dos Urais Ocidentais e encostas orientais contém a mesma fauna, o que indica uma única bacia geossinclinal Ural no Siluriano. ,; No território da encosta ocidental dos Urais e em Novaya Zemlya, predominaram as condições miogeossinclinais, de modo que depósitos carbonáticos e carbonáticos-argilosos (500-1500 m) com um complexo diversificado de restos orgânicos acumulados aqui. Rochas de seixos de areia costeiras rasas são conhecidas na margem ocidental 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 Silur é representado apenas pela seção inferior (ver Fig. esquema III, col. sobre). 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, para a conclusão da primeira etapa, na verdade geossinclinal, de seu desenvolvimento.

tiya. As rochas vulcânicas e tufos do Devoniano Inferior e Médio, que mergulham suavemente, coroando a seção composição ácida já acumulada no chão. 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 sola 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). miogeosinclinais. 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 esquema III, cor incl.). NO Norte da Europa arenitos, xistos negros, calcários betuminosos (espessura - 0,5 km) 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, sob condições eugeossinclinais, acumularam-se espessos estratos de rochas terrígenas e vulcânicas de composição básica e félsica, ou pequenas fácies terrígeno-carbonatadas 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 minério 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 material de construção e boas matérias-primas cerâmicas.

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 de seções e motivou a criação de uma escala "combinada", composta por camadas estabelecidas em diferentes regiões. Divisão de palco do Devoniano Inferior de Barrandien, Renânia é baseado em vida marinha, e os sedimentos da Inglaterra correspondentes em idade - nos restos de peixes encontrados em sedimentos 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 Parte inferiorÉ representado pelos conglomerados Fepan de 10 a 40 m de espessura, os arcos de Ebb com 30 m de espessura e os folhelhos de Mondrechon com camadas intercalares de arenito. Arenitos e xistos contêm ricos conjuntos de braquiópodes. Na parte superior há xistos vermelhos e marrons 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 "Siegen 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 palco Emsian foi estabelecido por C. Dorlodo em 1900 na cidade de 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. Dusseldorf em 1937, foi aceito no volume das camadas de calceol e cultivar superior Lauch 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 de Givetiano foi identificado nas Ardenas por J. Gosselet em 1879. O nome vem da cidade de Givet, localizada em Norte da França. Esta fase combina depósitos caracterizados por braquiópodes stringocefálicos, presença de conodontes, corais e, menos comumente, trilobites. 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 da lagoa 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 Médio Devoniano), 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 tardio); conodontes:12-Palmatolepis(Devoniano tardio) 13 - Polignato(Devoniano), 14 - Icriodus(Devoniano); peixe pulmonado:15 - Dipterus(Meio - Devoniano tardio); 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 trilobitas 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 uma linha septal simples com lobos pontiagudos sólidos e selas arredondadas sólidas (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 Grande papel bivalves e alguns crustáceos inferiores começaram a tocar, o 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

Não ocorre durante o Devoniano 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 desenvolvimento pobre nos processos de dobras do Devoniano, que se distinguem pela 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 que fazem fronteira com os 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 deitados. 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 (Epoch Devoniano Inferior) 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 ao final do período Devoniano, o relevo montanhoso manteve-se mais estável nas áreas das Caledonides, mas mesmo aí, no final do período, revelou-se significativamente suavizado em alguns lugares, como evidenciado pela relativa granulação fina camadas superiores do "antigo arenito vermelho" ilhas britânicas, Depressões Minusinsk, etc. (Fig. 54).

A época do Devoniano tardio, em contraste com o Devoniano inicial, especialmente sua primeira metade (era Franziana), foi uma época de extenso 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 permitem tirar algumas conclusões paleoclimáticas que, no entanto, são insuficientes para reconstruir o quadro geral da zonação 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. Clima seco e quente foi caracterizado, aparentemente, no Devoniano parte do meio Placa russa, como evidenciado pelo desenvolvimento generalizado de sedimentos quimiogênicos lagunares aqui (dolomitos, gesso, etc.). 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) difundido em todos os países 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 continente de arenito vermelho antigo e a zona que o circunda / - o principal lojas modernas arenito vermelho antigo; 2 - Maciços Hercinianos (Devónico Marinho); S-S- fronteira norte transgressões marinhas ao antigo continente de arenito vermelho; 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.

História do desenvolvimento da plataforma

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A plataforma norte-americana é cercada por sistemas de blocos dobrados ou dobrados de várias idades. O mais longo e extenso deles é o sistema de blocos dobrados da Cordilheira, enquadrando a plataforma a oeste. NO corte transversal Cordilheira de leste a oeste (no Alasca de norte a sul) as seguintes zonas tectônicas são distinguidas.

A plataforma norte-americana se estende de norte a sul por 4.000 km e na direção latitudinal por 2.500 km. Nas partes leste e norte da plataforma, há uma acumulação predominante do Paleozóico, e nas partes sudoeste e regiões do sul plataforma - Depósitos Meso-Cenozóicos.

Na plataforma norte-americana, os depósitos predominantemente paleozóicos são portadores de petróleo e gás, enquanto áreas predominantemente portadoras de gás estão localizadas na parte ocidental da plataforma na zona de sua junção com as estruturas dobradas das Montanhas Rochosas e no interior profundo da plataforma. depressão da plataforma da Anadarko. Rochas mesozóicas e cenozóicas são petróleo e gás na plataforma epi-hercínica (província de Gulf Coet), bem como nas bacias intermontanhas da Califórnia.

A estrutura norte da N American Platform é o sistema de dobra Caledonian-Early Hercynian Innuit, amplamente sobreposto pela sinéclise de Sverdrup. Este último é composto por espessas sequências sedimentares do Carbonífero, Permiano, Mesozóico e Cenozóico.

A maior parte da N American Platform ao sul do Canadá escudo de cristal está localizado nos EUA.

Dentro da plataforma norte-americana, distinguem-se vários grandes elementos tectônicos (Fig. 240): bordas do embasamento da placa e do complexo sedimentar - os Ozarks, Adirondacks, etc.; elevações abobadadas - Cincinnati, Bend, etc.; depressões intraplataforma - Michigan, Illinois, Perm, etc.; Depressão marginal mexicana.

As partes sul e sudoeste da N American Platform formam sua placa. Parte da plataforma, localizada ao sul do escudo canadense-groenlandês, destaca-se sob o nome de placa Midcontinent ou Midland. Quase em toda a sua área, a cobertura sedimentar é composta por rochas paleozóicas. A margem ocidental da Plataforma N-Americana representa a placa das Grandes Planícies.

O núcleo do continente norte-americano é a Plataforma Norte-Americana Pré-Cambriana, a nordeste da qual se destaca o Escudo Canadense.

A cúpula de Cincinnati é o maior elemento geoestrutural da plataforma norte-americana, seu comprimento é de 1000 km e sua largura é de 400 km. Ele está localizado nos estados de Ohio, Indiana, Kentucky e Tennessee. Sedimentos do Cambriano ao Carbonífero participam da estrutura da cobertura sedimentar. Os depósitos de petróleo estão associados a estruturas levemente inclinadas ou a zonas de cunhagem de arenitos nas encostas do arco. As principais acumulações de petróleo são conhecidas na região de Lyme-Indiana.

A Bacia do Permiano está localizada na margem sudoeste da Plataforma N-Americana. Seu quadro estrutural a oeste são os elementos marginais ocidentais da plataforma, envolvidos no soerguimento do orógeno epiplataforma das Montanhas Rochosas, a nordeste - o sistema Wichita-Amarillo e o swell de Munster. A leste e sul, a bacia é delimitada pelo cinturão de dobras Hercynian Washita-Marathon. Este limite está enterrado sob uma cobertura de sedimentos mesozóicos suavemente mergulhando. As rochas metamórficas da parte frontal do Cinturão Washita estão expostas aqui pela erosão na Marathon Rise.

A cúpula de Cincinnati é o maior elemento geoestrutural da plataforma norte-americana, seu comprimento é de 1000 km e sua largura é de 400 km. Ele está localizado nos estados de Ohio, Indiana, Kentucky e Tennessee. Sedimentos do Cambriano ao Carbonífero participam da estrutura da cobertura sedimentar. Os depósitos de petróleo estão associados a estruturas levemente inclinadas ou a zonas de cunhagem de arenitos nas encostas do arco. As principais acumulações de petróleo são conhecidas na região de Lyme-Indiana.

Os Estados Unidos estão localizados em várias condições geotectônicas, na Plataforma Norte-Americana, na Bacia Mexicana, nas depressões intermontanas e no sopé e nos vales das Cordilheiras e Apalaches, na plataforma.

De acordo com N. Yu. Uspenskaya (1952), não há um único grande horizonte contendo óleo e gás em calcários na plataforma norte-americana que não estaria associado à superfície de erosão. Cerca de 95% de toda a produção de reservatórios carbonáticos nos Estados Unidos vem de horizontes que ficam abaixo de superfícies de discordância. Um exemplo de uma relação direta entre a produtividade dos reservatórios carbonáticos e as discordâncias são os depósitos de petróleo e gás nos estratos calcários-dolomíticos do Ordoviciano da região de Lima Indiana, os calcários do Devoniano das bacias de Michigan e Eastern Inner Basins, no Devoniano, Mississipiano e Calcários Ordovicianos da Bacia Interna Ocidental, bem como nos calcários e dolomitos do Permiano da bacia do Permiano.

A América ocupa a posição de um divisor de águas entre as extensões do Atlântico e oceano 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 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 os espessos estratos pré-cambrianos, que 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 de acordo com 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.

Um papel importante na estrutura do Escudo Canadense é desempenhado por intrusões de rochas máficas, principalmente gabro e anortositos, além de sienitos alcalinos. Estas rochas são consideradas mais antigas que os granitos. Mais recentes Diferentes idades 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. 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 (Caledonian) está localizado ao longo do norte 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 Paleogeno (dobramento Laramiano, orogenia das Montanhas Rochosas e Columbia 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. Naquela época, campos vulcânicos foram formados no estado de Idaho no sul do México, etc. 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 se deu em torno dos centros - partes constituintes arcos de ilhas. O processo de formação de estruturas na América do Norte desenvolveu-se naturalmente ao longo de todo o 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 das terras altas. O brilho das paisagens do país é enriquecido por formas extremamente diversas de desnudamento, apresentadas em Grandes áreas e frequentemente tamanho enorme. 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 Plataforma Sul-Americana destacam-se os escudos guineense, central ou brasileiro ocidental, costeiro ou brasileiro oriental. As protuberâncias isoladas do Pré-Cambriano na parte sul do continente são os Apa, Tebikuari, Uruguai, Colinas Setentrionais de Buenos Aires, o Pampa Blocky Country, o Maciço Mendossa Meridional, 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. Ao pé das encostas encontra-se planície rolante, diminuindo gradativamente para 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 1678 m. 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 área 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, escoadas lávicas 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 triássicas, camadas marinhas de 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, encostas íngremes ou suaves limitadas, cujas características em cada caso individual se devem à natureza dos sedimentos expostos por depudação e a 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 plataforma e dobrado sistema de montanha estende-se uma calha piemontesa, preenchida 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 bloqueio que criaram relevo moderno montanhas (King, 1967).

A estrutura da Cordilheira Sul-Americana, como bem afirma W. Oppenheim (Oppenheim, 1948), é resultado final 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 combina 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 o Pampa, 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.