Північноамериканська платформа.

: Північно-Американській та Карибській. Найбільшою з них є Північноамериканська плита, на якій знаходиться практично весь континент, а також острови Північного Льодовитого океану, включаючи Гренландію. Слід зазначити, що західний кордон плити проходить через територію Євразії по Верхоянському хребту таким чином, що північний край Далекого Сходу Росії геологічно також є частиною Північної Америки. До Карибської плити належить південь континенту, і навіть острови Карибського моря. Тут найяскравіше виражена тектонічна активність, оскільки йде активне зіткнення плити з Північно- та Південно-Американською плитами.
Північну Америку можна розділити втричі частини: західну гірську, стародавню платформу і східну, що належить до древньої складчастості. Західна сформувалася переважно в мезозої і включає Кордильєри, окремі її ділянки продовжують своє формування і зараз. До платформи належить Гренландія, Канадський щит, Лабрадор, Центр Північної Америки. Стародавня складчастість відноситься до Герцинського віку і представлена ​​Аппалачами, Пріатлантичної та Прімексиканської низовинами.
Найтектонічніші райони Америки розташовані на її західному - тихоокеанському узбережжі, від Алеутських островів до Панамського перешийка. Тут розташовується більшість вулканів, багато хто з них залишаються діючими, такі як: Момотомбо, Тахумулько, Орісаба, Попокатепетль, Колима, Шаста, Рейнір, Санфорд і вулкан Вельяминова на Алясці. Тут знаходиться ряд тектонічних розломів, у районі яких постійно існує загроза землетрусів. Найбільш відомим із них є розлом Сан-Андреас. Небезпека цього розлому полягає в тому, що поруч із ним розташовуються великі містаСполучених Штатів - насамперед Сан-Франциско та Лос-Анжелес. Раніше тут вже траплялися руйнівні землетруси, проте за останні десятиліття міста значно зросли, тож нові подібні катаклізми в наші дні призведуть до колосальних руйнувань. Ще одним небезпечним вулканом є сплячий вулкан на території першого національного парку США – Єллоустон (Yellowstone). Сьогодні вулкан проявляє себе лише у вигляді більш ніж трьох тисяч гейзерів на території парку, що є найкрасивішою та унікальною пам'яткою природи. Одним з найбільш відомих гейзерів є гейзер Старий служака (Old Faithful), що вивергається в середньому кожні 90 хвилин ось уже багато років. Проте, за прогнозами геологів, у разі пробудження Єллоустонський вулкан, Відбудеться вибух, що перевершує за потужністю виверження Кракатау, а наслідки цього виверження позначаться на кліматі всієї планети. На щастя, подібні катаклізми відбуваються на Землі не частіше, ніж раз на кілька десятків тисяч років. Як зазначалося вище, дуже великий сейсмічної активністю характеризуються і острови Карибського моря. Останній страшний землетрус стався там у січні 2010 року в районі острова Гаїті, від наслідків якого ця найбідніша країна Західної півкулі ще повністю не оговталася досі.

Величезний вплив на рельєф материка надали річки, що прорізали в схилах гір величезні долини і каньйони, найвидатнішим з яких є каньйон річки Колорадо або Великий каньйон (Grand Canyon). В результаті геологічні оголення, що сфомувалися тут, представляють історію останніх 1,5 мільярдів років.
Крім річок, на рельєфі Північної Америки відбилася діяльність льодовиків. Континент є самим північним материкомЗемлі, і в епохи заледенінь значна його частина опинялася під льодовиковим панциром, завтовшки до кількох кілометрів (зараз такий льодовиковий шар залишився хіба що у Гренландії та на островах Канадського Арктичного архіпелагу). Льодовик, у міру свого утворення, змінював під собою поверхню землі, формуючи височини і улоговини. Котловини надалі були заповнені водою і в наші дні, коли льодовик відступив, перетворилися на безліч великих і дрібних озер.

Велике Ведмеже озеро (Great Bear Lake) Найбільше льодовикове озеро Північної Америки, що сформувалося в Плейстоцені, а також незліченну кількість дрібніших льодовикових озер навколо нього. (При більш детальному збільшенні, видно, як озера витягуються в борозни, виточені льодовиком у скелях)

Ця платформа на початку силуру зазнала короткочасного підняття внаслідок прояву таконської фази складчастості в Аппалацькій геосинкліналі. Регресія змінилася трансгресією зшироким поширенням карбонатних відкладень та рифогенних утворень.

Силурійські Відклади представлені вапняками та доломітами. У нижньосилурійських розрізах тут багато рифових будівель, у верхньому силурі з'являються галогенні породи, особливо на сході платформи – ангідрити, гіпси та кам'яна сіль.

Наприкінці силуру у Північній Америці з'явилися величезні солеродні басейни. Потужність силуру вимірюється кількома сотнями метрів. У западинах вона зростає, наприклад, у Мічиганській западині – до 1,5 км.

Гондвана

Південні материки в силурі, як і раніше, стоять вище за рівень моря, і силурійські опади незначні, але там, де вони є (по периферії Гондвани), представлені теригенними утвореннями.

У південно-американській частині Гондвани наприкінці ордовика - на початку силуру відбулася перебудова, ймовірно, спричинена впливом каледонської складчастості. У силурі площа моря збільшилась. Виникли западини меридіонального спрямування. Вони накопичувалися значної потужності (до 800-1200 м) уламкові опади з підлеглими карбонатними прошарками. В Амазонській западині (широтного напряму) спостерігаються морські піщано-глинисті опади потужністю 100 м. У пізньому силурі і самому початку девону знову відбулися підняття як наслідок пізньокаледонських рухів.

На африканській частині Гондвани піщані товщі наприкінці ордовика і силуру змінилися темними глинами з граптолітами. У північній частині басейну з'явилися карбонатні мули. Околицями області морського накопичення відкладалися прибережні піски. Потужність силурійських порід зазвичай невелика. На Аравійському півострові силур представлений безперервним розрізом піщано-глинистих утворень значної потужності. Наприкінці силуру в Африці повсюдно почалася регресія, що особливо чітко проявилася в Аравії.

Австралійська частина Гондвани у силурі була переважно сушу.

Історія розвитку геосинклінальних поясів Північно-Атлантичний геосинклінальний пояс

Грампіанська геосинклінальна область.Грампіанська геосинкліналь. Розріз силуру Уельсу - стратотипической місцевості, де було виділено силурійська система, можна побачити на схемі III, кол. вкл.

Силур залягає на ордовику зі структурною незгодою, спричиненою таконською складчастістю. В основі лландовери лежать конгломерати і пісковики, що вище змінюються піщано-глинистою товщею з черепашниками; численні пентамериди (потужність лландовірі сягає 1,5 км). Венлок літологічно різноманітний: водних районах вапняно-глинисті породи та з-

вестняки з залишками брахіопод та коралів (300-400 м), в інших - потужна товща пісковиків та алевролітів (потужність -1,2 км). Лудловські відкладення переважно карбонатні: вапняки, вапняно-глинисті сланці, вапняні алевроліти. Численні строматопорати, корали, брахіоподи (потужність - 0,5 км). Зустрічаються викопні банки з Conchidium knighti.У верхній частині ярусу є пласт так званої костеносної брекчії, що складається з частин і уламків кісткового покриву панцирних риб.

Описаний розріз трьох ярусів відноситься до "раковинних" утворень - мілководні відкладення значної потужності, що містять вказану фауну.

Відомий і інший тип розрізу цих ярусів - у вигляді малопотужної товщі граптолітових сланців. Глинистий матеріал у разі відкладався на глибоководних ділянках моря. Третій тип розрізу – змішаний. У ньому присутні породи першого та другого типів.

Найвища частина розрізу силуру в Англії виділяється як даунтонський ярус (потужність -0,6-0,9 км). Це червоно- і ряболоцвіті піщано-глинисті породи з прошарками червоних мергелів. Вони зустрічаються раковинки остракод і іхтіофауни. Поступово даунтон змінюється нижнім червонобарвним девоном. Все це перекривається зі структурною незгодою конгломерат середнього девону.

У Уельсі загальна потужність силуру 3 км. Відкладення зібрані у складки та метаморфізовані. Каледонська складчастість виявлялася неодноразово та супроводжувалася магматизмом.

У скандинавській частині Грампіанської геосинкліналі накопичувалися потужні уламкові товщі, спочатку типово морські, а до кінця силуру - континентальні.

Урало-Монгольський геосинклінальний пояс

Урало-Тянь-Шанська геосинклінальна областьпростягається від Нової Землі до південного Тянь-Шаню.

Уральська геосинкліналь. Відкладення силуру широко розвинені на Уралі. На західному схилі Уралу відбувалося спокійне накопичення товщі карбонатних та теригенних опадів (до 2 км) у міогеосинклінальних умовах. На східному схилі, в евгеосинкліналі, накопичуються лави та туфи, крем'янисті сланці та вапняки (потужність – 5 км). У силурі на Уралі було закладено основні геотектонічні структури, які пізніше перетворилися на існуючі антиклінорії та синклінорії. Силур Уралу західного та східного схилів містить однакову фауну, що свідчить про єдиний у силурі геосинклінальний уральський басейн. ,; На території західного схилу Уралу та на Новій Землі панували міогеосинклінальні умови, тому тут накопичувалися карбонатні та карбонатно-глинисті відкладення (500-1500 м) з різноманітним комплексом органічних залишків. Дрібноводні прибережні піщано-галькові породи відомі на західній околиці Північного Уралу (Полюдів кряж). На заході центральної частини Уралу, на Пай-Хої та місцями на Новій Землі оголюються чорні глинисті граптолітові сланці.

Каледонська складчастість, на противагу іншим геосинкліналям Урало-Монгольського пояса, для Уралу не характерна; вона не викликала структурних незгод, але каледонськими вважають ультраосновні та основні інтрузії центральної зони.

Відкладення силуру широко поширені в казахстанської частини Урало-Монгольського поясуВони представлені типовими геосинклінальними утвореннями значної потужності із залишками багатої фауни. Характерні горизонти брахіоподових та коралових вапняків.

У розрізі хр. Чингізтау силур представлений лише нижнім відділом (див. схему III, кол. вкл). Силурійські відкладення (до 2,5 км) накопичувалися в евгеосинклінальних морських умовах із сильним вулканізмом. Активно виявлялася каледонська складчастість. Найбільш сильно виражена остання - пізньокеледонська - фаза складчастості, яка призвела до відступу моря з території хр. Чингізтау, до завершення першої, власне геосинклінальної, стадії його розвитку.

ня. Вінчаючі розріз порожнистого залягають нижньо-і середньодевонські ефузіви і туфи кислого складу накопичувалися вже в наземних умовах. Їх зазвичай виділяють у вулканогенну моласу орогенного етапу розвитку. Зі складчастістю пов'язано неодноразове використання великих граніто-ідних інтрузій.

Алтаї-Саянська складчаста область.Відомі відкладення силуру там же, де і ордовика, але на заході переважають вапняки та теригенні породи з багатою фауною, на сході (Західний Саян, Тува) зростає роль грубоуламкових порід з збідненою фауною. Потужність силурійських відкладень на заході 4,5 км., на сході – до 7,5 км.

У розрізі силуру Західної Туви (див. схему III, кол. вкл.) силурійські відкладення (чергацька серія) залягають згідно з ордовикськими. Вони мають велику потужність (2,5-3 км), складаються з піщано-глинистих порід із прошарками, пачками та лінзами вапняків. Найбільша карбонатність приурочена до середньої частини розрізу. Фауна багата та різноманітна. Це строматопорати, та-буляти, геліолітиди, ругози, криноїди, мшанки, брахіопод, трилобіти. Багато місцевих (ендемічних) форм. Очевидно, у силурі тут існував мілководний морський басейн з невеликими рифами, кораловими та криноїдними чагарниками, з банками брахіопод. Ендемізм фауни говорить про утруднене сполучення з іншими морями. До кінця силуру басейн поступово скоротився, обмілів, змінилася його солоність, у ньому вижили лише евригалінні організми.

В ордовику, силурі та початку девону у Західній Туві утворився єдиний величезний (10 км) трансгресивно-регресивний тувінський комплекс із морськими відкладеннями в середній частині та червонокольоровими континентальними породами у підошві та покрівлі. Відкладення тувинського комплексу зібрані у складки та прорвані невеликими основними та кислими інтрузіями. Верхня частина розрізу складена потужними наземними ефузівами нижнього девону і червоноцвітими уламковими породами середнього девону. Це континентальні відкладення міжгірських западин, утворені під час регресії, спричиненої каледонською складчастістю. -" У розрізі Західної Туви чітко виділяються три структурні поверхи, що різко відрізняються один від одного: перший - нижній кембрій; другий - ордовик, силур, низи девону; третій - верхня частина нижнього девону і середній девон. Поверхи фіксують різні етапи геологічного розвитку: перший - евгеосинклінальний, третій - орогенний, а другий - проміжний (перехідний) На другому етапі прогинання розвивалося на вже консолідованому фундаменті, режим нагадував міогеосинклінальний.

Таким чином, каледонська епоха тектогенезу охопила райони північно-західного Казахстану, частково Гірського Алтаю, північного Тянь-Шаню та східну частину Алтає-Саянської складчастої області – Західний Саян та Туву, де виникли каледоніди.

Середземноморський геосинклінальний пояс

У європейській частині цього поясу зберігаються умови, близькі до описаних в ордовику. Це, як і раніше, острівна суша Франко-Чеського масиву (Молданубська брила) і морські умови на північ і південь від нього (Празький синклінорій, див. схему III, кол. вкл.). У північній Європі накопичуються пісковики, чорні глинисті сланці, бітумінозні вапняки (потужність - 0,5 км), з'являються крем'янисті сланці, які зобов'язані проявам підводної вулканічної діяльності. У південній Європі, між Франко-Чеським масивом і Атласькими горами в Африці, силур представлений одноманітними фаціями: чорні глинисті сланці з граптолітами, що у верхах розрізу вапняками, що змінюються.

У Азіатської геосинклінальної областісилур відомий у Туреччині, на Кавказі, у гірських спорудах Ірану, Афганістану, на Памірі.

Тут у евгеосинклінальних умовах накопичувалися потужні товщі теригенних порід та вулканітів основного та кислого складу, або невеликої потужності теригенно-карбонатні фації у міогеосинклінальних зонах (Загрос Гімалаї та ін.).

Корисні копалини

Поклади кам'яної солі,промислові родовища нафтиі газувідомі на Північно-Американській (Канадській) та Сибірській платформах. У силурі утворилися родовища оолітових залізнякуКлінтон (США) та ряд дрібних в Африці. З каледонськими кислими інтрузіями пов'язані родовища золотаПівнічного Казахстану, Кузнецького Алатау та Гірської Шорії.

У пізньокаледонських інтрузіях у Скандинавських горах виявлено залізо, мідь, кульгає:На Уралі відомі нікель, платина, азбест, яшми.З пегматитами пов'язані родовища рідкісних металівв Аппалачах та Східному Сибіру.

Вапняки силуру є будівельним матеріаломта гарною керамічною сировиною.

ДЕВОНСЬКИЙ ПЕРІОД - D

Загальнахарактеристика, стратиграфічніпідрозділи та стратотипи

Девонська система встановлена ​​в 1839 відомими англійськими геологами А. Седжвіком і Р. Мурчісоном в Англії в графстві Девоншир, на ім'я якого і була названа.

Тривалість девонського періоду 48 млн років, його початок 408 млн років, закінчення 360 млн років тому.

Розрізи девону Великобританії складені континентальними фаціями і ве можуть її утратить стратотипами для виділення ярусів. Тому розчленування девонської системи було проведено в Арденнах на території Бельгії, Франції і в Рейнських Сланцевих горах на території Німеччини. Девонська система підрозділяється на три відділи (табл.

Таблиця 8 Загальні стратиграфічні підрозділи девонської системи

Кордон між силуром і девоном, як зазначалося вище, проводиться на підставі грапто-літової зони Monograptus uniformis(Баррандієн, Чехія). В даний час ця межа є єдиною офіційно прийнятою Стратиграфічною комісією Міжнародного геологічного конгресу. Верхній кордон офіційно не затверджено. Зважаючи на те, що на початку девонського періоду тривала велика регресія, що почалася ще в силурі, виникло безліч різноманітних фаціальних ситуацій з відповідною фауною. Це дуже ускладнює розчленування та зіставлення розрізів і стало причиною створення "збірної" шкали, що складається з ярусів, встановлених у різних регіонах. Ярусне розподіл нижнього девону Баррандієна, Рейнської області засноване на морській фауні, а відповідних віком відкладень Англії - на залишках риб, які у лагунно-континентальних отложениях.

Жедінський ярус, названий А. Дюмоном у 1848 р. по нар. Жедин в Арденнах, об'єднує нижні верстви девону Арденно-Рейнської області. Вони представлені прибережними фаціями і трансгресивно залягають на відкладеннях кембрія (звідси випливають труднощі у визначенні точної межі з силуром). У стратотипі Нижня частинапредставлена ​​конгломератами Фепан потужністю 10-40 м, аркозами Ебб потужністю 30 м та сланцями Мондрешон з прошарками пісковиків. У пісковиках та сланцях знаходяться багаті комплекси брахіопод. У верхній частині розташовуються червоні та бордові сланці з невеликими вапняними конкреціями, з'являються прошарки червоних

та зелених пісковиків та кварцитів. Вони охарактеризовані залишками риб. Загальна потужність становить 750 м.

Назву "зигенський ярус" вперше вжив Е. Кайзер, позначивши їм граувакки в Рейнських Сланцевих горах. Найбільш повно зигенські граувакки представлені в області Зігерланд, де розвинені лагунні та прибережно-морські фації із залишками риб, двостулкових молюсків та бра-хіопод. Потужність відкладень у стратотиповому розрізі становить 4 км.

Емський ярус встановлений К. Дорлодо в 1900 р. у містечку Емс поблизу Кобленця в Рейнській області. Відкладення цього ярусу представлені товщею пісковиків, кварцитів та сланців із прошарками вулканічних порід. Потужність сягає 2 км. У шарах зустрічаються скупчення брахіопод, двостулкових молюсків і рідко коралів (рис. 51).

Раніше зигенський та емський яруси об'єднувалися в один ярус, який називався кобленцським. Проте згідно з рішенням Міжнародної стратиграфічної комісії нижній девон нині приймається обсягом трьох ярусів.

Ейфельський ярус названий А. Дюмоном в 1848 р. по Ейфельських горах, де знаходиться стратотипічний розріз. Обсяг ярусу видозмінений і після робіт М. Дюссельдорфа в 1937 р. прийнятий в об'ємі кальцеолових і верхньокультріюгатових лаухських верств зі стратотипом у Веттельдорфському розрізі Ейфельських гір. Тут оголюється товща мергелів, плитчастих вапняків, вапняних пісковиків та коралово-строматопорових вапняків (потужністю близько 450 м). У товщі в велику кількістьзустрічаються корали пологів Favosites, Calceola, Damophyllum,залишки цефа-лопод та конодонтів.

Живецький ярус виділено в Арденнах Ж. Госселе в 1879 р. Назва походить від м. Живе, розташованого в Північній Франції. Цей ярус поєднує відкладення, охарактеризовані стрингоцефаловими брахіоподами, присутністю конодонтів, коралів та рідше трилобітів. Складається ярус вапняками та вапняними сланцями, органогенними та органогенно-уламковими вапняками.

Франський ярус встановлений 1879 р. Ж.Госселе в Бельгії. Назву отримав від дер. Фран поблизу м Кувена. У стратотиповому розрізі складається сланцями та рифовими коралово-стромато-поровими вапняками (потужністю близько 500 м). Охарактеризований брахіоподами, конодонтами, коралами та двостулковими молюсками.

* Фаменський ярус вперше виділено в Арденнах А. Дюмоном у 1855 р. Назва отримав від місцевості Фамен у Бельгії. Тут розвинені пісковики, сланці із прошарками вапняків. У стратоти-йічній місцевості характеризується великою мінливістю. У морських відкладеннях присутні конодонти, корали та брахіоподи, а в лагунних - залишки риб та відбитки рослин.

У 60-ті роки чехословацькі дослідники запропонували замість жодінського та зигенського виділяти лохківський та празький яруси, встановлені у чудово охарактеризованих фауною морських розрізах Баррандової мульди у Богемському масиві неподалік Праги. Тут же знаходиться визнана межа силуру та девону, що проводиться між пржидольським та лохківським ярусами. Міжнародна підкомісія зі стратиграфії девону рекомендувала в 1985 р. лохківський та празький яруси Чехії як типові для низів девону. З того часу геологи користуються саме цими ярусами, хоча відповідні їм колишні жединський і зигенський яруси формально не скасовані. Цим і пояснюється "двовладдя" у нижній частині ярусної шкали девонського системи.

Характерні розрізи девонской системи представлені на схемах IV і V, кол. вкл.

Органічний світ

Органічний світ девонського періоду був багатий та різноманітний. Значного прогресу досягла наземна рослинність. Початок девонського періоду характеризувався широким поширенням "псилафітів" (рініофітів), що досягли в цей час найбільшого розквіту

Мал. 51. Характерні копалини залишків девонських організмів

Брахіоподи:/ - Euryspirifer(ранній та середній девон), 2а, 6 - Stringocephalus(Середнійдевон), 3 -Карпінська(ранній девон,), 4 - Cyrtospirifer(переважно пізній девон), 5а, б - Hypothyridina(Середній і пізній девон); головоногі молюски:6 - Clymenia(пізній девон), 7 - Timanites(пізній девон), 8 - Tornoceras(Пізній девон); криноїдії:9 - Cupressocrinites(Середній девон); корали-ругози:10 - Calceola(ранній - середній девон), // - Hexagonaria(Середній - пізній девон); конодонти:12 - Palmatolepis(пізній девон), 13 - Polygnathus(Девон), 14 - Icriodus(Девон); подвійні риби:15 - Dipterus(Середній - пізній девон); кістепері риби:16 - Holoptychius(Пізній девон); земноводні:17 - Ichthyostega(Пізній девон); рініофіти:18 - Rhynia(ранній девон), 19, 20 - Sawdonia(ранній девон)

(Мал. 52, кол. вкл.). Їхнє панування спостерігається в заболочених ландшафтах. На початку середнього девону рініофіти вимерли, їх змінили пропороть, у яких почали утворюватися листоподібні форми. У середньому девоні існували всі основні групи спорових рослин. Це плаунові, членистостебельні та папороті, а в кінці девону з'явилися і перші представники голонасінних; багато хто з чагарникових перетворився на деревоподібні і дали початок першим пластам вугілля (о.Шпіцберген, Барзас). Пізньодевонська флора отримала назву археоп-терісової, на ім'я широко поширеної різноспорової папороті Archaeopteris(Мал. 53, кол. вкл.). Наприкінці девону на планеті вже існували ліси, що складаються з перелічених вище рослин.

Найбільше біостратиграфічне значення девоні мають конодонти. Ці представники примітивних хордових, які у середньому кембрії, вже у ордовику завоювали панівне становище. У пізньому девоні спостерігається другий пік їхнього розквіту. Конодонти настільки швидко змінювалися в девоні, що дозволяють виділяти в девонських відкладеннях понад 50 стандартних зон за тривалістю девонського періоду близько 50 млн. років. Це яскравий приклад використання залишків організмів, що швидко еволюціонують, для створення наддетальної стратиграфії. w У девоні доживають граптоліти (один рідко зустрічається в низах нижнього девона рід Monograptus)та цистоідеї; різко скорочується різноманітність форм трилобітів та наутилоідей. Широко поширені замкові плечіногі (брахіоподи) з сімейства спіриферид з головним родом Spiriferта пентамерид (рід Pentamerus),чотирипроменеві корали, табуляти.

Істотними за своїм значенням є головоногі молюски (рис. 51): загонів гоніатити, аго-нйатити та клименії. У них спостерігається проста перегородкова лінія з цільними загостреними лопатями та цілісними округлими сідлами (гоніатитова), або з округлими лопатями та сідлами (агоніатитова). Клименії - специфічна групастародавніх амоноїдів, у яких сифон розташовувався ближче до спинної сторони, а не до черевної, як у більшості представників підкласу амоноїдів. Клименії були характерні виключно для пізнього девону.

Вперше в історії Землі велику роль стали грати двостулки та деякі нижчі ракоподібні, що пов'язано з існуванням у девоні численних басейнів ненормальної солоності. Слід зазначити велику кількість дрібних ракоподібних - остракод і філопод.

Для стратиграфії морських відкладень найбільш важливе значення мають конодонти, амоноїди, брахіоподи, корали, тентакуліти та остракоди. Все зростаюче значення стали набувати хребетних. Широко поширені безщелепні і особливо риби: дводикодих, панцирні, кістепері, хрящові (акули, скати) (рис. 51). У прісноводних та солонуватоводних басейнах риби, мабуть, були вже численні. З девону відомі перші земноводні – стегоцефали.

Продовжувалося освоєння суші рослинами та тваринами. Серед останніх тут зустрічаються скорпіони та багатоніжки, що з'явилися ще в силурі, а також безкрилі комахи.

Структури земної корита палеогеографія v

Протягом девонського періоду не відбувається суттєвих змін у розподілі та контурі основних структурних елементівземної кори, створених до початку девону (платформи, геосинклінальні пояси та каледоніди). Це слабким розвитком в девоні складчастих процесів, які й відрізняються невеликою інтенсивністю. Тільки наприкінці періоду у деяких геосинклінальних областях виявилася бретонськафаза складчастості – початок гер-цинськоїепохи тектоногенезу. Бретонська фаза складчастості встановлена ​​на північному заході Середземноморської (Європейської) геосинклінальної області (п-ів Бретань) та в Південно-Апалацькій геосинклінальній області. Каледонська складчастість призвела до підняття не лише областей каледонідів, а й багатьох платформ. У ранньому девоні досягла свого максимуму регресія,що почалася ще наприкінці силуру. Областями руйнування.і зносу стали каледоніди та великі про-.

подорожі платформ. Осадокопичення на платформах різко скоротилося, воно тривало лише на ділянках, прикордонних з каледонідами. Для цього етапу характерні внутрішньоконтинентальні водойми з ненормальною солоністю. У геосинкліналях зберігся морський режим.

З середини девону у багатьох районах світу висхідні рухи змінилися зануреннями, розвивалася нова трансгресія. Море наступало на платформи і проникало в межі каледонідів (див. схему IV, кол. вкл.).

Наприкінці пізнього девону, у фаменське століття, знову почалося підняття платформ (бретонська фаза) і у зв'язку з цим деяка регресія моря.

; Характерною особливістюдевона є утворення міжгірських западин, у яких накопичувалися континентальні теригенні, переважно червонокольорові відкладення та вулканіти потужністю кілька тисяч метрів. Відкладення міжгірських западин зібрані в складки або лежать порожнім. У деяких западинах вони прорвані інтрузіями, різною мірою метаморфізовані. Поява западин пов'язана з виникненням та активізацією розломів, з характерними для девону блоковими рухами. Формування таких западин відбувалося при заключному - орогенному- етап розвитку геосинкліналей.

Початок девонського періоду (ранньодевонська епоха) цілком заслуговує назви геократичноїепохи у житті Землі, тобто епохи з величезним переважанням континентального режиму. З серед-недевонской епохи збільшуються площі, зайняті морями, як у платформах, і у геосинклінальних областях. Площі ж суші зменшуються. Одночасно відбувається загальне вирівнювання, поступове пенепленізаціяконтинентів, і навіть острівних ділянок суші, розкиданих площі геосинклінальних областей. Про це свідчить майже повсюдна зміна теригенного осадонакопичення, характерного для раннього девону, на карбонатне. До кінця девонського періоду гірський рельєф зберігався найбільш стійко в областях каледонід, але і там до кінця періоду він виявився місцями значно згладженим, про що говорить відносна тонко-зернистість верхніх пластів "стародавнього червоного пісковика" Британських островів, Мінусинських западин та ін. (Рис. 54).

Пізньодевонська епоха на противагу ранньодевонській, особливо її перша половина (франське століття) була часом широкого розвитку морських трансгресій, часом переважаючого панування моря над сушею. Подібні епохи у житті Землі називаються таласократичними.

Відновлення положення кліматичних зондевона представляє труднощі, тому що наземна рослинність убога. Тільки характерні рисиряду континентальних та лагунних фацій девону дозволяють зробити деякі палеокліматичні висновки, недостатні, проте, для відновлення загальної картини кліматичної зональності в девонському періоді.

При розгляді умов утворення "стародавнього червоного пісковика" безліч фактів вказує на посушливий клімат міжгірських депресій, в яких відбувалося накопичення цих опадів. Сухим і спекотним кліматом характеризувалася, мабуть, у девоні середня частина Російської плити, про що свідчить широке розвиток тут лагунних хемогенних опадів (доломіти, гіпси та інших.). Цими ж опадами намічається в межах Європи зона посушливого клімату, що простягається з північного заходу на південний схід. З інших свідчень клімату девону – тиллі-ти Капських гір Південної Африки (потужність 30 м), довжиною 500 км. Неясно, материковий чи гірський генезис мають пов'язані з цим зледенінням морені накопичення. Інших проявів льодовикової діяльності у девоні невідомо.

Найбільш характерною фацією девону є фація "давнього червоного пісковика" (Old Red sandstone),широко поширена у всіх країнах Північної півкулі (рис. 54). Передбачається, що це є континентальна фація піщаних пустель. Однак знахідки органічних залишків у червоному піщанику (панцирні риби, філоподи) змушують вважати цю фацію суміші.

Мал. 54. Схематична карта континенту древнього червоного пісковика і обрамляє його зони / - найголовніші сучасні виходи древнього червоного пісковика; 2 - герцинські масиви (морський девон); С-С- північний кордон морських трансгресій на континент стародавнього червоного пісковика; Ю-Ю- південна межа поширення прошарків стародавнього червоного пісковика в морському девоні Середньої Європи (Жинню, 1952)

шанної лагунно-континентальної та лагунно-морської. Крім "стародавнього червоного пісковика" лагунні фації часто представлені фацією замкнутих солонуватоводних басейнів. Вони формували нафтоносну фацію ципридинових сланців та своєрідну фацію домівки європейської частини Росії.

Історія розвитку платформ

Сторінка 1

Північноамериканська платформа з усіх боків оточена гірничоскладчастими спорудами різного віку: на півночі – каледонсько-ранньогерцинська складчаста система, на сході та півдні – палеозойська складчаста система Аппалачів, Уошито та Маратона. Західним обмеженням платформи є гірський складчасто-глибовий мезозойсько-кайнозойський пояс Кордильєр. Для Кордильєр характерна наявність зон давнішого прояву складчастості чи останків древніх платформ як серединних масивів. Східна частина Кордильєр - це сучасні епі-платформні орогени Скелястих гір у США та Річардсона-Франкліна в Канаді.

Північноамериканської платформи, є субакальними утвореннями, накопичення яких відбувалося переважно в анаеробній обстановці, на тлі щодо стійкого прогинання басейну седиментації в аналізований відрізок геологічного часу.

Північноамериканської платформи, є субаквальним та утвореннями, накопичення яких відбувалося переважно в анаеробній обстановці, на тлі щодо стійкого прогинання басейну седиментації в аналізований відрізок геологічного часу.

Російської або Північноамериканської платформи, багатих нафтою, то всі ці прояви магматизму відносяться до давних-давт, минулих епох, що сягають корінням у глибоку старовину до логічної історії, luvin ж говорити про молоді розколи фундаментів, наприклад, про Жигулівський розлом пли про розломпих дислокація Поволжя, то вони не супроводжуються навіть слідами магматизму. Треба при цьому ще раз згадати, що найпотужніша товща архейсько-кристалічних порід сама по собі утворена майже націло метаморфпзоіап-пимп осадовими породами.

У зоні зчленування Північноамериканської платформи з гірничоскладчастими спорудами, що обрамляють її, розташовуються великі передові прогини - Західно-Канадський, Предуошитський, Предаппалацький, Антикості, Мелвілл-Вікторія, Пірі-Елсмір. Передгірні прогини Крейзі-Булл - Маунтінз, Паудер-Рівер, Денвер і Ратон з'єднують область епіплатформного орогенезу Скелястих гір із південною частиною Північноамериканської платформи.

У межах плити Північноамериканської платформи виділяють низку нафтоносних провінцій. У провінції Мідконтинент найбагатші поклади нафти пов'язані з відкладеннями пермського віку. Більшість родовищ розташовані у штатах Канзас та Оклахома. Деякі старі родовища досі не втратили промислового значення, наприклад, родовище Ейтс, у якому зі 100 млн. т вже видобуто 65 млн. т нафти.

Регіон розташований між Північноамериканською платформою на півночі, системою глибоководних жолобів. Тихого океануна заході та таласократоном Атлантики на сході. Докембрійська Бразильська платформа займає більшу частину Південноамериканського континенту. Вона складається з Гвіанського, Західно - л Східно-Бразильських щитів та низки масивів. Пампаський масив є епіплатформним орогеном Бразильської платформи. У південній частині континенту розташована Патагонська платформа з докембрійськими та каледонськими складчастими комплексами на підставі. Північно-східну частину регіону займає південне закінчення Приатлантичної платформи, приховане водами Мексиканської затоки та Атлантичного океану.

Найбільшим геотектонічним елементом регіону є давня Північноамериканська платформа. Вона охоплює більшу частину континенту майже всю Гренландію та акваторії Гудзонової затоки, моря Баффіна та численних проток південної частини Арктичного архіпелагу Канади. Велика Баффіно-Лабрадорська западина виконана мезозойсько-кайно-зойським осадовим чохлом потужністю до 9 км. Південна та західна частини платформи, вкриті осадовим чохлом різних потужностей та стратиграфічного діапазону, поділяються на плити Мідконтиненту та Великих рівнин. Тут виділяються велика Західно-Техаська (Пермська) сінекліза, виконана переважно пермськими відкладеннями, западини Альберта та Додж-Сіті, прогин Анадарко, синеклізи Віллістонська та Мічигансько-Іллінойська.

У той же час відкладення тієї ж третинної системи, розвинені в межах західних областей Північноамериканської платформи п Скелястих гір, а також у центральній частині Альберте/кої западини (Канада), представлені в континентальних фаціях, регіонально не продуктивні і лише місцями (у деяких можгірних западинах) Скелястих гір) містить порівняно невеликі поклади нафти.

У той же час відкладення тієї ж третинної системи, розвинені в межах західних областей Північноамериканської платформи та Скелястих гір, а також у центральній частині Альбертської западини (Канада), представлені в континентальних фаціях, регіонально не продуктивні і лише місцями (у деяких міжгірських западинах Скелястих гір ) містять порівняно невеликі поклади нафти.

Карта нафтогазоносних басейнівСполучених Штатів Америки, складена В. Г. Левінсоном (рис. 6), охоплює більшу частину Північноамериканської платформи і прилеглих до пі складчастих споруд. Карта побудована на схематизованій тектонічній основі.

Карта нафтогазоносних басейнів Сполучених Штатів Америки, складена В. Г. Левінсоном (рис. 6), охоплює більшу частину Північноамериканської платформи та прилеглих до неї складчастих споруд. Карта побудована на схематизованій тектонічній основі.

Четверту закономірність - залежність нафтоносності від субак-вального відкладення та відновлювальної обстановки - А. А. Бакіров доводить на прикладі континентальних верхньої пермі і тріасу, що містять на Північноамериканській платформі дуже мало нафти, і на прикладі третинних відкладів, розвинених у морських фаціях і в Каліфорнії, де вони багаті на нафту, і в континентальних фаціях у Скелястих горах, де в них немає нафти.

Америка займає становище вододілового валу між просторами Атлантичного та Тихого океану.

Із заходу вона обмежена складчастими гірськими спорудами, що круто піднімаються над глибоко зануреним ложем Тихого океану. На сході материки мають абразивні береги. Материковий схил різко окреслений і крутий, височить на деякій відстані від берега над великими глибинами Атлантичного океану.

Величезні масиви суші Західної півкулі – Північна та Південна Америка – це самостійні, історично не пов'язані материкові структури. Водночас в обох материків багато спільного. Їхні клиноподібні обриси мають південний напрямок. Розширена частина суші звернена північ. Західні береги материків оздоблюють високі гірські хребти, у східній частині переважають рівнини. Північна Америка стосовно Південної розташована значно на захід. Материки поділяє широтна рухлива зона, в якій розміщені острівні дуги Антильських островів і гірські споруди Центральної Америки, які вже зчленувалися з материками. Антильсько-Мексиканська область, як ми зазначали (Бондарчук, 1946), є структурним аналогом Індонезії, що знаходиться між материками Азії та Австралії.

Північноамериканська платформа. Здебільшого території Північної Америки простежується кристалічний докембрійський фундамент. Породи докембрійського віку виявляються області Канадського щита. Окремі блоки докембрію виступають у Колорадо, Скелястих горах, у провінціях басейнів та хребтів. На більшій частині Північно-Американської платформи лежить потужний осадовий платформний покрив. На півночі, в деяких островах Арктичного архіпелагу та Гренландії, кристалічний фундамент залягає під потужним крижаним щитом.

Модель структури Північно-Американської платформи, у світлі даних К. К. Стоквелла (1967) та Ф. Б. Кінга (1967), характеризується такими особливостями. Найдавніша частина кристалічного фундаменту в басейні Гудзонової затоки, центральної частини США та Арктичних островів покрита наплатформним покривом. Канадський щит має зональну структуру із складчастих зон докембрійського віку, що поступово нарощують його межі. Палеозойські та подальші складчасті споруди, таким же чином нарощуючи платформу, визначили сучасні риси тектоорогенії материка Північної Америки.

У межах даної території виділяються докембрійські складчастості (Кінг, 1967): кеноранська, гудзонська, ельсонська та гренвільська. Вони деформують потужні товщі докембрію, що мають складний склад. Найдавнішими освітамищита вважаються вулканогенні та осадові формації, що розташовуються серед гнейсових полів та інших метаморфічних порід. Ці утворення, як і навколишні гнейси, вміщують численні різновікові інтрузії габро та гранітів. Докембрійські складчасті зони характеризують окремі провінції.

Кеноранська складчастість розміщується на південному сході щита в провінціях Верхньої та Слейн, а також у північно-західній його частині в облямуванні молодших структур. Вік її 2390 млн років.

На вирівняній поверхні кеноранської складчастості залягають непорушені товщі на платформний покров протерозойського віку. Гуронська складчастість охоплює протерозойські відкладення і давніші нерозчленовані гнейси та граніти. Вона займає північно-східну частину щита, де прилягає до кеноранської складчастості. У північно-західній частині Канадського щита гуронська складчастість розташована між областями кеноранської складчастості. На Лабрадорі та південній околиці Скелястих гір, провінція Нейн, але за даними Ф. Б. Кінга, ці структури перероблені пізнішою, ольсонською, складчастістю.

Гуронська складчастість на Канадському щиті виражена в провінціях Черчілл, Бор та Південній. Вік її визначається раннім та середнім протерозою близько 1640 млн. років тому. Ельсонська складчастість вважається середньо-пізньопротерозойською. Вона завершилася 1280 млн років тому.

На гуронському складчастому фундаменті пізньопротерозойські відкладення залягають горизонтально.

На південному сході Канадського щита розташована область гренвільської складчастості, зосереджена переважно у провінції Гренвілл. В епоху гренвільської складчастості древніші структури були повторно перероблені. Належить ця складчастість до пізнього протерозою. Завершилася вона близько 800 млн років тому. На гуронській складчастій основі в окремих місцях зберігся наплатформний покрив пізньопротерозойського віку.

У структурі Канадського щита важливу роль відіграють інтрузії основних порід, переважно габро та анортозити, а також лужні сієніти. Ці породи вважаються давнішими за граніти. Останні різного вікута пов'язані з відповідними фазами складчастості. Найбільші інтрузії зосереджені у товщах кеноранського структурного поверху. Серед посторогенних утворень виділяються «кругові структури», які вважаються криптовулканічними утвореннями. Вони є кільцями сильно дислокованих порід на платформного покриву і деякі з них відносяться до докембрійських утворень. Окремі кругові структури проривають кеноранські та гренвільські відкладення. Вони полягають вивержені породи і вулканічні брекчії постордовикского віку. Серед платформних утворень відомі також дайки габро та діабазів. Там, де кристалічний фундамент оголений, всі ці породи простежуються у рельєфі.

Докембрійський фундамент Північноамериканської платформи цілком вирівняний. Він сильно розчленований розломами на блоки, різне становище яких створює ряд западин і пагорбів (Наливкін, Гостінців, Гроссгейм, 1969).

На платформний покрив Канадського щита складений осадовими і вулканогенними породами, їх залягання горизонтальне або слабо порушене. Вік відкладів покриву неоднаковий. У районі Верхнього озера серія Кенінавану платформного покриву утворює широку синкліналь. Шари її розбиті скидами та вміщують численні пластові інтрузії габро. У західній частині щита і до Кордильєра на платформний покрив утворює осадова серія Белт також докембрнйського віку. Залягання її не порушено.

У районі Гудзонова затоки, між щитом та Аппалачами, у будові щита беруть участь відкладення палеозойського віку. Вони складають низовину на південь від Канадського щита, рівнини Західної Канади і простягаються в Арктичний архіпелаг. Далі на захід на платформний покрив складний породами мезозойського та кайнозойського віку.

У південно-західній частині Північноамериканська платформа тягнеться до Скелястих гір. Тут вона розбита розломами на окремі блоки, один із яких утворює плато Колорадо. Однак, можливо, цей блок є самостійним острівним масивом, одним із системи островів складчастої зони Кордильєр. Плато Колорадо з усіх боків обмежене структурами Скелястих гір. Тільки на південному заході воно обривається крутим уступом до долини Хили.

Поверхня плато піднімається на 1800–2600 м над рівнем моря. Найвища точка – гора Сан-Франциско (3840 м) – згаслий вулкан. Поверхня плато дуже денудована. Над нею піднімаються столові оотанцові гори та окремі лаколіти. Річкові долини утворюють грандіозні каньйони глибиною до 1800 м-коду.

Цоколь плато Колорадо складають кристалічні породи докембрійського віку. На них залягає горизонтальношарова товща осадових порід від палеозойського до четвертинного віку.

Велике значення мають інтрузії магматичних порід та вулканогенні відкладення, а на околицях плато – лавові потоки. Згаслі вулкани та лаколіти становлять характерні риси ландшафтів плато.

Докембрій Гренландського кристалічного щита, за свідченням Б. Ф. Кінга (1967), має багато спільного із структурою Канадського щита. Він становить кілька островів, покритих загальним крижаним покривом.

Докембрійський фундамент Північно-Американської платформи оздоблюють різновікові складчасті системи, розташовані між кратоном і океанами, що омивають материк. Найдавніша з іннуїтських систем (каледонська) розташована вздовж Північного Льодовитого океану в Північній Гренландії і на півночі Арктичного архіпелагу. Синтектонічними з іннуїтськими вважаються утворення східногренландської складчастої зони. На північному сході Гренландії обидві гілки каледонпд зчленовуються. Звідси східногренландська складчаста зона простягається на південь через затоку Скорсбі. У будові ранньоналеозойської складчастої структури беруть участь відкладення кембрійського, ордовицького, дуже потужні силурійського та місцями девонського віку. На поверхні вирівнювання каледонід лежить на платформний покрив з кам'яновугільних, пермських та мезозойських відкладень. Подекуди залягання цих відкладень порушено скидами.

Південно-східну частину Північно-Американської платформи оздоблює Аппалацька (Герцинська) складчаста зона. Формування цієї зони завершувалося в ранньому мезозої. У будові Аппалачів беруть участь як осадові, і магматичні освіти. Вони утворюють гористий рельєф.

На південному заході продовженням Аппалачів є складчаста область Вачіта. Сильно вирівняні структури її поховані на значній площі під молодішими утвореннями. Вони простягаються у бік Тихого океану, до Мексики, і простежуються під Кордильєрами, залягаючи навхрест простягання їхніх структур.

З заходу Північно-Американську платформу обрамляє складчаста система Кордильєр, що простягається від Аляски північ до Південної Америки, де продовженням їх є Анди Венесуели та Колумбії. Утворилися Кордильєри дома декількох острівних дуг, складаються з різновікових і різної структури частин.

Внутрішня зона Кордильєр включає давніші освіти, дислоковані і пронизані інтрузіями в середньому мезозої (невадська орогенія). На зовнішніх околицях зони структуроутворення розвивалося пізніше - у пізньому крейді та палеогені (Ларамійська складчастість, орогіння Скелястих гір та Британської Колумбії). У третинному періоді в Кордильєрській рухомій зоні складчастість розвивалася у місцевих басейнах. Саме тоді велику роль грала розломна тектоніка і пов'язаний із нею вулканізм.

Внаслідок виливу платобазальтів виникли великі вулканічні плато у штатах Орегон, Вашингтон, Британській Колумбії та Гренландії. Виливання їх тривало також у четвертинному періоді. У цей час утворилися вулканічні поля в штаті Айдахо Південної Мексики та ін., а також вулканічні кряжі, паралельні загальному простяганню складчастості в Каскадному хребті, структури, що тягнуться вздовж узбережжя Тихого океану Центральній Америцівід Гватемали до Коста-Ріки.

Уздовж Тихоокеанського узбережжя та в західній частині Кордильєра виділяється Тихоокеанська складчаста зона. Синхронними їй вважають структури Антильської острівної системи. Деформації у цій зоні тривають і зараз.

Структура Північно-Американської платформи характеризується такими ж рисами, як і інші докембрійські частини материкової земної кори. Формування її відбувалося навколо центрів. складових частинострівні дуги. Процес структуроутворення Північної Америки закономірно розвивався протягом усієї геологічної історії. Її структури просторово фіксовані, немає шарів дрейфу.

Рельєф платформи характеризується значною згладженістю, великими територіями акумулятивних рівнин, що поєднуються з високогірними країнами. Яскравість ландшафтів країни збагачується надзвичайно. різноманітними формамиденудації, представленими великих площах і найчастіше великих розмірів. Особливості їх відображають вплив клімату на фізгеографію степових рівнин, напівпустель, покритих снігами Арктичних островів, гірських країнта вкритих лісами субтропіків.

Південноамериканська платформа. Докембринський кристалічний фундамент Південної Америки оголюється в північній половині материка. Окремі виступи його відомі на півдні в Аргентині та Чилі. На північному заході та заході платформу обрамляє складчаста гірська зона Анд. Гори та виступи фундаменту поділяє передовий прогин. У бік Атлантичного океану платформа утворює крутий континентальний схил і має абразійні береги. Загальна конфігурація берега Південної Америки повністю відбиває конфігурацію прилеглої частини Серединного Атлантичного хребта.

У структурі Південно-Американської платформи виділяються щити Гвінейська, Центральна, або Західно-Бразильська, Прибережна, або Східно-Бразильська. Ізольовані виступи докембрію в південній частині материка - це масиви і щити Апа, Тебікуарі, Уругвайський, Північних пагорбів Буенос-Ейреса, Глибова країна Пампи, масив Південної Мендоси, Соверо-Патагонський та Південно-Патагонський щити. Їх поділяють Амазонський, Парнаїбський, Сан-Франонський, Паранський прогини та пов'язані з ними платобазальти Серра-Жерал, западини Ла-Плати, або Чако-Пампаська, Ріо-Негро, Чубутська та Санта-Крус. У межах залягають товщі потужного наплатформенного покриву.

Гвіанський щит лежить на півночі Південної Америки між западинами Оріноко та Амазонською. Його поширенню загалом відповідає Гвіанське нагір'я. Поверхня щита розташовується в межах 500-1000 м на заході та 200-500 м над рівнем моря на сході. Вища точка – вершина Роранма – 2771 м. Нагір'я на півдні обмежене крутими схилами, а на сході – скелястими гребенями. Біля підніжжя схилів розташована горбиста рівнина, що поступово знижується до Амазонської низовини.

У будові щита виділяються відкладення середньо- і пізно - кембрійського віку. Найдавнішими вважаються роговообманкові та інші гнейси, слюдяні сланці та гранітогнейси. З ним пов'язані інтрузії габро, а також поклади діабазів та андезитів. До молодших утворень Гвіани відносяться залізисті кварцити, вулканогенна серія переважно базальтових та андезитових туфів. У британській частині Гвіани вулканічна серія складена шаруватими туфами, агломератами, лавами, кварцитами, сланцями та філітами. Цю серію прорізають інтрузії долеритів та габро. Вона містить великі батоліти граніту.

Найбільш повний розріз докембрію описаний у Французькій Гвіані (Тугаринов, Войткевич, 1966). До нижнього докембрію тут відноситься система Кайєна, складена амфіболітами, кварцитами, рогівками, гнейсами та мигматитами з прошарками кристалічних вапняків. Ці відкладення сильно дислоковані. Простягання структур їх мінливе, частіше за інших спостерігається широтне. Середній докембрій є системою Парамака. До неї відносяться лише інтенсивно метаморфізовані товщі хлоритових, слюдистих і талькових сланців, що перешаровуються з лавами, що включають перидотити та гранітні інтрузії. Відкладення Парамака зім'яті в складки. Верхній докембрій Французької Гвіани поділяють на дві частини: нижню – серію Бонідоро та верхню – серію Орану. У першій переважають детритові породи, сланці, лави та вулканічні туфи, що включають гранітні інтрузії; друга починається товщами конгломератів, вище залягають кварцити, сланці. Вона також прорізана гранітними інтрузіями, складчасті структури її простягаються в західно-західному напрямку. Серію Орану прорвано ріолітами, на яких залягає осадово-вулканогенна серія Роранма післякембрійського віку.

У структурі приморської частини Гвіанського щита виділяють три орогенічні пояси (Shubert, 1956). Найдавніший – Гілейський – охоплює систему Кайєна. Осадові та вивержені породи, що її складають, сильно метаморфізовані. Середній пояс – Гвіанський – включає товщі системи Парамака та наймолодший Карибський – відкладення серій Бонідоро та Орану.

Таким чином, Гвіанський щит можна розглядати як самостійний центр формування материкової земної кори у докембрії. Як і інших щитах, розширення суші відбувалося тут послідовно, причленованием до ядру, складеному осадочно-вулканогенными товщами нових структурних поверхів складчастих зон.

Після консолідації поверхня Гвіанського щита повністю вирівняна. У пізньому мезозої, переважно у крейді, на ньому утворився покрив із пісковиків континентального походження. Вцілілі від денудації залишки цього пісковика складають столові височини і відіграють помітну роль ландшафтах Гвіанського нагір'я.

На півдні Гвіанський щит від Бразильського відокремлює Амазонський прогин. Він простягається у широтному напрямі від Атлантичного до Тихого океану, від якого відокремлюється складчастою зоною Анд. Уздовж прогину протікає найбільша рока світу Амазонка, що має тектонічну долину (дуже переконливий приклад єдності структури та рельєфу земної кори). Виконаний Амазонський прогин палеозойськими та молодшими відкладеннями. Це – міжострівний басейн акумуляції. Розвиток його продовжується в сучасних умовах.

Бразильський щит становить центральну частину материка Південної Америки на південь від Амазонського прогину. Меридіональна западина Парамба-Сан-Франсиску поділяє щит на західну, центральну та східну, приатлантичну частини. Опі розглядаються як самостійні щити. Парамба-Сан-Фрапсиська западина, що розділяє їх, - релікт міжостровного басейну. З ним пов'язані тектонічні долини Парамба, Сан-Франсиско та верхньої Парани. На півдні до Бразильського щита прилягає Паранська та Чако-Пампасська западина.

Поверхня щита дуже нерівна і значно піднята. На всьому протязі щиту відповідає Бразильське нагір'я. Це хвиляста рівнина, що розташована в середньому на висоті 600-800 м над рівнем моря. Кристалічний фундамент щита розбитий численними розломами на блоки значно переміщеними відносно один одного. Положення блоків створює орографічний вигляд нагір'я.

Найбільш піднесену частину Бразильського нагір'я становлять глибові масиви Піку-ді-Бандейра – 2884 м та р. Ітатна – 2821 м над рівнем моря. У центральній частині Бразилії вододіл річок Паранаїба - Такантінс піднімається до 1678 м. На сході нагір'я утворює Великий Уступ - 1000-1500 м над рівнем моря і обривається скидним уступом до Атлантичного океану. Уздовж правобережжя Сан-Франсиску з північного сходу на південний захід простягаються глибинні хребти Серра-ду-Еспіньясу (до 1800 м). На півдні нагір'я лежить широке лавове плато Серра-Жерал, що піднімається на висоту до 1018 м-коду.

Структура Бразильського щита дуже складна та вивчена ще недостатньо. Стратиграфічний підрозділ складових його осадово-метаморфічних комплексів включає надзвичайно багато серій та систем, про взаємини яких немає єдиного уявлення. Умовно у будові кристалічного фундаменту виділяють докембрій нижній, середній та верхній. Найбільш давніми вважаються гнейси Бакоа, вік яких 2400-2500 млн років. Молодші формації середнього та верхнього докембрія виділяються в серії Мінаї та Ітаколомі.

Склад серії Мінаї досить мінливий. У районі Барбасени вона представлена ​​товщами гнейсів і сланців, на північ від Лафайєта до складу середнього докембрію включаються конгломерати, кварцити, доломіти, залізисті формації, графітові філіти, потоки лави та вулканічні туфи. Потужність серії перевищує 3000 м. Вона включає інтрузив ультраосновних порід і діоритів. Ультрабазити місцями перетворені на серпентинітові та талькові сланці. Вся товща має північно-східне простягання. У південній частині її добре виражена ізоклінальна складчастість. Відомі численні розломи. Формування цієї серії зіставляється з утвореннями Гренвілл Північної Америки.

Серія Ітаколоми верхнього докембрія Бразилії складена осадово-метаморфічними товщами, у складі яких виділяються філіти, ітабірити (тонкошарові, флішоїдні, залізисті кварцити), доломіти, детритові породи, талькові сланці та ін.

Загальний розріз древніх відкладень Бразильського щита завершується уламковими осадовими породами серій Лаврас і Бамбум, вік яких вважається пізньокембрійським - ранньопалеозойським. Частина відкладів серій Лаврас сприймається як тіліти.

Структура Бразильського щита вивчена недостатньо. Поки що виділяють чотири етапи історія його структуроутворення: 2400-2510, 1000-1100, 720-760, і 460-600 млн. років (Тугаринов, Войткевич, 1966). Структурні взаємини різновікових елементів щита найповніше виступають у штаті Міпас-Жераїс. Центральну частину масиву тут складають гнейси Бакао (2400, 2510 млн. років), їх облямовують освіти віком 1350 млн. років, далі - осадово-метаморфічні товщі Ріу-дас-Вейхас. Зі сходу і заходу їх обрамляють формації серії Мінаї, а з півдня - масиви серії Ітаколомі.

Таким чином, загальний планСтруктура Бразильського щита - це послідовне розширення стародавніх структурних центрів за рахунок приєднання складчастих областей, характерне і для Південно-Американської платформи. Консолідація Бразильського щита завершилася у пізньому докембрії. Надалі поверхня його протягом тривалого часу вирівнювалася і була ареною утворення на платформного покриву. Субмерідіональна западина, що розділяє щит, виконана відкладеннями палеозойського та мезозойського віку. Місцями платформний покрив на щиті складають континентальні утворення тріасу, морські верстви туронського та палеоценового віку в північній частині та в центрі – континентальні горизонтально залягаючі товщі еоцену.

Рельєф Бразильського щита, як та інших докембрійських масивів, характеризується передусім положенням поверхні вирівнювання, деформованої розломами та положенням блоків. В оголених місцях поверхня докембрійського фундаменту має вигляд горбистій або хвилястої рівнини, особливості якої значною мірою змінюються в залежності від складу порід, що оголюються. Розчленована ерозією поверхня характеризується скелястим рельєфом. Річки тут порожисті, гірського типу.

У місцях, прикритих на платформним покривом, Бразильський щит має двоповерхову структуру. Нижній поверх являє собою кристалічний цоколь, верхній - на платформний покрив. Він характеризується плоскою поверхнеюплато і плоскогір'я, їдальнями, зупинковими височинами, обмеженими крутими або пологими схилами, особливості яких у кожному окремому випадку зумовлені характером розкритих депудацією відкладів та багатьма кліматичними факторами.

У південній частині материка Південної Америки докембрійські освіти виступають окремими, не пов'язаними між собою масивами, що становлять у минулому самостійні острови. Структура їх вивчена дуже слабко.

У будові Уругвайського кристалічного щита виділяються нижній, середній та верхній докембрій. Нижньодокембрійські відкладення витягнуті вздовж долини Ла-Плати, що мають субширотне простягання. У їхньому складі виділяються різні гнейси та слюдяні сланці, що містять гранітні інтрузиви. До середнього докембрію - оточення Мінаї Уругваю - відносяться масивні кварцити, лінзи кристалічних вапняків, талькові сланці та вулканогенні відкладення. Інтрузиви представлені лужними породами та гранітоїдами. Верхньодокембрійські породи поєднуються в серію Отгуа. Остання включає вулканічні брекчії та кварцити, зім'яті у складки. Структури їх простягаються у меридіональному та північно-східному напрямках.

Між Уругваєм та Бразильським щитом велику територію займає вулканічне плато Серра-Жерал, структурно пов'язане з западиною Ла-Плати. Плато має плоску слабо розчленовану поверхню.

Кристалічні масиви в центральній частині Південної Америки ізольовано виступають уздовж Парагваю - горсти Ана та Тебікуарі. На півдні материка виступи докембрію зосереджені заході і прилягають до рухомий Тихоокеанської зони. У Патагонії вони утворюють окремі щити, роз'єднані великими западинами. У складі докембрія центральної частини Аргентини відомі філіти та граувакки, зім'яті у складки. Вік їх вважається пізньокембрійським. У кряжах Катамарка, Ла-Ріойя, Сан-Луїс метаморфічні товщі вміщують батоліт граніту. Гнейси пагорбів Буенос-Айреса містять інтрузії діоритів.

Про особливості рельєфу докембрійських масивів південної частини Південноамериканської платформи даних поки що дуже мало.

Із заходу Південну Америку оточує грандіозний вал Південно-Американських Кордильєрів, що відокремлює платформу від Тихого океану. Між платформою та складчастою гірською системою простягається передгірний прогин, виконаний в основному кайнозойськими відкладеннями. Структура Кордильєра складна і поєднує різновікові частини. Модель поперечного розрізу кордильєрської складчастої зони зі сходу на захід складають такі структурні елементи:

1) платформа, що круто занурюється на захід;

2) передовий прогин Анд;

3) Східна Кордильєра, складена осадовими відкладеннями палеозойського віку, зім'ятими у складки. У зовнішнього краю ця складчаста система містить ізольовані масиви кристалічних докембрійських сланців, що включають інтрузії гранітів;

4) Західна Кордильєра, складена морськими відкладами мезозойського віку та молодішими вулканогенними утвореннями. Вулканічні конуси їх утворюють високі вершини - Чимборасо 6310 м, Котопахи 5943 м. У структурі гір виділяється витягнутий по простяганню гір батоліт;

5) останці, чи, точніше, острови, переважно герцинських структур. Весь гірський вал круто піднімається над прилеглими глибокими западинами дна Тихого океану.

У освіті структури Южно-Американских Кордильєр виділяється чотири фази. У крейді було закладено головні складки та розлами. Формувалися насуви, активізувалася вулканічна діяльність. Найбільшої сили структуроутворення досягло у ранньому олігоцені, коли утворилася Східна Кордильєра. В Андах почалася вулканічна діяльність, що продовжується і в даний час. Нове посилення рухів відбулося у міоцені. Тоді виникло багато розломів та скидів, що супроводжувалися численними інтрузіями. Інтрузивні породи цього віку особливо поширені передгір'ях Анд. Пізніше в Андах було вироблено поверхню вирівнювання. Остання фаза гороутворення відбулася у плейстоціні. Через війну загального зводового підняття утворилися сучасні Анди. Підняття супроводжувалося грандіозними розломами та переміщеннями блоків, що створили сучасний рельєф гір (Кінг, 1967).

Структура Південно-Американських Кордильєрів, як справедливо стверджує В. Оппенгейм (Oppenheim, 1948), є кінцевим результатом розвитку пізньомезозойської острівної дуги, складеної виверженими породами. Острови відокремлювалися від материка геосинклінальним прогином, як від океану - глибокої западиною. Ця структура виділилася в крейду, першу фазу орогенезу в Андах. З того часу західна структурна межа материка змінилася мало. На початку кайнозою острова, у будові яких брали участь вулканічні породи, поступово з'єднувалися в один гірський вал. Прилегла до нього геосинкліналь заповнювалася теригенними масами та вапняками морського походження. Акумуляція тривала до середнього олігоцену. У середині кайнозою оформилася Східна Кордильєра. Послідовність підняття гір відображена в поверхнях вирівнювання та річкових терасах, що свідчать про періодичне омолодження ерозії долин.

Структурно-геоморфологічний аналіз показує, що материк Південної Америки має гетерогенну будову. Головні його складові - Гвіанський і Бразильський щити і Амазонський прогин, що розділяє їх, - найдавніші частини материка. Для них характерне субширотне протягом. Південна частина материка об'єднує різновікові структури, головні елементи яких становлять палеотектонічні острівні системи, на сході - кристалічні масиви південної частини Східно-Бразильського, Прибережного та Уругвайського щитів, на заході - глибова країна Пампи, Північно- та Південно-Патагонський щит. та західною системами западина Ла-Плати на півдні має таке ж значення у структурі материка, як Амазонська западина на півночі. З утворенням у кайнозої на місці острівних дуг складної складчастої системи Південно-Американських Кордильєрів визначилися остаточна конфігурація та орографія Південної Америки.