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La plataforma de América del Norte está rodeada por todos lados por estructuras montañosas plegadas de varias edades: en el norte, el sistema plegado Caledonio-Herciniano temprano, en el este y sur, el sistema plegado Paleozoico de los Apalaches, Ouachita y Maratón. La limitación occidental de la plataforma es el cinturón montañoso de bloques plegados de la Cordillera Mesozoica-Cenozoica. La Cordillera se caracteriza por la presencia de zonas de plegamientos más antiguos o restos de plataformas antiguas en forma de macizos medianos. La parte oriental de la Cordillera son las modernas epiplataformas orógenas de las Montañas Rocosas en los EE. UU. y Richardson-Franklin en Canadá.
Las plataformas de América del Norte son formaciones subacuáticas cuya acumulación se produjo predominantemente en un ambiente anaeróbico, en el contexto de un hundimiento relativamente estable de la cuenca de sedimentación durante el período de tiempo geológico considerado.
Las plataformas de América del Norte son formaciones subacuáticas, cuya acumulación se produjo predominantemente en un ambiente anaeróbico, en el contexto de un hundimiento relativamente estable de la cuenca de sedimentación durante el período de tiempo geológico considerado.
plataforma rusa o norteamericana, rica en petróleo, entonces todas estas manifestaciones de magmatismo pertenecen a épocas pasadas, arraigadas en la antigüedad en la historia lógica, pero podemos hablar de divisiones fundacionales jóvenes, por ejemplo, de la falla de Zhiguli o de Las dislocaciones de fallas en la región de Saratov Volga no van acompañadas ni siquiera de rastros de magmatismo. Al mismo tiempo, debemos recordar una vez más que el estrato más grueso de rocas cristalinas Arcaicas está formado casi en su totalidad por rocas sedimentarias metamórficas.
En la zona de unión de la plataforma norteamericana con las estructuras montañosas que la enmarcan, hay grandes depresiones delanteras: Canadá occidental, Pre-Washite, Pre-Apalache, Anticosti, Melville-Victoria, Pirie-Ellesmere. Las profundidades de las Montañas Crazy Bull, Powder River, Denver y Raton conectan la región de orogenia de la epiplataforma de las Montañas Rocosas con la parte sur de la Plataforma de América del Norte.
Dentro de la placa de la Plataforma de América del Norte se distinguen varias provincias petroleras. En la provincia del Medio Continente, los depósitos de petróleo más ricos están asociados con sedimentos del Pérmico. La mayoría de los depósitos se encuentran en los estados de Kansas y Oklahoma. Algunos yacimientos antiguos aún no han perdido su importancia industrial, como por ejemplo el yacimiento de Eyts, en el que ya se han producido 65 millones de toneladas de petróleo de un total de 100 millones de toneladas.
La región está ubicada entre la Placa de América del Norte al norte, el sistema de trincheras profundas del Pacífico al oeste y el talasocratón del Atlántico al este. La Placa Brasileña Precámbrica ocupa la mayor parte del continente sudamericano. Está formado por los escudos de Guayana, el oeste y el este de Brasil y varios macizos. El Macizo Pampeano es un orógeno epiplataforma de la Plataforma Brasileña. En la parte sur del continente se encuentra la plataforma patagónica con complejos plegados precámbricos y caledonios en la base. La parte nororiental de la región está ocupada por el extremo sur de la Plataforma Atlántica, oculta por las aguas del Golfo de México y el Océano Atlántico.
El elemento geotectónico más grande de la región es la antigua Plataforma Norteamericana. Cubre la mayor parte del continente, casi toda Groenlandia y las aguas de la Bahía de Hudson, el Mar de Baffin y numerosos estrechos de la parte sur del archipiélago ártico de Canadá. La extensa depresión de Baffin-Labrador está llena de una capa sedimentaria mesozoica-cenozoica de hasta 9 km de espesor. Las partes sur y occidental de la plataforma, cubiertas por una capa sedimentaria de diferentes espesores y rangos estratigráficos, se dividen en las placas Midcontinent y Great Plains. Aquí se distinguen las principales sineclisas del oeste de Texas (Pérmico), formadas principalmente por sedimentos del Pérmico, las depresiones de Alberta y Dodge City, la vaguada de Anadarko, las sineclisas de Williston y Michigan-Illinois.
Al mismo tiempo, se encuentran sedimentos del mismo sistema terciario, desarrollados dentro de las regiones occidentales de la plataforma norteamericana y las Montañas Rocosas, así como en la parte central de la cuenca Alberta/Coy (Canadá), presentados en facies continentales. Regionalmente improductivo y sólo en algunos lugares (en algunas cuencas montañosas) contiene depósitos de petróleo relativamente pequeños.
Al mismo tiempo, los sedimentos del mismo sistema terciario, desarrollados en las regiones occidentales de la plataforma norteamericana y las Montañas Rocosas, así como en la parte central de la cuenca de Alberta (Canadá), presentados en facies continentales, son regionalmente improductivos. y sólo en algunos lugares (en algunas cuencas intermontañosas de las Montañas Rocosas) contienen depósitos de petróleo relativamente pequeños.
El mapa de las cuencas de petróleo y gas de los Estados Unidos de América, compilado por V. G. Levinson (Fig. 6), cubre la mayor parte de la plataforma norteamericana y las estructuras plegadas adyacentes. El mapa está construido sobre una base tectónica esquematizada.
El mapa de las cuencas de petróleo y gas de los Estados Unidos de América, compilado por V. G. Levinson (Fig. 6), cubre la mayor parte de la plataforma norteamericana y las estructuras plegadas adyacentes. El mapa está construido sobre una base tectónica esquematizada.
El cuarto patrón, la dependencia del contenido de petróleo de los sedimentos subacuáticos y las condiciones de recuperación, lo fundamenta A. A. Bakirov con el ejemplo del Pérmico Superior y el Triásico continentales, que contienen muy poco petróleo en la plataforma de América del Norte, y con el ejemplo de los sedimentos terciarios. desarrollado en facies marinas en la cuenca del Golfo de México, tanto en California, donde son ricas en petróleo, como en las facies continentales de las Montañas Rocosas, donde están libres de petróleo.
Esta plataforma experimentó un levantamiento a corto plazo al comienzo del Silúrico como resultado de la manifestación de la fase de plegamiento Taconic en el geosinclinal de los Apalaches. La regresión dio paso a la transgresión Con Amplia distribución de sedimentos carbonatados y formaciones de arrecifes.
Los depósitos silúricos están representados por calizas y dolomitas. En las secciones del Silúrico Inferior hay muchas estructuras de arrecifes; en el Silúrico Superior aparecen rocas halógenas, especialmente en el este de la plataforma: anhidritas, yeso y sal gema.
Al final del Silúrico, surgieron enormes cuencas salinas en América del Norte. El espesor del Silúrico se mide en varios cientos de metros. En las depresiones aumenta, por ejemplo, en la Fosa de Michigan, hasta 1,5 km.
gondwana
Los continentes del sur en el Silúrico todavía están sobre el nivel del mar y los sedimentos del Silúrico son insignificantes, pero donde existen (en la periferia de Gondwana), están representados por formaciones terrígenas.
En la parte sudamericana de Gondwana, al final del Ordovícico y principios del Silúrico, se produjo una reestructuración, probablemente provocada por la influencia del plegamiento de Caledonia. En el Silúrico, la superficie del mar aumentó. Aparecieron depresiones de dirección meridional. Acumularon espesores significativos (hasta 800-1200 m) de sedimentos clásticos con capas de carbonato subordinadas. En la cuenca del Amazonas (dirección latitudinal) se observan sedimentos marinos arenosos-arcillosos con un espesor de 100 m. A finales del Silúrico y principios del Devónico, se produjeron nuevamente levantamientos como consecuencia de los movimientos del Caledonio tardío.
En la parte africana de Gondwana, los estratos arenosos al final del Ordovícico y Silúrico fueron reemplazados por arcillas oscuras con graptolitos. En la parte norte de la cuenca aparecieron limos carbonatados. Las arenas costeras se depositaron a lo largo de los márgenes del área de acumulación marina. El espesor de las rocas del Silúrico suele ser pequeño. En la Península Arábiga, el Silúrico está representado por una sección continua de formaciones arenoso-arcillosas de considerable espesor. Al final del Silúrico, la regresión comenzó en todas partes de África, manifestándose especialmente en Arabia.
La parte australiana de Gondwana en el Silúrico era predominantemente terrestre.
Historia del desarrollo de los cinturones geosinclinales. Cinturón geosinclinal del Atlántico norte
Región geosinclinal del Grampiano. Geosinclinal del Grampiano. En el diagrama III, color, se puede ver una sección transversal del Silúrico de Gales, el área estratotípica donde se identificó el sistema Silúrico. en
El Silúrico se superpone al Ordovícico con una discordancia estructural causada por el plegamiento Taconico. En la base del Llandovery se encuentran conglomerados y areniscas, que son reemplazadas más arriba por estratos arenosos-arcillosos con rocas de concha; Las pentaméridas son numerosas (el espesor de Llandovery alcanza los 1,5 km). Wenlock es litológicamente diverso: V En algunas zonas, rocas calcáreas-arcillosas y
calizas con restos de braquiópodos y corales (300-400 m), en otros hay una espesa secuencia de areniscas y limolitas (espesor -1,2 km). Los depósitos de Ludlovsky son predominantemente carbonatados: calizas, lutitas calcáreas, limolitas calcáreas. Los estromatoporados, corales y braquiópodos son numerosos (espesor: 0,5 km). Hay bancos de fósiles con Conchidium Knighti. En la parte superior del nivel hay una capa de la llamada brecha ósea, que consta de partes y fragmentos de la cubierta ósea de peces acorazados.
La sección descrita de tres niveles se refiere a formaciones de "conchas": depósitos de aguas poco profundas de considerable espesor que contienen la fauna indicada.
También se conoce otro tipo de sección de las mismas etapas, en forma de una fina secuencia de lutitas de graptolitos. En este caso, el material arcilloso se depositó en zonas de aguas profundas. El tercer tipo de corte es mixto. Contiene razas del primer y segundo tipo.
La parte más alta de la sección Silúrica en Inglaterra se distingue como la etapa Downtoniana (espesor -0,6-0,9 km). Se trata de rocas arenosas-arcillosas de color rojo y abigarradas con capas intermedias de margas rojas. Contienen conchas de ostrácodos e ictiofauna. Poco a poco, el downtoniano es reemplazado por el devónico inferior de color rojo. Todo esto se superpone con la discordancia estructural de los conglomerados del Devónico Medio.
En Gales el espesor total del Silúrico es de 3 km. Los sedimentos se pliegan y metamorfosean. El plegamiento de Caledonia se manifestó repetidamente y estuvo acompañado de magmatismo.
En la parte escandinava del geosinclinal de Grampian se acumularon gruesos estratos clásticos, inicialmente típicamente marinos y, al final del Silúrico, continentales.
Cinturón geosinclinal Ural-Mongol
Región geosinclinal de Ural-Tien-Shan se extiende desde Novaya Zemlya hasta el sur de Tien Shan.
Geosinclinal de los Urales. Los depósitos de silúrico están ampliamente desarrollados en los Urales. En la vertiente occidental de los Urales hubo una tranquila acumulación de sedimentos carbonatados y terrígenos (hasta 2 km) en condiciones miogeosinclinales. En la vertiente oriental, en el eugeosinclinal, se acumulan lavas y tobas, lutitas silíceas y calizas (espesor - 5 km). En el Silúrico, en los Urales, se establecieron las principales estructuras geotectónicas, que luego se convirtieron en los anticlinorios y sinclinorios existentes. El Silúrico de los Urales en las vertientes occidental y oriental contiene la misma fauna, lo que indica una única cuenca geosinclinal de los Urales en el Silúrico. ,; En el territorio de la vertiente occidental de los Urales y en Novaya Zemlya prevalecieron las condiciones miogeosinclinales, por lo que aquí se acumularon depósitos de carbonato y carbonato-arcilla (500-1500 m) con un complejo diverso de restos orgánicos. En el borde occidental de los Urales del Norte (Polyudov Ridge) se conocen arenas costeras poco profundas y rocas de guijarros. En el oeste de la parte central de los Urales, en Pai-Khoi y en algunos lugares de Novaya Zemlya, están expuestas lutitas de graptolito arcilloso negro.
El plegamiento de Caledonia, a diferencia de otros geosinclinales del cinturón Ural-Mongol, no es típico de los Urales; no provocó discordancias estructurales, pero las intrusiones ultrabásicas y básicas de la zona central se consideran caledonias.
Los depósitos de silúrico están muy extendidos en la parte kazaja del cinturón Ural-Mongol. Están representados por típicas formaciones geosinclinales de considerable espesor con restos de una rica fauna. Los horizontes característicos son las calizas braquiópodas y coralinas.
En el contexto de la cresta. Chingiztau Silurian está representado únicamente por la sección inferior (ver diagrama III, color encendido). Sedimentos silúricos (hasta 2,5 km) acumulados en ambientes marinos eugeosinclinales con fuerte vulcanismo. El plegamiento de Caledonia se manifestó activamente. La más pronunciada es la última fase de plegamiento, la Caledonia tardía, que llevó a la retirada del mar del territorio de la Cordillera de Chingiztau, hasta la finalización de la primera etapa, en realidad geosinclinal, de su desarrollo.
Tía. Los efusivos y tobas félsicas poco profundas del Devónico Inferior y Medio que coronan la sección ya se acumularon en condiciones terrestres. Por lo general, se aíslan en melazas vulcanógenas de la etapa de desarrollo orogénica. El plegamiento está asociado con la intrusión repetida de grandes intrusiones granitoides.
Región plegada de Altai-Sayan. Los depósitos silúricos son conocidos en el mismo lugar que el Ordovícico, pero en el oeste predominan las calizas y rocas terrígenas con una rica fauna, en el este (Western Sayan, Tuva) aumenta el papel de las rocas clásticas gruesas con una fauna empobrecida. El espesor de los depósitos del Silúrico en el oeste es de 4,5 km, en el este, hasta 7,5 km.
En la sección Silúrica de Tuvá occidental (ver diagrama III, color incluido), los depósitos Silúricos (serie Chergak) se encuentran de manera similar a los del Ordovícico. Son gruesas (2,5-3 km) y están formadas por rocas arenosas-arcillosas con capas intermedias, paquetes y lentes de piedra caliza. El mayor contenido de carbonato se limita a la parte media de la sección. La fauna es rica y diversa. Se trata de estromatoporados, tabulados, heliolítidos, rugosos, crinoideos, briozoos, braquiópodos, trilobites. Muchas formas locales (endémicas). Evidentemente, en el Silúrico existía una cuenca marina poco profunda con pequeños arrecifes, matorrales de coral y crinoideos y bancos de braquiópodos. El endemismo de la fauna indica una difícil comunicación con otros mares. Al final del Silúrico, la cuenca se redujo gradualmente, se volvió poco profunda, su salinidad cambió y solo sobrevivieron en ella organismos eurihalinos.
En el Ordovícico, el Silúrico y el Devónico temprano en el oeste de Tuvá, se formó un único y enorme complejo tuvano transgresivo-regresivo (10 km) con sedimentos marinos en la parte media y rocas continentales rojas en la base y el techo. Los depósitos del complejo de Tuvan están plegados e invadidos por pequeñas intrusiones básicas y ácidas. La parte superior del tramo considerado está compuesta por espesos efusivos terrestres del Devónico Inferior y rocas clásticas rojas del Devónico Medio. Se trata de depósitos continentales de cuencas intermontañosas, formados durante la regresión provocada por el plegamiento de Caledonia. - "En la sección de Tuvá occidental, se distinguen claramente tres pisos estructurales, muy diferentes entre sí: el primero es el Cámbrico Inferior; el segundo es el Ordovícico, Silúrico, Devónico Inferior; el tercero es la parte superior del Inferior Los pisos Devónico y Devónico Medio registran diferentes etapas de desarrollo geológico: la primera es eugeosinclinal, la tercera es orogénica y la segunda es intermedia (de transición). En la segunda etapa, el hundimiento se desarrolló sobre una base ya consolidada, el régimen se parecía. miogeosinclinales. Los depósitos minerales de hierro y cobre están asociados con intrusiones ácidas.
Por lo tanto, la era de tectogénesis de Caledonia cubrió las áreas del noroeste de Kazajstán, en parte las montañas de Altai, el norte de Tien Shan y la parte oriental de la región plegada de Altai-Sayan: el oeste de Sayan y Tuva, donde surgieron las Caledonides.
Cinturón geosinclinal mediterráneo
En la parte europea de este cinturón se conservan condiciones cercanas a las descritas anteriormente en el Ordovícico. Esta sigue siendo la tierra insular del macizo franco-bohemio (bloque Moldanuba) y las condiciones marinas al norte y al sur del mismo (sinclinorio de Praga, ver diagrama III, color siguiente). En el norte de Europa, debido a las manifestaciones de actividad volcánica submarina, se acumulan areniscas, lutitas negras, calizas bituminosas (espesor - 0,5 km) y aparecen lutitas silíceas. En el sur de Europa, entre el macizo franco-bohemio y las montañas del Atlas en África, el Silúrico está representado por facies monótonas: lutitas negras con graptolitos, que dan paso a calizas en las zonas superiores.
EN Región geosinclinal asiática El silúrico es conocido en Turquía, el Cáucaso, en las estructuras montañosas de Irán, Afganistán y el Pamir.
Aquí, en condiciones eugeosinclinales, se acumularon gruesos estratos de rocas terrígenas y volcánicas de composición básica y ácida, o facies terrígenas-carbonatadas de bajo espesor se acumularon en zonas miogeosinclinales (Zagros Himalaya, etc.).
Minerales
Depósitos sal de roca, yacimientos industriales aceite Y gas conocido en las plataformas norteamericanas (canadienses) y siberianas. Depósitos oolíticos formados en el Silúrico. minerales de hierro Clinton (EE.UU.) y varios pequeños en África. Depósitos asociados con intrusiones ácidas de Caledonia oro Norte de Kazajstán, Kuznetsk Alatau y Mountain Shoria.
Encontrado en intrusiones de finales de Caledonia en las montañas escandinavas hierro, cobre, cromita: Conocido en los Urales níquel, platino, amianto, jaspe. Depósitos asociados a pegmatitas metales raros en los Apalaches y Siberia Oriental.
Las calizas silúricas son un material de construcción y una buena materia prima cerámica.
PERIODO DEVÓNICO - D
General característica, estratigráfico divisiones y estratotipos
El sistema Devónico fue establecido en 1839 por los famosos geólogos ingleses A. Sedgwick y R. Murchison en Inglaterra en el condado de Devonshire, de donde recibió su nombre.
La duración del período Devónico es de 48 millones de años, su inicio es hace 408 millones de años y su final es hace 360 millones de años.
"Las secciones del Devónico de Gran Bretaña se componen de facies continentales y pueden combinarse con estratotipos para distinguir etapas. Por lo tanto, la división del sistema Devónico se llevó a cabo en las Ardenas en Bélgica, Francia y en las montañas de Pizarra del Rin en Alemania. El sistema Devónico se divide en tres secciones (Tabla 8).
Cuadro 8 Unidades estratigráficas generales del sistema Devónico
El límite entre el Silúrico y el Devónico, como se mencionó anteriormente, se traza en la base de la zona de graptolitos. Monograptus uniformis(Barrandien, República Checa). Actualmente, este límite es el único aceptado oficialmente por la Comisión Estratigráfica del Congreso Geológico Internacional. El límite superior no ha sido aprobado oficialmente. Debido a que a principios del período Devónico continuó la extensa regresión que comenzó en el Silúrico, surgieron muchas configuraciones faciales diferentes con la correspondiente fauna. Esto complica enormemente la división y comparación de las secciones y fue el motivo de la creación de una escala "compuesta", que consta de niveles instalados en diferentes regiones. La división de etapas del Devónico Inferior de Barrandien y Renania se basa en la fauna marina y los sedimentos de Inglaterra apropiados para la edad, en los restos de peces que se encuentran en los sedimentos continentales lagunares.
Etapa Zhedino, nombrada así por A. Dumont en 1848 en honor al río. Zhedin en las Ardenas, une las capas inferiores del Devónico de la región Ardenno-Rin. Están representados por facies costeras y se superponen transgresivamente a los depósitos del Cámbrico (de ahí la dificultad para determinar el límite exacto con el Silúrico). En el estratotipo, la parte inferior está representada por los conglomerados de Fepane con un espesor de 10-40 m, las arcosas de Ebb con un espesor de 30 m y las lutitas de Mondrechon con intercalaciones de arenisca. Las areniscas y las lutitas contienen ricos conjuntos de braquiópodos. En la parte superior hay lutitas rojas y burdeos con pequeñas concreciones calcáreas de color rojo;
y areniscas y cuarcitas verdes. Se caracterizan por restos de peces. El espesor total es de 750 m.
El nombre "Etapa Siegena" fue utilizado por primera vez por E. Kaiser, para referirse a las grauvacas de las montañas de pizarra del Rin. Las grauvacas de Siegen están más representadas en la región de Siegerland, donde se desarrollan facies lagunares y costeras-marinas con restos de peces, bivalvos y braquiópodos. El espesor de los depósitos en la sección del estratotipo es de 4 km.
El Emsian Stage fue fundado por K. Dorlodo en 1900 en la ciudad de Ems, cerca de Coblenza, en Renania. Los depósitos de esta etapa están representados por una secuencia de areniscas, cuarcitas y lutitas con intercapas de rocas volcánicas. El espesor alcanza los 2 km. Las capas contienen acumulaciones de braquiópodos, bivalvos y ocasionalmente corales (Fig. 51).
Anteriormente, las etapas de Siegen y Emsian se combinaron en una sola etapa, que se llamó Koblenzian. Sin embargo, según la decisión de la Comisión Estratigráfica Internacional, el Devónico Inferior ahora se acepta en tres etapas.
La etapa Eifeliana fue nombrada por A. Dumont en 1848 en honor a las montañas Eifel, donde se encuentra la sección de estratotipo. El volumen del escenario se modificó y, según el trabajo de M. Düsseldorf en 1937, se aceptó como el volumen de las capas calceólicas y de capas superiores de Lauch con estratotipo en la sección Wetteldorf de las montañas Eifel. Aquí se expone una secuencia de margas, calizas laminares, areniscas calcáreas y calizas estromatoporosas coralinas (de unos 450 m de espesor). En el espesor se encuentran gran cantidad de corales de los géneros Favoritos, Calceola, Damophyllum, Restos de cefalópodos y conodontos.
La etapa Givetiana fue identificada en las Ardenas por J. Gossel en 1879. El nombre proviene de la ciudad de Givet, situada en el norte de Francia. Esta etapa reúne depósitos caracterizados por braquiópodos stringocefálicos, presencia de conodontos, corales y, con menor frecuencia, trilobites. El escenario está compuesto por calizas y lutitas calcáreas, calizas organógenas y organógeno-clásticas.
La etapa de Frasnian fue fundada en 1879 por J. Gossel en Bélgica. Debe su nombre al pueblo. Fran cerca de la ciudad de Kouven. En la sección de estratotipo está compuesto por lutitas y calizas arrecifales-estromato-porosas (de unos 500 m de espesor). Caracterizado por braquiópodos, conodontes, corales y bivalvos.
* La etapa Famennian fue identificada por primera vez en las Ardenas por A. Dumont en 1855. Recibió su nombre de la zona Famennian en Bélgica. Aquí se desarrollan areniscas y esquistos con capas intermedias de piedra caliza. En terrenos estratosféricos se caracteriza por una gran variabilidad. Los sedimentos marinos contienen conodontes, corales y braquiópodos, mientras que los sedimentos laguneros contienen restos de peces e huellas de plantas.
En los años 60, los investigadores checoslovacos propusieron distinguir las etapas de Lochkovian y Praga en lugar de las de Zedino y Siegen, establecidas en las secciones marinas de la depresión de Barrandova en el Macizo de Bohemia, no lejos de Praga, que estaban perfectamente caracterizadas por su fauna. Aquí también está el límite reconocido del Silúrico y el Devónico, trazado entre las etapas Przydolian y Lochkovian. En 1985, la Subcomisión Internacional de Estratigrafía del Devónico recomendó las etapas de Lochkoviano y Praga de la República Checa como etapas tipo para el Devónico inferior. Desde entonces, los geólogos han utilizado precisamente estas etapas, aunque las antiguas etapas de Zhedino y Siegen, que aproximadamente les correspondían, no han sido abolidas formalmente. Esto explica el "poder dual" en la parte inferior de la escala de niveles del sistema Devónico.
Las secciones típicas del sistema Devónico se presentan en los diagramas IV y V, en color. en
mundo organico
El mundo orgánico del período Devónico era rico y diverso. La vegetación terrestre ha logrado avances significativos. El inicio del período Devónico se caracterizó por una amplia distribución de “psiláfitos” (riniófitos), que alcanzaron su mayor prosperidad en esa época.
Arroz. 51. Restos fósiles característicos de organismos del Devónico
Braquiópodos:/ - Eurispirifer(Devónico temprano y medio), 2a, 6 - Stringocéfalo(promedio Devoniano), 3 -Karpinskia(Devónico temprano), 4 - Cyrtopirifer(principalmente Devónico tardío), 5a, b - hipotiridina(Devónico medio y tardío); cefalópodos:6 - climenia(Devónico tardío), 7 - timanitas(Devónico tardío), 8-Tornoceras(Devónico tardío); crinoideos:9 - Cupressocrinitas(Devónico medio); corales rugosos:10 - Calceola(Devónico temprano - medio), // - hexágono(Medio - Devónico tardío); conodontes:12 - Palmatolepis(Devónico tardío), 13 - Polignato(Devoniano), 14 - Icriodo(Devoniano); pez pulmonado:15 - díptero(Medio - Devónico tardío); pez con aletas lobuladas:16 - holoptico(Devónico tardío); anfibios:17 - Ictiostega(Devónico tardío); riniófitos:18 - Rinia(Devónico temprano), 19, 20 - sierradonia(Devónico temprano)
(Fig. 52, color incluido). Su predominio se observa en paisajes de humedales. A principios del Devónico medio, los riniófitos se extinguieron y fueron reemplazados por protohelechos, que comenzaron a desarrollar formas similares a hojas. En el Devónico medio ya existían todos los grupos principales de plantas de esporas. Se trata de licófitos, artrópodos y helechos, y al final del Devónico aparecieron los primeros representantes de las gimnospermas; muchos de los arbustivos se convirtieron en arbóreos y dieron lugar a las primeras capas de carbón (Spitsbergen, Barzas). La flora del Devónico tardío se llamó Archaeopteris, en honor al extendido helecho heterosporoso. Arqueopteris(Fig. 53, color incluido). Al final del Devónico, ya existían en el planeta bosques formados por las plantas enumeradas anteriormente.
Los conodontes son de mayor importancia bioestratigráfica en el Devónico. Estos representantes de los cordados primitivos, que aparecieron en el Cámbrico medio, ya ganaron una posición dominante en el Ordovícico. A finales del Devónico se observó su segundo pico de floración. Los conodontos cambiaron tan rápidamente en el Devónico que permiten distinguir más de 50 zonas estándar en los depósitos del Devónico con una duración del período Devónico de unos 50 millones de años. Este es un ejemplo sorprendente del uso de restos de organismos en rápida evolución para crear una estratigrafía ultradetallada. w Los graptolitos sobreviven en el Devónico (un género que rara vez se encuentra en el Devónico Inferior) monograpto) y cistos; La diversidad de formas de trilobites y nautiloideos se reduce drásticamente. Los braquiópodos Castle (braquiópodos) de la familia Spiriferiidae con el género principal están muy extendidos. espirifer y pentamerides (género Pentámero), corales de cuatro rayos, tabulados.
De gran importancia son los cefalópodos (Fig. 51): los órdenes Goniatita, Agonyatita y Clymenia. Tienen una línea septal simple con lóbulos puntiagudos sólidos y sillas de montar sólidas y redondeadas (goniatita), o con lóbulos y sillas de montar redondeadas (agonatita). Los clymenia son un grupo específico de amonoides antiguos, en los que el sifón estaba ubicado más cerca del lado dorsal y no del lado ventral, como en la mayoría de los representantes de la subclase de amonoides. Las clymenia eran características exclusivamente del Devónico tardío.
Por primera vez en la historia de la Tierra, los bivalvos y algunos crustáceos inferiores comenzaron a desempeñar un papel importante, lo que se asocia con la existencia de numerosas cuencas de salinidad anormal en el Devónico. Cabe señalar la abundancia de los crustáceos más pequeños: ostrácodos y filópodos.
Para la estratigrafía de los sedimentos marinos los más importantes son los conodontes, amonoides, braquiópodos, corales, tentaculitos y ostrácodos. Los vertebrados comenzaron a adquirir una importancia cada vez mayor. Los peces sin mandíbula y especialmente los peces están muy extendidos: peces pulmonados, peces con armadura, peces con aletas lobuladas, peces cartilaginosos (tiburones, rayas) (Fig. 51). En las cuencas de agua dulce y salobre, los peces aparentemente ya eran numerosos. Los primeros anfibios, los estegocéfalos, se conocen en el Devónico.
Continuó el desarrollo de la tierra por parte de plantas y animales. Entre estos últimos se encuentran los escorpiones y los ciempiés, que aparecieron en el Silúrico, así como los insectos sin alas.
Estructuras de la corteza terrestre y paleogeografía. v
Durante el período Devónico, no se producen cambios significativos en la distribución y contorno de los principales elementos estructurales de la corteza terrestre creados a principios del Devónico (plataformas, cinturones geosinclinales y Caledónidas). Esto se explica por el débil desarrollo de los procesos de plegamiento en el Devónico, que se caracterizan por una baja intensidad. Sólo al final del período apareció en algunas zonas geosinclinales bretón fase de plegado - comienzo ella-cyn era de la tectonogénesis. La fase de plegamiento bretón se establece en el noroeste de la región geosinclinal del Mediterráneo (Europea) (Península de Bretaña) y en la región geosinclinal de los Apalaches del Sur. El plegamiento de Caledonia provocó levantamientos no solo de las regiones de Caledonides, sino también de muchas plataformas. Alcanzó su máximo en el Devónico temprano. regresión, que comenzó al final del Silúrico. Las zonas de destrucción y demolición fueron las Caledonides y extensas pro-.
deambulaciones por plataformas. La sedimentación en las plataformas disminuyó drásticamente; continuó sólo en las zonas limítrofes con las Caledonides. Esta etapa se caracteriza por masas de agua continentales con una salinidad anormal. El régimen marino se ha conservado en geosinclinales.
Desde mediados del Devónico, en muchas zonas del mundo, los movimientos ascendentes dieron paso al hundimiento y se desarrolló una nueva transgresión. El mar avanzó sobre las plataformas y penetró en las Caledónidas (ver diagrama IV, color encendido).
A finales del Devónico Superior, en el Fameniano, se reanudó el levantamiento de las plataformas (fase bretona) y, en relación con ello, una cierta regresión del mar.
; Un rasgo característico del Devónico es la formación de depresiones entre montañas, en las que se acumulan sedimentos continentales terrígenos, predominantemente de color rojo, y volcánicos de varios miles de metros de espesor. Los depósitos de las depresiones entre montañas se recogen en pliegues o se encuentran planos. En algunas depresiones, son atravesadas por intrusiones y metamorfoseadas en diversos grados. La aparición de depresiones se asocia con la aparición y activación de fallas, con movimientos en bloque propios del Devónico. La formación de tales depresiones se produjo durante la final. orogénico- etapa de desarrollo de geosinclinales.
El comienzo del período Devónico (era Devónico temprano) merece el nombre geocrático eras en la vida de la Tierra, es decir, eras con predominio del régimen continental. Desde el Devónico medio las superficies ocupadas por mares han aumentado, tanto en plataformas como en zonas geosinclinales. La superficie terrestre está disminuyendo. Al mismo tiempo, se produce una nivelación general, una gradual penillanización continentes, así como áreas terrestres insulares dispersas en áreas geosinclinales. Prueba de ello es el cambio casi universal de la sedimentación terrígena, característica del Devónico temprano, a la sedimentación carbonatada. Hasta el final del período Devónico, el relieve montañoso se mantuvo más estable en las regiones de Caledonia, pero incluso allí, al final del período, resultó estar significativamente suavizado en algunos lugares, como lo demuestran las capas superiores relativamente de grano fino. de “antigua arenisca roja” de las Islas Británicas, depresiones de Minusinsk, etc. (Fig. 54).
La era del Devónico tardío, a diferencia del Devónico temprano, especialmente su primera mitad (era de Frasnian), fue una época de desarrollo generalizado de las transgresiones marinas, una época de dominio predominante del mar sobre la tierra. Eras similares en la vida de la Tierra se llaman talasocrático.
Restaurar la posición de las zonas climáticas del Devónico es difícil, ya que la vegetación terrestre es escasa. Sólo los rasgos característicos de una serie de facies continentales y lagunares del Devónico nos permiten sacar algunas conclusiones paleoclimáticas, que, sin embargo, son insuficientes para restaurar la imagen general de la zonificación climática en el período Devónico.
Al considerar las condiciones para la formación de la "antigua arenisca roja", muchos hechos apuntan al clima árido de las depresiones entre montañas en las que se acumularon estos sedimentos. Aparentemente, la parte media de la Placa Rusa se caracterizó por un clima seco y cálido en el Devónico, como lo demuestra el desarrollo generalizado de sedimentos quimiogénicos lagunares (dolomita, yeso, etc.) aquí. La misma precipitación marca una zona de clima árido dentro de Europa, que se extiende de noroeste a sureste. Otra evidencia del clima Devónico incluye las tilitas de las Montañas del Cabo de Sudáfrica (30 m de espesor) y 500 km de largo. No está claro si las acumulaciones de morrenas asociadas con esta glaciación son de origen continental o montañoso. No se conocen otras manifestaciones de actividad glacial en el Devónico.
La facies del Devónico más característica es la facies de "Old Red Sandstone". (Antigua arenisca roja) muy extendido en todos los países del hemisferio norte (Fig. 54). Se supone que es una facies desértica arenosa continental. Sin embargo, los hallazgos de restos orgánicos en arenisca roja (peces conchas, filópodos) sugieren que esta facies es mixta
Arroz. 54. Mapa esquemático del continente de arenisca roja antigua y su zona limítrofe / - los principales afloramientos modernos de arenisca roja antigua; 2 - macizos hercinianos (devónico marino); S-S- la frontera norte de las transgresiones marinas hacia el continente de la antigua arenisca roja; yu yu- límite sur de la distribución de antiguas capas de arenisca roja en el Devónico marino de Europa Central (Ginou, 1952)
laguna-continental y laguna-mar. Además de la "antigua arenisca roja", las facies lagunares suelen estar representadas por facies de cuencas salobres cerradas. Formaron las facies petrolíferas de lutitas cipridinas y las peculiares facies Domanik de la parte europea de Rusia.
Historia del desarrollo de plataformas.
Plataforma NORTEAMERICANA (CANADIENSE): una plataforma precámbrica que cubre la mayor parte del norte. América y alrededor. Groenlandia. El sótano sobresale a la superficie dentro del Escudo Canadiense en las partes central y noreste de la plataforma. La cubierta sedimentaria de las placas está compuesta por rocas de las edades Ordovícico-Carbonífera y Pérmica (placa del Medio Continente), Paleozoica, Mesozoica y Cenozoica (placa de las Grandes Llanuras).
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Diccionario enciclopédico de Brockhaus y Euphron
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Gran enciclopedia soviética
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Gran diccionario enciclopédico
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Diccionario ortográfico de la lengua rusa.
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Juntos. Aparte. Con guión. Libro de referencia del diccionario
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Diccionario de ortografía-libro de referencia
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Plataforma norteamericana (canadiense)
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América ocupa la posición de una línea divisoria de aguas entre las extensiones de los océanos Atlántico y Pacífico.
Al oeste está delimitado por estructuras montañosas plegadas que se elevan abruptamente sobre el lecho profundamente sumergido del Océano Pacífico. En el este, los continentes tienen costas abrasivas. El talud continental es muy definido y empinado, y se eleva a cierta distancia de la costa por encima de las grandes profundidades del Océano Atlántico.
Las enormes masas de tierra del hemisferio occidental (América del Norte y del Sur) son estructuras continentales independientes e históricamente desconectadas. Al mismo tiempo, ambos continentes tienen mucho en común. Sus contornos en forma de cuña tienen dirección sur. La mayor parte del terreno está orientada al norte. Las costas occidentales de los continentes están bordeadas por altas cadenas montañosas, mientras que la parte oriental está dominada por llanuras. América del Norte se encuentra mucho más al oeste en relación con América del Sur. Los continentes están separados por una zona móvil latitudinal, en la que se ubican los arcos insulares de las Antillas y las estructuras montañosas de Centroamérica, ya articuladas con los continentes. La región antillana-mexicana, como señalamos (Bondarchuk, 1946), es un análogo estructural de Indonesia, ubicada entre los continentes de Asia y Australia.
Plataforma norteamericana. Se puede rastrear un basamento precámbrico cristalino en la mayor parte de América del Norte. En la región del Escudo Canadiense se encuentran rocas de edad precámbrica. Bloques individuales del Precámbrico aparecen en Colorado, las Montañas Rocosas y en las provincias de cuenca y cresta. La mayor parte de la plataforma norteamericana está cubierta por una gruesa capa de plataforma sedimentaria. En el norte, en algunas islas del archipiélago ártico y en Groenlandia, el basamento cristalino se encuentra bajo una gruesa capa de hielo.
El modelo de estructura de la plataforma norteamericana, a la luz de los datos de K. K. Stockwell (1967) y F. B. King (1967), se caracteriza por tales características. La parte más antigua del basamento cristalino en la cuenca de la Bahía de Hudson, la parte central de EE.UU. y las islas árticas está cubierta por una cubierta de plataforma. El Escudo Canadiense tiene una estructura zonal de zonas plegadas de edad precámbrica, aumentando gradualmente sus límites. Las estructuras paleozoicas y posteriores plegadas, que de la misma manera construyeron la plataforma, determinaron las características modernas de la tectoorogenia del continente norteamericano.
Dentro del territorio considerado se distinguen los pliegues precámbricos (King, 1967): Kenoran, Hudson, Elson y Grenville. Deforman gruesos estratos precámbricos, que tienen una composición compleja. Las formaciones más antiguas del escudo se consideran formaciones vulcanógenas y sedimentarias ubicadas entre campos de gneis y otras rocas metamórficas. Estas formaciones, al igual que los gneises circundantes, albergan numerosas intrusiones de gabro y granito de diferentes edades. Las zonas plegadas precámbricas caracterizan provincias individuales.
El pliegue de Kenoran se encuentra en el sureste del escudo en las provincias Superior y Slane, así como en su parte noroeste, limitando con estructuras más jóvenes. Su edad es de 2390 millones de años.
Los estratos no perturbados de la cubierta de la plataforma de la era proterozoica se encuentran en la superficie nivelada del plegamiento de Kenoran. El plegamiento huroniano cubre depósitos proterozoicos y gneises y granitos indivisos más antiguos. Ocupa la parte noreste del escudo, donde linda con el pliegue de Kenoran. En la parte noroeste del Escudo Canadiense, el pliegue huroniano se encuentra entre las áreas del pliegue de Kenoran. En Labrador y el borde sur de las Montañas Rocosas, provincia de Nain, pero según F.B. King, estas estructuras fueron reelaboradas por plegamiento olsoniano posterior.
El plegamiento huroniano del escudo canadiense se expresa en las provincias de Churchill, Bor y Sur. Su edad está determinada por el Proterozoico temprano y medio, hace unos 1640 millones de años. El plegamiento de Elson se considera del Proterozoico medio-tardío. Terminó hace 1280 millones de años.
En el basamento plegado huroniano, los sedimentos del Proterozoico tardío se encuentran horizontalmente.
En el sureste del Escudo Canadiense existe una zona del pliegue de Grenville, concentrada principalmente en la provincia de Grenville. Durante la era del plegamiento de Grenville, se modificaron las estructuras más antiguas. Este plegamiento se remonta al Proterozoico Superior. Terminó hace unos 800 millones de años. Sobre la base plegada huroniana se conserva en algunos lugares una cubierta de plataforma del Proterozoico tardío.
Las intrusiones de rocas básicas, principalmente gabros y anortositas, así como sienitas alcalinas, juegan un papel importante en la estructura del Escudo Canadiense. Estas rocas se consideran más antiguas que los granitos. Estos últimos son de diferentes edades y están asociados a las correspondientes fases de plegamiento. Las mayores intrusiones se concentran en los estratos del piso estructural de Kenoran. Entre las formaciones postorogénicas se distinguen las “estructuras circulares”, que se consideran formaciones criptovolcánicas. Representan anillos de rocas muy dislocadas de la cubierta de la plataforma y algunos de ellos pertenecen a formaciones precámbricas. Estructuras circulares individuales atraviesan los depósitos de Kenoran y Grenville. Contienen rocas ígneas y brechas volcánicas de edad post-Ordovícico. Entre las formaciones de plataformas, también se conocen diques de gabro y diabasa. Donde queda expuesto el basamento cristalino, se pueden rastrear en relieve todas estas rocas.
El basamento precámbrico de la plataforma norteamericana está completamente nivelado. Está fuertemente dividido por fallas en bloques, cuyas diferentes posiciones crean una serie de depresiones y colinas (Nalivkin, Gostintsev, Grossheim, 1969).
La cubierta de la plataforma del Escudo Canadiense está compuesta por rocas sedimentarias y volcánicas, su ocurrencia es horizontal o ligeramente perturbada. La antigüedad de los depósitos de cobertura varía. En la región del Lago Superior, la serie Keninawan de cubierta de plataforma forma un sinclinal amplio. Sus capas están rotas por fallas y contienen numerosas intrusiones laminares de gabro. En la parte occidental del escudo y hasta la Cordillera, la cubierta de plataforma está formada por la serie sedimentaria del Cinturón, también de edad Precámbrica. Su posición no se ve perturbada.
En la región de la Bahía de Hudson, entre el escudo y los Apalaches, en la estructura del escudo intervienen sedimentos de la era Paleozoica. Forman las tierras bajas al sur del Escudo Canadiense, las llanuras del oeste de Canadá y se extienden hasta el archipiélago ártico. Más al oeste, la cubierta de la plataforma está compuesta por rocas de edad mesozoica y cenozoica.
En la parte suroeste, la Placa de América del Norte se extiende hasta las Montañas Rocosas. Aquí está dividido por fallas en bloques separados, uno de los cuales forma la meseta del Colorado. Sin embargo, es posible que este bloque sea un macizo insular independiente, uno de los sistemas de islas de la zona de pliegue de la Cordillera. La meseta del Colorado está rodeada por todos lados por estructuras de las Montañas Rocosas. Sólo en el suroeste termina con un empinado saliente hacia el valle de Gila.
La superficie de la meseta se eleva a 1800-2600 m sobre el nivel del mar. El punto más alto es el Monte San Francisco (3840 m), un volcán extinto. La superficie de la meseta está muy denudada. Por encima de él se elevan montañas de mesa ootans y laccolitos individuales. Los valles fluviales forman grandiosos cañones de hasta 1800 m de profundidad.
La base de la Meseta del Colorado está compuesta por rocas cristalinas de edad Precámbrica. Están cubiertos por una secuencia de rocas sedimentarias en capas horizontales desde el Paleozoico hasta el Cuaternario.
De gran importancia son las intrusiones de rocas ígneas y depósitos volcánicos, y los flujos de lava en las afueras de la meseta. Los volcanes extintos y los lacolitos constituyen rasgos característicos de los paisajes de la meseta.
El Precámbrico del Escudo Cristalino de Groenlandia, según B.F. King (1967), tiene mucho en común con la estructura del Escudo Canadiense. Se compone de varias islas cubiertas por una capa de hielo común.
La base precámbrica de la plataforma norteamericana está bordeada por sistemas plegados de diferentes edades ubicados entre el cratón y los océanos que bañan el continente. El más antiguo de los sistemas inuit (Caledonia) se encuentra a lo largo del Océano Ártico en el norte de Groenlandia y en el norte del archipiélago ártico. Las formaciones de la zona plegada del este de Groenlandia se consideran sintectónicas con las inuit. En el noreste de Groenlandia, ambas ramas del Caledonpd están articuladas. Desde aquí, la zona de pliegue del este de Groenlandia se extiende hacia el sur a través de Scoresby Sound. La estructura de la estructura plegada del Naleozoico temprano incluye sedimentos del Cámbrico, Ordovícico, Silúrico muy denso y, en algunos lugares, Devónico. En la superficie de la alineación de Caledonides se encuentra una cubierta de plataforma de sedimentos del Carbonífero, Pérmico y Mesozoico. En algunos lugares, la aparición de estos depósitos se ve perturbada por fallas.
La parte sureste de la plataforma norteamericana está bordeada por la zona plegada de los Apalaches (Herciniano). La formación de esta zona se completó a principios del Mesozoico. En la estructura de los Apalaches participan tanto formaciones sedimentarias como ígneas. Forman un terreno montañoso.
En el suroeste, una continuación de los Apalaches es la región plegada de Ouachita. Sus estructuras altamente alineadas están enterradas en un área significativa bajo formaciones más jóvenes. Se extienden hacia el Océano Pacífico, hasta México, y se pueden rastrear bajo la Cordillera, atravesando el rumbo de sus estructuras.
Desde el oeste, la plataforma norteamericana está enmarcada por el sistema plegado de la Cordillera, que se extiende desde el norte de Alaska hasta América del Sur, donde continúa con los Andes de Venezuela y Colombia. Las Cordilleras se formaron en el lugar de varios arcos de islas y constan de partes de diferentes edades y diferentes estructuras.
La zona interior de la Cordillera incluye formaciones más antiguas, dislocadas y penetradas por intrusiones en el Mesozoico Medio (orogenia de Nevada). En los márgenes exteriores de la zona, la formación de estructuras se desarrolló más tarde, en el Cretácico Superior y el Paleógeno (plegamiento de Laramie, orogenia de las Montañas Rocosas y Columbia Británica). En el período Terciario en la zona móvil cordillerana, se desarrollaron plegamientos en cuencas locales. En este momento, la tectónica de fallas y el vulcanismo asociado jugaron un papel importante.
Como resultado del derramamiento de basaltos de meseta, surgieron grandes mesetas volcánicas en los estados de Oregón, Washington, Columbia Británica y Groenlandia. Su efusión también continuó en el período Cuaternario. En esta época se formaron campos volcánicos en el estado de Idaho en el sur de México, etc., así como crestas volcánicas paralelas al rumbo general de plegamiento en Cascade Range, estructuras que se extienden a lo largo de la costa del Pacífico en Centroamérica desde Guatemala hasta la Costa. Rica.
A lo largo de la costa del Pacífico y en la parte occidental de la Cordillera se distingue la zona plegada del Pacífico. Las estructuras del sistema insular antillano se consideran sincrónicas con él. Las deformaciones en esta zona continúan hasta el día de hoy.
La estructura de la plataforma norteamericana se caracteriza por las mismas características que otras partes precámbricas de la corteza continental. Su formación se produjo alrededor de centros, componentes de arcos de islas. El proceso de formación de estructuras en América del Norte se ha desarrollado naturalmente a lo largo de la historia geológica. Sus estructuras están fijadas espacialmente y no tienen capas de deriva.
El relieve de la plataforma se caracteriza por una gran suavidad, grandes áreas de llanuras acumulativas combinadas con tierras altas montañosas. La belleza de los paisajes del país se ve enriquecida por formas extremadamente diversas de denudación, que se presentan en grandes superficies y, a menudo, de enormes dimensiones. Sus características reflejan la influencia del clima en la geografía física de las llanuras esteparias, los semidesiertos, las islas árticas cubiertas de nieve, los países montañosos y los subtrópicos boscosos.
Plataforma Sudamericana. El basamento cristalino precámbrico de América del Sur está expuesto en la mitad norte del continente. Sus proyecciones individuales son conocidas en el sur de Argentina y Chile. En el noroeste y oeste, la plataforma está enmarcada por la zona montañosa plegada de los Andes. Las montañas y los salientes de los cimientos están separados por un anteprofundo. Hacia el Océano Atlántico, la plataforma forma un talud continental empinado y tiene costas abrasivas. La configuración general de la costa de América del Sur refleja completamente la configuración de la parte adyacente de la Cordillera del Atlántico Medio.
En la estructura de la plataforma sudamericana se distinguen los escudos guineano, central u occidental de Brasil, costero o oriental de Brasil. Las protuberancias precámbricas aisladas en la parte sur del continente son los escudos Apa, Tebicuari, Uruguay, Norte de Buenos Aires, Pampa Block Country, Macizo Sur de Mendosa, Escudos Severo-Patagónico y Patagónico Sur. Están separados por las depresiones del Amazonas, Parnaíbico, San Francisco, Paraná y los basaltos asociados de la meseta de la Sierra General, las cuencas del Plata o Chaco-Pampa, Río Negro, Chubut y Santa Cruz. Dentro de sus límites se encuentran estratos de espesa plataforma.
El Escudo Guayanés se encuentra en el norte de América del Sur, entre las cuencas del Orinoco y del Amazonas. Su distribución corresponde generalmente a las Tierras Altas de Guayana. La superficie del escudo se encuentra entre 500 y 1000 m en el oeste y entre 200 y 500 m sobre el nivel del mar en el este. El punto más alto es el pico Roranma - 2771 m. Las tierras altas están limitadas al sur por pendientes pronunciadas y al este por crestas rocosas. Al pie de las laderas hay una llanura montañosa que desciende gradualmente hacia las tierras bajas amazónicas.
La estructura del escudo contiene sedimentos del Cámbrico Medio y Superior. Se considera que los más antiguos son la hornblenda y otros gneises, los esquistos de mica y los gneises de granito. A él se asocian intrusiones de gabro, así como depósitos de diabasa y andesita. Las formaciones más jóvenes de Guayana incluyen cuarcitas ferruginosas y una serie vulcanógena de tobas predominantemente basálticas y andesíticas. En la parte británica de la Guayana, la serie volcánica se compone de tobas estratificadas, aglomerados, lavas, cuarcitas, lutitas y filitas. Esta serie está atravesada por intrusiones de dolerita y gabro. Contiene grandes batolitos de granito.
La sección Precámbrica más completa se describe en la Guayana Francesa (Tugarinov y Voitkevich, 1966). El Precámbrico Inferior aquí incluye el sistema Cayena, compuesto por anfibolitas, cuarcitas, hornfels, gneises y migmatitas con capas intermedias de calizas cristalinas. Estos depósitos están muy dislocados. El rumbo de sus estructuras es variable, más a menudo latitudinal. El Precámbrico Medio está representado por el sistema Paramaka. Incluye sólo estratos intensamente metamorfoseados de clorita, mica y esquistos de talco intercalados con lavas, incluidas peridotitas e intrusiones de granito. Los depósitos de Paramak están plegados. El Precámbrico Superior de la Guayana Francesa se divide en dos partes: la inferior - Serie Bonidoro y la superior - Serie Oranu. El primero está dominado por rocas detríticas, lutitas, lavas y tobas volcánicas, incluidas intrusiones graníticas; el segundo comienza con estratos de conglomerados, más arriba se encuentran cuarcitas y lutitas. También está cortado por intrusiones de granito, sus estructuras plegadas se extienden en dirección oeste-noroeste. La Serie Oranu está invadida por riolitas, que se superponen a la Serie Roranma sedimentaria-volcanógena de edad poscámbrica.
En la estructura de la parte costera del Escudo Guayanés se distinguen tres cinturones orogénicos (Shubert, 1956). El más antiguo, Hylean, cubre el sistema Cayenne. Las rocas sedimentarias e ígneas que lo componen están altamente metamorfoseadas. El cinturón medio, Guayana, incluye estratos del sistema Paramaka y el Caribe más joven, depósitos de las series Bonidoro y Oranu.
Así, el Escudo Guayanés puede considerarse como un centro independiente de formación de la corteza continental en el Precámbrico. Como en otros escudos, la expansión del terreno se produjo aquí de forma secuencial, uniéndose a un núcleo compuesto por estratos sedimentario-vulcanógenos de nuevos niveles estructurales de zonas plegadas.
Después de la consolidación, la superficie del Escudo Guayanés quedó completamente nivelada. A finales del Mesozoico, principalmente en el Cretácico, se formó sobre él una capa de areniscas de origen continental. Los restos de esta arenisca que sobrevivió a la denudación forman colinas y desempeñan un papel importante en los paisajes de las Tierras Altas de Guayana.
En el sur, el Escudo Guayanés está separado del Escudo Brasileño por la Depresión del Amazonas. Se extiende en dirección latitudinal desde el Atlántico hasta el Océano Pacífico, del cual está separado por la zona plegada de los Andes. A lo largo de la depresión fluye la roca más grande del mundo, el Amazonas, que tiene un valle tectónico (un ejemplo muy convincente de la unidad de la estructura y el relieve de la corteza terrestre). La depresión amazónica está llena de sedimentos paleozoicos y más jóvenes. Esta es una cuenca de acumulación entre islas. Su desarrollo continúa en las condiciones modernas.
El Escudo Brasileño constituye la parte central del continente sudamericano al sur de la depresión del Amazonas. La depresión meridional Paramba-São Francisco divide el escudo en partes subatlánticas occidental, central y oriental. Los Opi son considerados escudos independientes. La depresión Paramba-San Frapsis que las separa es un relicto de la cuenca entre islas. A él se asocian los valles tectónicos de Paramba, San Francisco y alto Paraná. En el sur, las depresiones de Paraná y Chaco-Pampa lindan con el escudo brasileño.
La superficie del escudo es muy irregular y significativamente elevada. Toda la extensión del escudo corresponde al Altiplano brasileño. Es una llanura ondulada ubicada en promedio a una altitud de 600 a 800 m sobre el nivel del mar. La base cristalina del escudo está rota por numerosas fallas en bloques que están significativamente desplazados entre sí. La posición de los bloques crea la apariencia orográfica de la sierra.
La parte más elevada de las tierras altas de Brasil está formada por los macizos de bloques del Pico de Bandeira (2884 m) y la ciudad de Itatnaya (2821 m sobre el nivel del mar). En la parte central de Brasil, la cuenca de los ríos Paranaiba - Tacantins se eleva a 1678 m. En el este, las tierras altas forman la Gran Escarpa, 1000-1500 m sobre el nivel del mar y terminan con una falla hacia el Océano Atlántico. A lo largo de la margen derecha de São Francisco, las crestas en bloques de la Serra do Espinhaço (hasta 1800 m) se extienden de noreste a suroeste. En el sur de las tierras altas se encuentra la vasta meseta de lava de la Sierra General, que se eleva hasta una altura de 1018 m.
La estructura del Escudo Brasileño es muy compleja y aún no ha sido suficientemente estudiada. La subdivisión estratigráfica de los complejos sedimentarios-metamórficos que la componen incluye muchísimas series y sistemas, de cuyas relaciones no existe una idea única. Convencionalmente, la estructura del basamento cristalino se divide en Precámbrico Inferior, Medio y Superior. Los más antiguos son los gneises Bacoa, cuya edad es de 2400 a 2500 millones de años. En las series Minae e Itakolomi se reconocen formaciones más jóvenes del Precámbrico Medio y Superior.
La composición de la serie Minae es bastante variable. En la región de Barbacena está representado por estratos de gneis y lutitas; al norte de Lafayette, el Precámbrico Medio incluye conglomerados, cuarcitas, dolomías, formaciones ferruginosas, filitas de grafito, coladas de lava y tobas volcánicas. El espesor de la serie supera los 3000 m. Incluye intrusiones de rocas ultramáficas y dioritas. Las ultrabasitas se transforman localmente en lutitas de serpentinita y talco. Toda la secuencia tiene un rumbo noreste. En su parte sur el plegamiento isoclinal está bien expresado. Se conocen numerosos fallos. La formación de esta serie es comparable a las formaciones Grenville de América del Norte.
La serie Itakolomi del Precámbrico superior de Brasil está compuesta por estratos sedimentario-metamórficos, que incluyen filitas, itabiritas (cuarcitas de capa delgada, flyschoides, ferruginosas), dolomitas, rocas detríticas, esquistos de talco, etc. El espesor de la serie es de aproximadamente 3000 metros.
La sección general de depósitos antiguos del escudo brasileño termina con rocas sedimentarias clásticas de las series Lavras y Bambum, cuya edad se considera precámbrica tardía - Paleozoica temprana. Algunos de los sedimentos de la serie Lavras se considerantilitas.
La estructura del Escudo Brasileño no se comprende bien. Hasta ahora, se han distinguido cuatro etapas en la historia de la formación de su estructura: 2400-2510, 1000-1100, 720-760 y 460-600 millones de años (Tugarinov, Voitkevich, 1966). Las relaciones estructurales de las partes del escudo de diferentes edades son más evidentes en el estado de Mipas Gerais. La parte central del macizo está formada por los gneises de Bacao (2400, 2510 millones de años), están bordeados por formaciones de 1350 millones de años y luego por los estratos sedimentario-metamórficos del Rio das Veijas. Limitan al este y al oeste con formaciones de la serie Minae y al sur con macizos de la serie Itakolomi.
Así, el plan general de la estructura del escudo brasileño es una expansión secuencial de los antiguos centros estructurales debido a la unión de áreas plegadas, que también es característica de la plataforma sudamericana. La consolidación del Escudo Brasileño se completó en el Precámbrico Tardío. Posteriormente, su superficie fue nivelada durante un largo período de tiempo y se convirtió en un escenario para la formación de la cubierta de la plataforma. La depresión sumergida que divide el escudo está llena de sedimentos del Paleozoico y Mesozoico. En algunos lugares, la cubierta de la plataforma del escudo está compuesta por formaciones continentales del Triásico, capas marinas del Turoniano y Paleoceno en la parte norte y en el centro, estratos horizontales continentales del Eoceno.
El relieve del Escudo Brasileño, como otros macizos precámbricos, se caracteriza principalmente por la posición de la superficie de planificación, deformada por fallas y la posición de los bloques. En las zonas expuestas, la superficie del basamento precámbrico parece una llanura montañosa u ondulada, cuyas características varían significativamente según la composición de las rocas expuestas. La superficie, cortada por la erosión, se caracteriza por un relieve rocoso. Los ríos aquí son rápidos, tipo montaña.
En los lugares cubiertos por cubierta de plataforma, el Escudo Brasileño tiene una estructura de dos pisos. El piso inferior es un zócalo cristalino, el piso superior es una cubierta de tarima. Se caracteriza por una superficie plana de mesetas y mesetas, mesas, colinas atípicas, pendientes limitadas, pronunciadas o suaves, cuyas características en cada caso individual están determinadas por la naturaleza de los depósitos expuestos por la depudación y muchos factores climáticos.
En la parte sur del continente sudamericano, las formaciones precámbricas aparecen como macizos separados e inconexos, que en el pasado representaban islas independientes. Su estructura ha sido muy mal estudiada.
La estructura del escudo cristalino uruguayo se divide en Precámbrico Inferior, Medio y Superior. Los depósitos del Precámbrico Inferior se extienden a lo largo del valle de La Plata y tienen un rumbo sublatitudinal. Incluyen varios gneises y esquistos de mica que albergan intrusiones de granito. El Precámbrico Medio - Formación Minae de Uruguay - incluye cuarcitas masivas, lentes de calizas cristalinas, lutitas talcosas y depósitos volcánicos. Las intrusiones están representadas por rocas alcalinas y granitoides. Las rocas del Precámbrico superior se agrupan en la serie Otgua. Estos últimos incluyen brechas volcánicas y cuarcitas, trituradas en pliegues. Sus estructuras se extienden en las direcciones meridional y noreste.
Entre Uruguay y el escudo brasileño, un vasto territorio está ocupado por la meseta volcánica de la Sierra General, conectada estructuralmente a la cuenca del Plata. La meseta tiene una superficie plana y ligeramente disecada.
A lo largo de Paraguay se destacan macizos cristalinos en la parte central de América del Sur: los horsts de Ana y Tebicuari. En el sur del continente, las protuberancias precámbricas se concentran en el oeste y lindan con la zona móvil del Pacífico. En la Patagonia forman escudos separados, separados por grandes depresiones. En el Precámbrico del centro de Argentina se conocen filitas y grauvacas, plegadas en pliegues. Se considera que su edad es Precámbrica Tardía. En las cordilleras de Catamarca, La Rioya y San Luis, los estratos metamórficos albergan batolitos de granito. Los gneises de los cerros bonaerenses albergan intrusiones de diorita.
Todavía hay muy pocos datos sobre las características del relieve de los macizos precámbricos de la parte sur de la plataforma sudamericana.
Desde el oeste, América del Sur limita con la grandiosa muralla de la Cordillera Sudamericana, que separa la plataforma del Océano Pacífico. Entre la plataforma y el sistema montañoso plegado hay una vaguada al pie de las estribaciones, formada principalmente por depósitos cenozoicos. La estructura de la Cordillera es compleja y une partes de diferentes edades. El modelo de sección transversal de la zona plegada cordillerana de este a oeste consta de los siguientes elementos estructurales:
1) una plataforma que se hunde abruptamente hacia el oeste;
2) los Andes en profundidad;
3) Cordillera Oriental, compuesta por depósitos sedimentarios de edad Paleozoica, plegada. En su borde exterior, este sistema plegado contiene masas aisladas de esquistos precámbricos, incluidas intrusiones de granito;
4) Cordillera Occidental, compuesta por sedimentos marinos de edad Mesozoica y formaciones volcánicas más jóvenes. Sus conos volcánicos forman los picos más altos: Chimborazo 6310 m, Cotopaxi 5943 m. En la estructura de las montañas se destaca un batolito alargado a lo largo del rumbo de las montañas;
5) restos o, más precisamente, islas, principalmente estructuras hercinianas. Toda la cresta montañosa se eleva abruptamente por encima de las profundas depresiones adyacentes del fondo del Océano Pacífico.
Hay cuatro fases en la formación de la estructura de la Cordillera Sudamericana. La tiza contenía importantes pliegues y fallas. Se formaron empujes y la actividad volcánica se intensificó. La formación de estructuras alcanzó su mayor fuerza a principios del Oligoceno, cuando se formó la Cordillera Oriental. La actividad volcánica comenzó en los Andes y continúa hasta el día de hoy. Un nuevo aumento de los movimientos se produjo en el Mioceno. Entonces surgieron muchas fallas y faltas, acompañadas de numerosas intrusiones. Las rocas intrusivas de esta edad son especialmente comunes en las estribaciones andinas. Posteriormente se desarrolló una superficie niveladora en los Andes. La última fase de formación de montañas ocurrió en el Pleistoceno. Como resultado de un levantamiento arqueado general, se formaron los Andes modernos. El levantamiento estuvo acompañado de enormes fallas y movimientos de bloques, que crearon la topografía montañosa moderna (King, 1967).
La estructura de la Cordillera Sudamericana, como bien afirma W. Oppenheim (Oppenheim, 1948), es el resultado final del desarrollo del arco insular del Mesozoico Tardío, compuesto por rocas ígneas. Las islas estaban separadas del continente por una depresión geosinclinal y del océano por una profunda depresión. Esta estructura surgió en el Cretácico, durante la primera fase de la orogénesis en los Andes. Desde entonces, la frontera estructural occidental del continente ha cambiado poco. A principios del Cenozoico, las islas, en cuya estructura participaban rocas volcánicas, se unieron gradualmente en un eje montañoso. El geosinclinal adyacente estaba poblado de masas terrígenas y calizas de origen marino. La acumulación continuó hasta el Oligoceno Medio. A mediados del Cenozoico se formó la Cordillera Oriental. La secuencia de elevación de las montañas se refleja en las superficies de las plantaciones y las terrazas de los ríos, lo que indica un rejuvenecimiento periódico de la erosión del valle.
El análisis estructural y geomorfológico muestra que el continente de América del Sur tiene una estructura heterogénea. Sus componentes principales son los escudos de Guayana y Brasil y la depresión amazónica que los separa, las partes más antiguas del continente. Se caracterizan por una extensión sublatitudinal. La parte sur del continente une estructuras de diferentes edades, cuyos elementos principales son los sistemas de islas paleotectónicas, en el este, los macizos cristalinos de la parte sur de los escudos orientales brasileño, costero y uruguayo, en el oeste, el país en bloques de Pampa, escudos patagónicos norte y sur, etc. Entre los sistemas oriental y occidental, la cuenca del Plata en el sur tiene la misma importancia en la estructura del continente que la cuenca del Amazonas en el norte. Con la formación en el Cenozoico de los arcos insulares del complejo sistema plegado de la Cordillera Sudamericana se determinó la configuración y orografía final de América del Sur.
Estructura geológica de América del Norte.
En la base América del norte y la mayoría de Groenlandia mentiras precámbricas Plataforma norteamericana, que a veces se llama canadiense. Los cimientos de la plataforma en algunos lugares se enfrentan superficie, formando Escudo canadiense-Granland. El escudo formado por fallas está formado por rocas volcánicas metamorfoseadas y gneis graníticos de edad Arcaica y Proterozoica temprana. cinturón de Grenville, que se extiende en la parte sureste blindaje, formado por rocas del Precámbrico temprano y formaciones clásticas carbonatadas del Proterozoico metamorfoseadas.
Como lo demuestran los estudios geofísicos y los datos de perforación, la base, cubierta por una capa sedimentaria, también está compuesta por rocas volcánicas sedimentarias metamorfoseadas del Precámbrico Inferior y gneises de granito. En el edificio montañas Rocosas Estados Unidos está siendo visto rocas cristalinas del precámbrico temprano. Cubierta sedimentaria plataformas se extienden al sur, oeste y norte del Escudo Canadiense, y sus mayorárea observada en la región Medio continente y grandes llanuras. La profundidad de la base cambia, por lo que una serie de grandes depresiones – sineclizar, con una profundidad de $3$-$4$ km y bóvedas – anteclisa. Parte de la plataforma en los cortes suroeste. zona movil montañas ouachita.
En la franja meridional Grandes llanuras continuó en el Mesozoico hundimiento y acumulación Sedimentos costero-marinos y continentales. Finalmente, los sedimentos marinos fueron sustituidos por sedimentos continentales al principio era cenozoica, y después de esto vino completo drenaje de plataforma.
cubierta paleozoica plataformas además del Medio Continente y las Grandes Llanuras también se extiende a Ártico su pendiente. Aquí forma la parte sur del archipiélago ártico canadiense. Poco profundo pero grande sineclizar La Bahía de Hudson está llena de formaciones similares en composición y edad. Su parte central está compuesta sedimentos continentales delgados Jurásico y Cretácico.
caledónidas El noreste de Groenlandia son los más enlace antiguo Marco plegado de la plataforma norteamericana. En forma de mantos tectónicos, se encuentran empujados hacia el borde de la plataforma y están compuestos por una gruesa capa de rocas sedimentarias terrígenas-carbonatadas del Paleozoico Inferior. A lo largo de la falla, la llamada línea logan, el sistema de pliegues de la isla de Terranova y los Apalaches del Norte bordean el Escudo Canadiense.
Línea logan representa empuje estratos geosinclinales del Paleozoico hacia la plataforma Paleozoica y Precámbrica. Angosto graben con sedimentos continentales y lavas basálticas también hay Norte y Sur Apalaches. Esto es evidencia de que antes de entrar en la etapa de desarrollo de la plataforma, el sistema de los Apalaches era fragmentado.
Zona Plegado herciniano dentro de las tierras bajas costeras -del Golfo de México- bloqueadas por poderosos Depósitos cenozoicos. Sistema Archipiélago ártico canadiense y norte Groenlandia relacionado con Plegado herciniano, compuesto por depósitos de carbonatos terrígenos del Cámbrico-Devónico.
doblada cinturón cordillerano, ubicada a lo largo de la costa del Pacífico, limita casi en toda su longitud con plataforma norteamericana, con la excepción de Alaska. Aquí este cinturón está limitado por el sistema de crestas. Arroyos. El principal sísmicamente activo Zona norteamericana.
Nota 1
La zona se caracteriza por ser destructiva. temblores– Alaska ($1964), Mexicano ($1985), San Francisco ($1906). En el futuro esta zona sigue siendo propenso a los terremotos, especialmente en aquellos lugares donde se cruza con fallas transformadoras latitudinales del Océano Pacífico.
Alivio de América del Norte
El relieve de América del Norte se caracteriza por una cantidad bastante grande. variedad y contraste.
Casi reemplazado llanuras planas en la parte central del continente hay vastas extensiones montañosas, vecino al este con baja Apalaches.
En el oeste, las Llanuras Centrales son adyacentes a Cordilleras. Los picos de estas estructuras montañosas son agudos y alcanzan una altura de más de 6.000 m. El relieve del continente y sus características están asociados a la historia del desarrollo geológico del territorio. Antiguo La Placa Norteamericana y su basamento cristalino formado a lo largo Eras Arcaica y Proterozoica. cristal canadiense blindaje en relieve corresponde Laurenciano elevación.
En cocina, ubicadas al sur del Escudo Canadiense, son Llanuras centrales y grandes. Las Grandes Llanuras se extienden de norte a sur a lo largo de 3.500 kilómetros y están situadas en la parte occidental de la plataforma. Su altura alcanza los 1.500$ m, lo que puede explicarse por los poderosos levantamientos de la corteza terrestre en la zona del plegamiento de la Cordillera.
sur de Laurenciano las colinas están ubicadas Llanuras centrales. En el sur del continente se encuentran Submexicana y Atlántica Las tierras bajas se formaron sobre la base de una plataforma joven cubierta por una capa de depósitos sedimentarios. Apalaches Son montañas antiguas, erosionadas, con crestas aplanadas y bajas. El plegamiento en ellos se produjo durante los períodos Caledonio y Hercínico.
En el oeste del continente, comenzó un grandioso plegamiento en Era Mesozoica como resultado de la colisión de placas litosféricas y continúa hasta el día de hoy. Originado aquí Cordillera se extendía en dirección meridional por $9000$ km, con un ancho de $1600$ km.
Las montañas no terminan en el sur del continente, sino que continúan en Sudamerica. La cumbre de la Cordillera es el monte. McKinley, cuya altura es de $6193$ m. En las crestas de la Cordillera continúan numerosas fallas en el fondo del Océano Pacífico. Las montañas se caracterizan por tener las mayores volcanes planetas - Popocatépetl y Orizaba.
Nota 2
No sólo interna, sino también externo Los procesos participaron en la formación del relieve. Se cubrieron las regiones del norte del continente hasta $ 40 $ paralelos glaciar, que en tamaño excedía el área de Australia en $2 veces. El movimiento del glaciar niveló la superficie e incluso pulió las rocas. El glaciar creó miles de colinas de gran extensión y muchos accidentes geográficos pequeños.
Además del glaciar, los participantes activos en la formación del relieve fueron: aguas superficiales, subterráneas y eólicas. Por ejemplo, el trabajo del río. Colorado creado gran Cañón, cuya profundidad es $1600$ my la longitud es $400$ km. El más grande del planeta. Mamontov se formó la cueva subterráneo agua y actividad viento propició la aparición de dunas, dunas y otras formas de relieve.
Minerales continentales
Subsuelo de América del Norte rico en minerales y están relacionados con su estructura geológica. El más grande del mundo. mineral Los depósitos ocurren en el área. Escudo de cristal canadiense, donde se encuentran rocas ígneas y metamórficas de poca profundidad. Los mayores depósitos se concentran aquí. hierro, níquel, cobre, uranio, molibdeno.
Carbón Ubicado en una gruesa capa de rocas sedimentarias. Llanuras centrales, y costero tierras bajas y plataforma Los mares tienen grandes sedimentos. petróleo y gas. La producción de hidrocarburos se realiza tanto en tierra como desde mexicano bahía. Las depresiones intermontanas de los Apalaches también tienen importantes reservas. piedra carbón
EN Cordillera Se concentran grandes depósitos de minerales de origen tanto ígneo como sedimentario. Hay minerales de metales no ferrosos, oro, mercurio. En el este y en la depresión de la corteza terrestre entre Cordilleras y la placa norteamericana mentir petróleo, gas, carbón. Importantes reservas y diversos recursos minerales son una importante base de materias primas naturales para el desarrollo económico de los países ubicados en este continente.
Alivio de América del Norte principalmente departamento, porque la mayor parte se encuentra dentro plataformas. Las partes occidental y oriental del continente se formaron en diferentes momentos geológicos. occidental Parte en el Mesozoico y Cenozoico, A oriental parte en Paleozoico.
Nota 3
Los antiguos y arruinados Apalaches se encuentran en el este del continente, y las altas y jóvenes Cordilleras se encuentran en el oeste. Asociado a las peculiaridades de la estructura geológica. riqueza y variedad recursos minerales del continente. Y minerales como carbón, petróleo, gas natural, hierro, níquel, minerales de molibdeno y uranio tener importancia global.
