Помощь по Теле2, тарифы, вопросы

Рельеф Южной Америки разнообразен. По характеру геологического строения и особенностям современного рельефа Южная Америка разделена на две разнородные части. Восточная часть материка - это древняя Южно-Американская платформа; западная - активно развивающийся складчатый пояс Анд. Приподнятым участкам платформы - щитам - соответствуют в рельефе Бразильское и Гвианское плоскогорья. Прогибам Южно-Американской платформы соответствуют гигантские низменные равнины - Амазонская, Оринокская, система внутренних равнин (равнина Гран-Чако, Лаплатская низменность), а молодой Патагонской платформе - равнины Патагонии.

Амазонская низменность заполнена морскими и континентальными отложениями. Образована она вследствие деятельности реки Амазонки, в результате накопления принесенных течением наносов. На западе низменность очень плоская, долины рек врезаны слабо, высоты едва достигают 150 м. Северная и южная ее окраины, подстилаемые кристаллическими породами щитов, возвышенны и постепенно переходят в плоскогорья.

Бразильское плоскогорье расположено на востоке материка. Представляет собой выступы кристаллического фундамента платформы, между которыми расположены прогибы, заполненные осадочными породами и вулканическими лавами. Это самое большое поднятие в пределах платформы. Бразильское плоскогорье имеет высоты от 250-300 м на севере до 800-900 м на юго-востоке. Рельеф плоскогорья представляет собой относительно выровненную поверхность, над которой возвышаются глыбовые массивы и плато.

На севере материка к обширному выступу складчатого основания платформы приурочено Гвианское плоскогорье (300-400 м). В его рельефе преобладают ступенчатые плато.

Огромные равнины и значительные участки плоскогорий Южной Америки удобны для жизни и хозяйственной деятельности населения. (Покажите на карте крупнейшие низменности и плоскогорья и определите максимальные их высоты.)

Анды - самая длинная горная цепь на суше длиной в 9000 км. Анды представляют собой одну из высочайших горных систем земного шара. По высоте она уступает лишь Тибетско-Гималайской горной стране. Двадцать вершин Анд поднимаются на высоту более 6 тыс. м. Самая высокая из них - г. Аконкагуа (6960 м).

Образование Анд - результат взаимодействия двух литосферных плит, когда океаническая плита Наска «нырнула» под континентальную Южно-Американскую. При этом край континентальной плиты смялся в складки, образовав горы. В настоящее время горообразование продолжается. Об этом свидетельствуют извержения многочисленных вулканов и сильнейшие катастрофические землетрясения. Среди крупных вулканов можно отметить такие, как Чимборасо (6267 м), Котопахи (5897 м). Западное побережье, занятое Андами, относится к Тихоокеанскому «огненному кольцу».

Самое сильное в мире зарегистрированное в 11-12 баллов произошло в 1960 г. в Чили. В 2010 г. в Чили землетрясение унесло несколько сотен жизней. Серьезные катастрофы происходят в Андах раз в 10-15 лет.

Горная система Анд состоит из нескольких меридианально вытянутых горных хребтов. Между хребтами лежат внутренние плоскогорья и плато, высотой от 3500 до 4500 м.

Полезные ископаемые Южной Америки

Материк богат полезными ископаемыми. Богатейшие месторождения железных и марганцевых руд приурочены к древним щитам Южно-Американской платформы: центру и окраинам Бразильского плоскогорья, а также северу Гвианского плоскогорья. Крупнейшим районом добычи железных руд является Каражас. В северной части на окраинах обоих плоскогорий расположены очень крупные месторождения бокситов, сырья для алюминиевой промышленности. Бокситы залегают на небольших глубинах, и их добывают открытым способом.

В Андах разведаны руды меди (Перу, Чили), олова (Боливия), свинца и цинка (Перу). Предгорные прогибы Анд, особенно Венесуэлы и Колумбии, богаты нефтью и природным газом. Месторождения каменного угля менее значительны (Эквадор, Аргентина). Многие Андские страны известны добычей драгоценных камней. В первую очередь это относится к добыче изумрудов в Колумбии. Из благородных металлов в Южной Америке наиболее крупные запасы серебра в Перу. Пояс Анд славится также некоторыми нерудными полезными ископаемыми. Среди них первое место занимает селитра. Знаменитую чилийскую селитру и йод добывают в высохших водоемах Атакамы.

Рельеф Южной Америки более разнообразен в сравнении с Африкой и Австралией. Высокие Анды на западе отделяют основную равнинную часть материка от Тихого океана. Южная Америка отличается активной сейсмичностью. Южную Америку называют «кладовой мира». Материк богат природными ресурсами, необходимыми для развития многих отраслей хозяйства.

Эта платформа в начале силура испытала кратковременное поднятие в результате проявления таконской фазы складчатости в Аппалачской геосинклинали. Регрессия сменилась трансгрессией с широким распространением карбонатных отложений и рифогенных образований.

Силурийские Отложения представлены известняками и доломитами. В нижнесилурийских разрезах здесь много рифовых построек, в верхнем силуре появляются галогенные породы, осо­бенно на востоке платформы - ангидриты, гипсы и каменная соль.

В самом конце силура в Северной Америке возникли огромные солеродные бассейны. Мощ­ность силура измеряется несколькими сотнями метров. Во впадинах она возрастает, например, в Мичиганской впадине - до 1,5 км.

Гондвана

Южные материки в силуре по-прежнему стоят выше уровня моря, и силурийские осадки не­значительны, но там, где они имеются (по периферии Гондваны), представлены терригенными об­разованиями.

В южно-американской части Гондваны в конце ордовика - начале силура произошла пере­стройка, вероятно, вызванная влиянием каледонской складчатости. В силуре площадь моря увели­чилась. Возникли впадины меридионального направления. В них накапливались значительной мощности (до 800-1200 м) обломочные осадки с подчиненными карбонатными прослоями. В Ама­зонской впадине (широтного направления) наблюдаются морские песчано-глинистые осадки мощ­ностью 100 м. В позднем силуре и самом начале девона снова произошли поднятия как следствие позднекаледонских движений.

На африканской части Гондваны песчаные толщи в конце ордовика и в силуре сменились темными глинами с граптолитами. В северной части бассейна появились карбонатные илы. По ок­раинам области морского накопления отлагались прибрежные пески. Мощность силурийских по­род обычно небольшая. На Аравийском полуострове силур представлен непрерывным разрезом песчано-глинистых образований значительной мощности. В конце силура в Африке повсеместно началась регрессия, особенно четко проявившаяся в Аравии.

Австралийская часть Гондваны в силуре представляла собой преимущественно сушу.

История развития геосинклинальных поясов Северо-Атлантический геосинклинальный пояс

Грампианская геосинклинальная область. Грампианская геосинклиналь. Раз­рез силура Уэльса - стратотипической местности, где была выделена силурийская система, можно увидеть на схеме III, цв. вкл.

Силур залегает на ордовике со структурным несогласием, вызванным таконской складчатос­тью. В основании лландовери лежат конгломераты и песчаники, выше сменяющиеся песчано-гли-нистой толщей с ракушечниками; многочисленны пентамериды (мощность лландовери достигает 1,5 км). Венлок литологически разнообразен: в одних районах известково-глинистые породы и из-

вестняки с остатками брахиопод и кораллов (300-400 м), в других - мощная толща песчаников и алевролитов (мощность -1,2 км). Лудловские отложения преимущественно карбонатные: извест­няки, известково-глинистые сланцы, известковые алевролиты. Многочисленны строматопораты, кораллы, брахиоподы (мощность - 0,5 км). Встречаются ископаемые банки с Conchidium knighti . В верхней части яруса присутствует пласт так называемой костеносной брекчии, состоящей из ча­стей и обломков костного покрова панцирных рыб.

Описанный разрез трех ярусов относится к "раковинным" образованиям - мелководные отло­жения значительной мощности, содержащие указанную фауну.

Известен и другой тип разреза этих же ярусов - в виде маломощной толщи граптолитовых сланцев. Глинистый материал в этом случае отлагался на глубоководных участках моря. Третий тип разреза - смешанный. В нем присутствуют породы первого и второго типов.

Самая верхняя часть разреза силура в Англии выделяется как даунтонский ярус (мощность -0,6-0,9 км). Это красно- и пестроцветные песчано-глинистые породы с прослоями красных мерге­лей. В них встречаются раковинки остракод и ихтиофауны. Постепенно даунтон сменяется ниж­ним красноцветным девоном. Все это перекрывается со структурным несогласием конгломерата­ми среднего девона.

В Уэльсе общая мощность силура 3 км. Отложения собраны в складки и метаморфизованы. Каледонская складчатость проявлялась неоднократно и сопровождалась магматизмом.

В скандинавской части Грампианской геосинклинали накапливались мощные обломочные толщи, сначала типично морские, а к концу силура - континентальные.

Урало-Монгольский геосинклинальный пояс

Урало-Тянь-Шанъская геосинклинальная область протягивается от Новой Земли до южного Тянь-Шаня.

Уральская геосинклиналь. Отложения силура широко развиты на Урале. На за­падном склоне Урала происходило спокойное накопление толщи карбонатных и терригенных осадков (до 2 км) в миогеосинклинальных условиях. На восточном склоне, в эвгеосинклинали, на­капливаются лавы и туфы, кремнистые сланцы и известняки (мощность - 5 км). В силуре на Ура­ле были заложены основные геотектонические структуры, которые позднее превратились в суще­ствующие антиклинории и синклинории. Силур Урала западного и восточного склонов содержит одинаковую фауну, что свидетельствует о едином в силуре геосинклинальном уральском бассейне. ,; На территории западного склона Урала и на Новой Земле господствовали миогеосинклиналь-ные условия, поэтому здесь накапливались карбонатные и карбонатно-глинистые отложения (500-1500 м) с разнообразным комплексом органических остатков. Мелководные прибрежные песчано-галечниковые породы известны на западной окраине Северного Урала (Полюдов кряж). На западе центральной части Урала, на Пай-Хое и местами на Новой Земле обнажаются черные глинистые граптолитовые сланцы.

Каледонская складчатость, в противоположность другим геосинклиналям Урало-Монгольско­го пояса, для Урала не характерна; она не вызвала структурных несогласий, но каледонскими счи­тают ультраосновные и основные интрузии центральной зоны.

Отложения силура широко распространены в казахстанской части Урало-Монгольского по­яса. Они представлены типичными геосинклинальными образованиями значительной мощности с остатками богатой фауны. Характерны горизонты брахиоподовых и коралловых известняков.

В разрезе хр. Чингизтау силур представлен только нижним отделом (см. схему III, цв. вкл). Силурийские отложения (до 2,5 км) накапливались в эвгеосинклинальных морских условиях с сильным вулканизмом. Активно проявлялась каледонская складчатость. Наиболее сильно выраже­на последняя - позднекаледонская - фаза складчатости, которая привела к отступлению моря с территории хр.Чингизтау, к завершению первой, собственно геосинклинальной, стадии его разви-

тия. Венчающие разрез полого залегающие нижне- и среднедевонские эффузивы и туфы кислого состава накапливались уже в наземных условиях. Их обычно выделяют в вулканогенную молассу орогенного этапа развития. Со складчатостью связано неоднократное внедрение крупных гранито-идных интрузий.

Алтае-Саянская складчатая область. Известны отложения силура там же, где и ордовика, но на западе преобладают известняки и терригенные породы с богатой фауной, на востоке (Запад­ный Саян, Тува) возрастает роль грубообломочных пород с обедненной фауной. Мощность силу­рийских отложений на западе 4,5 км, на востоке - до 7,5 км.

В разрезе силура Западной Тувы (см. схему III, цв. вкл.) силурийские отложения (чергакская серия) залегают согласно на ордовикских. Они имеют большую мощность (2,5-3 км), состоят из песчано-глинистых пород с прослоями, пачками и линзами известняков. Наибольшая карбонат-ность приурочена к средней части разреза. Фауна богата и разнообразна. Это строматопораты, та-буляты, гелиолитиды, ругозы, криноидеи, мшанки, брахиоподы, трилобиты. Много местных (эн­демичных) форм. Очевидно, в силуре здесь существовал мелководный морской бассейн с неболь­шими рифами, коралловыми и криноидными зарослями, с банками брахиопод. Эндемизм фауны говорит о затрудненном сообщении с другими морями. К концу силура бассейн постепенно сокра­тился, обмелел, изменилась его соленость, в нем выжили только эвригалинные организмы.

В ордовике, силуре и начале девона в Западной Туве образовался единый огромный (10 км) трансгрессивно-регрессивный тувинский комплекс с морскими отложениями в средней части и красноцветными континентальными породами в подошве и кровле. Отложения тувинского комп­лекса собраны в складки и прорваны небольшими основными и кислыми интрузиями. Верхняя часть рассматриваемого разреза сложена мощными наземными эффузивами нижнего девона и красноцветными обломочными породами среднего девона. Это континентальные отложения меж­горных впадин, образованные во время регрессии, вызванной каледонской складчатостью. -" В разрезе Западной Тувы четко выделяются резко отличающиеся друг от друга три структур­ных этажа: первый - нижний кембрий; второй - ордовик, силур, низы девона; третий - верхняя часть нижнего девона и средний девон. Этажи фиксируют разные этапы геологического развития: первый - эвгеосинклинальный, третий - орогенный, а второй - промежуточный (переходный). На втором этапе прогибание развивалось на уже консолидированном фундаменте, режим напоминал миогеосинклинальный. С кислыми интрузиями связаны рудные месторождения железа и меди.

Таким образом, каледонская эпоха тектогенеза охватила районы северо-западного Казахста­на, частично Горного Алтая, северного Тянь-Шаня и восточную часть Алтае-Саянской складчатой области - Западный Саян и Туву, где возникли каледониды.

Средиземноморский геосинклинальный пояс

В европейской части этого пояса сохраняются условия, близкие к ранее описанным в ордовике. Это по-прежнему островная суша Франко-Чешского массива (Молданубская глыба) и морские усло­вия к северу и югу от него (Пражский синклинорий, см. схему III, цв. вкл.). В северной Европе на­капливаются песчаники, черные глинистые сланцы, битуминозные известняки (мощность - 0,5 км), появляются кремнистые сланцы, обязанные проявлениям подводной вулканической деятельности. В южной Европе, между Франко-Чешским массивом и Атласскими горами в Африке, силур пред­ставлен однообразными фациями: черные глинистые сланцы с граптолитами, в верхах разреза сменяющиеся известняками.

В Азиатской геосинклинальной области силур известен в Турции, на Кавказе, в горных со­оружениях Ирана, Афганистана, на Памире.

Здесь в эвгеосинклинальных условиях накапливались мощные толщи терригенных пород и вулканитов основного и кислого состава, либо небольшой мощности терригенно-карбонатные фа­ции в миогеосинклинальных зонах (Загрос Гималаи, и др.).

Эта платформа в начале силура испытала кратковременное поднятие в результате проявления таконской фазы складчатости в Аппалачской геосинклинали. Регрессия сменилась трансгрессией с широким распространением карбонатных отложений и рифогенных образований.

Силурийские Отложения представлены известняками и доломитами. В нижнесилурийских разрезах здесь много рифовых построек, в верхнем силуре появляются галогенные породы, осо­бенно на востоке платформы - ангидриты, гипсы и каменная соль.

В самом конце силура в Северной Америке возникли огромные солеродные бассейны. Мощ­ность силура измеряется несколькими сотнями метров. Во впадинах она возрастает, например, в Мичиганской впадине - до 1,5 км.

Гондвана

Южные материки в силуре по-прежнему стоят выше уровня моря, и силурийские осадки не­значительны, но там, где они имеются (по периферии Гондваны), представлены терригенными об­разованиями.

В южно-американской части Гондваны в конце ордовика - начале силура произошла пере­стройка, вероятно, вызванная влиянием каледонской складчатости. В силуре площадь моря увели­чилась. Возникли впадины меридионального направления. В них накапливались значительной мощности (до 800-1200 м) обломочные осадки с подчиненными карбонатными прослоями. В Ама­зонской впадине (широтного направления) наблюдаются морские песчано-глинистые осадки мощ­ностью 100 м. В позднем силуре и самом начале девона снова произошли поднятия как следствие позднекаледонских движений.

На африканской части Гондваны песчаные толщи в конце ордовика и в силуре сменились темными глинами с граптолитами. В северной части бассейна появились карбонатные илы. По ок­раинам области морского накопления отлагались прибрежные пески. Мощность силурийских по­род обычно небольшая. На Аравийском полуострове силур представлен непрерывным разрезом песчано-глинистых образований значительной мощности. В конце силура в Африке повсеместно началась регрессия, особенно четко проявившаяся в Аравии.

Австралийская часть Гондваны в силуре представляла собой преимущественно сушу.

История развития геосинклинальных поясов Северо-Атлантический геосинклинальный пояс

Грампианская геосинклинальная область. Грампианская геосинклиналь. Раз­рез силура Уэльса - стратотипической местности, где была выделена силурийская система, можно увидеть на схеме III, цв. вкл.

Силур залегает на ордовике со структурным несогласием, вызванным таконской складчатос­тью. В основании лландовери лежат конгломераты и песчаники, выше сменяющиеся песчано-гли-нистой толщей с ракушечниками; многочисленны пентамериды (мощность лландовери достигает 1,5 км). Венлок литологически разнообразен: в одних районах известково-глинистые породы и из-

вестняки с остатками брахиопод и кораллов (300-400 м), в других - мощная толща песчаников и алевролитов (мощность -1,2 км). Лудловские отложения преимущественно карбонатные: извест­няки, известково-глинистые сланцы, известковые алевролиты. Многочисленны строматопораты, кораллы, брахиоподы (мощность - 0,5 км). Встречаются ископаемые банки с Conchidium knighti. В верхней части яруса присутствует пласт так называемой костеносной брекчии, состоящей из ча­стей и обломков костного покрова панцирных рыб.

Описанный разрез трех ярусов относится к "раковинным" образованиям - мелководные отло­жения значительной мощности, содержащие указанную фауну.

Известен и другой тип разреза этих же ярусов - в виде маломощной толщи граптолитовых сланцев. Глинистый материал в этом случае отлагался на глубоководных участках моря. Третий тип разреза - смешанный. В нем присутствуют породы первого и второго типов.

Самая верхняя часть разреза силура в Англии выделяется как даунтонский ярус (мощность -0,6-0,9 км). Это красно- и пестроцветные песчано-глинистые породы с прослоями красных мерге­лей. В них встречаются раковинки остракод и ихтиофауны. Постепенно даунтон сменяется ниж­ним красноцветным девоном. Все это перекрывается со структурным несогласием конгломерата­ми среднего девона.

В Уэльсе общая мощность силура 3 км. Отложения собраны в складки и метаморфизованы. Каледонская складчатость проявлялась неоднократно и сопровождалась магматизмом.

В скандинавской части Грампианской геосинклинали накапливались мощные обломочные толщи, сначала типично морские, а к концу силура - континентальные.

Урало-Монгольский геосинклинальный пояс

Урало-Тянь-Шанъская геосинклинальная область протягивается от Новой Земли до южного Тянь-Шаня.

Уральская геосинклиналь. Отложения силура широко развиты на Урале. На за­падном склоне Урала происходило спокойное накопление толщи карбонатных и терригенных осадков (до 2 км) в миогеосинклинальных условиях. На восточном склоне, в эвгеосинклинали, на­капливаются лавы и туфы, кремнистые сланцы и известняки (мощность - 5 км). В силуре на Ура­ле были заложены основные геотектонические структуры, которые позднее превратились в суще­ствующие антиклинории и синклинории. Силур Урала западного и восточного склонов содержит одинаковую фауну, что свидетельствует о едином в силуре геосинклинальном уральском бассейне. ,; На территории западного склона Урала и на Новой Земле господствовали миогеосинклиналь-ные условия, поэтому здесь накапливались карбонатные и карбонатно-глинистые отложения (500-1500 м) с разнообразным комплексом органических остатков. Мелководные прибрежные песчано-галечниковые породы известны на западной окраине Северного Урала (Полюдов кряж). На западе центральной части Урала, на Пай-Хое и местами на Новой Земле обнажаются черные глинистые граптолитовые сланцы.

Каледонская складчатость, в противоположность другим геосинклиналям Урало-Монгольско­го пояса, для Урала не характерна; она не вызвала структурных несогласий, но каледонскими счи­тают ультраосновные и основные интрузии центральной зоны.

Отложения силура широко распространены в казахстанской части Урало-Монгольского по­яса. Они представлены типичными геосинклинальными образованиями значительной мощности с остатками богатой фауны. Характерны горизонты брахиоподовых и коралловых известняков.

В разрезе хр. Чингизтау силур представлен только нижним отделом (см. схему III, цв. вкл). Силурийские отложения (до 2,5 км) накапливались в эвгеосинклинальных морских условиях с сильным вулканизмом. Активно проявлялась каледонская складчатость. Наиболее сильно выраже­на последняя - позднекаледонская - фаза складчатости, которая привела к отступлению моря с территории хр.Чингизтау, к завершению первой, собственно геосинклинальной, стадии его разви-

тия. Венчающие разрез полого залегающие нижне- и среднедевонские эффузивы и туфы кислого состава накапливались уже в наземных условиях. Их обычно выделяют в вулканогенную молассу орогенного этапа развития. Со складчатостью связано неоднократное внедрение крупных гранито-идных интрузий.

Алтае-Саянская складчатая область. Известны отложения силура там же, где и ордовика, но на западе преобладают известняки и терригенные породы с богатой фауной, на востоке (Запад­ный Саян, Тува) возрастает роль грубообломочных пород с обедненной фауной. Мощность силу­рийских отложений на западе 4,5 км, на востоке - до 7,5 км.

В разрезе силура Западной Тувы (см. схему III, цв. вкл.) силурийские отложения (чергакская серия) залегают согласно на ордовикских. Они имеют большую мощность (2,5-3 км), состоят из песчано-глинистых пород с прослоями, пачками и линзами известняков. Наибольшая карбонат-ность приурочена к средней части разреза. Фауна богата и разнообразна. Это строматопораты, та-буляты, гелиолитиды, ругозы, криноидеи, мшанки, брахиоподы, трилобиты. Много местных (эн­демичных) форм. Очевидно, в силуре здесь существовал мелководный морской бассейн с неболь­шими рифами, коралловыми и криноидными зарослями, с банками брахиопод. Эндемизм фауны говорит о затрудненном сообщении с другими морями. К концу силура бассейн постепенно сокра­тился, обмелел, изменилась его соленость, в нем выжили только эвригалинные организмы.

В ордовике, силуре и начале девона в Западной Туве образовался единый огромный (10 км) трансгрессивно-регрессивный тувинский комплекс с морскими отложениями в средней части и красноцветными континентальными породами в подошве и кровле. Отложения тувинского комп­лекса собраны в складки и прорваны небольшими основными и кислыми интрузиями. Верхняя часть рассматриваемого разреза сложена мощными наземными эффузивами нижнего девона и красноцветными обломочными породами среднего девона. Это континентальные отложения меж­горных впадин, образованные во время регрессии, вызванной каледонской складчатостью. -" В разрезе Западной Тувы четко выделяются резко отличающиеся друг от друга три структур­ных этажа: первый - нижний кембрий; второй - ордовик, силур, низы девона; третий - верхняя часть нижнего девона и средний девон. Этажи фиксируют разные этапы геологического развития: первый - эвгеосинклинальный, третий - орогенный, а второй - промежуточный (переходный). На втором этапе прогибание развивалось на уже консолидированном фундаменте, режим напоминал миогеосинклинальный. С кислыми интрузиями связаны рудные месторождения железа и меди.

Таким образом, каледонская эпоха тектогенеза охватила районы северо-западного Казахста­на, частично Горного Алтая, северного Тянь-Шаня и восточную часть Алтае-Саянской складчатой области - Западный Саян и Туву, где возникли каледониды.

Средиземноморский геосинклинальный пояс

В европейской части этого пояса сохраняются условия, близкие к ранее описанным в ордовике. Это по-прежнему островная суша Франко-Чешского массива (Молданубская глыба) и морские усло­вия к северу и югу от него (Пражский синклинорий, см. схему III, цв. вкл.). В северной Европе на­капливаются песчаники, черные глинистые сланцы, битуминозные известняки (мощность - 0,5 км), появляются кремнистые сланцы, обязанные проявлениям подводной вулканической деятельности. В южной Европе, между Франко-Чешским массивом и Атласскими горами в Африке, силур пред­ставлен однообразными фациями: черные глинистые сланцы с граптолитами, в верхах разреза сменяющиеся известняками.

В Азиатской геосинклинальной области силур известен в Турции, на Кавказе, в горных со­оружениях Ирана, Афганистана, на Памире.

Здесь в эвгеосинклинальных условиях накапливались мощные толщи терригенных пород и вулканитов основного и кислого состава, либо небольшой мощности терригенно-карбонатные фа­ции в миогеосинклинальных зонах (Загрос Гималаи, и др.).

Полезные ископаемые

Залежи каменной соли, промышленные месторождения нефти и газа известны на Северо-Американской (Канадской) и Сибирской платформах. В силуре образовались месторождения ооли­товых железных руд Клинтон (США) и ряд мелких в Африке. С каледонскими кислыми интрузия­ми связаны месторождения золота Северного Казахстана, Кузнецкого Алатау и Горной Шории.

В позднекаледонских интрузиях в Скандинавских горах обнаружены железо, медь, хромит: На Урале известны никель, платина, асбест, яшмы. С пегматитами связаны месторождения ред­ких металлов в Аппалачах и Восточной Сибири.

Известняки силура являются строительным материалом и хорошим керамическим сырьем.

ДЕВОНСКИЙ ПЕРИОД - D

Общая характеристика, стратиграфические подразделения и стратотипы

Девонская система установлена в 1839 г. известными английскими геологами А.Седжвиком и Р.Мурчисоном в Англии в графстве Девоншир, по имени которого и была названа.

Продолжительность девонского периода 48 млн. лет, его начало 408 млн. лет, окончание 360 млн. лет назад.

" Разрезы девона Великобритании сложены континентальными фациями иве могут еяужить стратотипами для выделения ярусов. Поэтому расчленение девонской системы было проведено в Арденнах на территории Бельгии, Франции и в Рейнских Сланцевых горах на территории Герма­нии. Девонская система подразделяется на три отдела (табл. 8).

Таблица 8 Общие стратиграфические подразделения девонской системы

Граница между силуром и девоном, как указывалось выше, проводится в основании грапто-литовой зоны Monograptus uniformis (Баррандиен, Чехия). В настоящее время эта граница являетт ся единственной официально принятой Стратиграфической комиссией Международного геологи­ческого конгресса. Верхняя граница официально не утверждена. Ввиду того, что в начале девонс­кого периода продолжалась обширная регрессия, начавшаяся еще в силуре, возникло множество разнообразных фациальных обстановок с соответствующей фауной. Это сильно затрудняет рас­членение и сопоставление разрезов и явилось причиной создания "сборной" шкалы, состоящей из ярусов, установленных в различных регионах. Ярусное деление нижнего девона Баррандиена, Рейнской области основано на морской фауне, а соответствующих по возрасту отложений Англии - на остатках рыб, встречающихся в лагунно-континентальных отложениях.

Жединский ярус, названный А. Дюмоном в 1848 г. по р. Жедин в Арденнах, объединяет ниж­ние слои девона Арденно-Рейнской области. Они представлены прибрежными фациями и транс­грессивно залегают на отложениях кембрия (отсюда вытекают трудности в определении точной границы с силуром). В стратотипе нижняя часть представлена конгломератами Фепан мощностью 10-40 м, аркозами Эбб мощностью 30 м и сланцами Мондрешон с прослоями песчаников. В пес­чаниках и сланцах находятся богатые комплексы брахиопод. В верхней части располагаются крас­ные и бордовые сланцы с небольшими известковыми конкрециями, появляются прослои красных

и зеленых песчаников и кварцитов. Они охарактеризованы остатками рыб. Общая мощность ло 750 м.

Название "зигенский ярус" впервые употребил Э. Кайзер, обозначив им граувакки в Рейнских Сланцевых горах. Наиболее полно зигенские граувакки представлены в области Зигерланд, где развиты лагунные и прибрежно-морские фации с остатками рыб, двустворчатых моллюсков и бра-хиопод. Мощность отложений в стратотипическом разрезе составляет 4 км.

Эмсский ярус установлен К. Дорлодо в 1900 г. в местечке Эмс вблизи Кобленца в Рейнской области. Отложения этого яруса представлены толщей песчаников, кварцитов и сланцев с просло­ями вулканических пород. Мощность достигает 2 км. В слоях встречаются скопления брахиопод, двустворчатых моллюсков и изредка кораллов (рис. 51).

Ранее зигенский и эмсский ярусы объединялись в один ярус, который назывался кобленцс-ким. Однако согласно решению Международной стратиграфической комиссии нижний девон ныне принимается в объеме трех ярусов.

Эйфельский ярус назван А. Дюмоном в 1848 г. по Эйфельским горам, где находится стратоти-пический разрез. Объем яруса видоизменен и после работ М. Дюссельдорфа в 1937 г. принят в объеме кальцеоловых и верхнекультриюгатовых лаухских слоев со стратотипом в Веттельдорфс-ком разрезе Эйфельских гор. Здесь обнажается толща мергелей, плитчатых известняков, известко­вых песчаников и кораллово-строматопоровых известняков (мощностью около 450 м). В толще в большом количестве встречаются кораллы родов Favosites, Calceola, Damophyllum, остатки цефа-лопод и конодонтов.

Живетский ярус выделен в Арденнах Ж.Госселе в 1879 г. Название происходит от г.Живе, расположенного в Северной Франции. Этот ярус объединяет отложения, охарактеризованные стрингоцефаловыми брахиоподами, присутствием конодонтов, кораллов и реже трилобитов. Сла­гается ярус известняками и известковыми сланцами, органогенными и органогенно-обломочными известняками.

Франский ярус установлен в 1879 г. Ж.Госселе в Бельгии. Название получил от дер. Фран близ г.Кувена. В стратотипическом разрезе слагается сланцами и рифовыми кораллово-стромато-поровыми известняками (мощностью около 500 м). Охарактеризован брахиоподами, конодонтами, кораллами и двустворчатыми моллюсками.

* Фаменский ярус впервые выделен в Арденнах А. Дюмоном в 1855 г. Название получил от ме­стности Фамен в Бельгии. Здесь развиты песчаники, сланцы с прослоями известняков. В стратоти-йической местности характеризуется большой изменчивостью. В морских отложениях присут­ствуют конодонты, кораллы и брахиоподы, а в лагунных - остатки рыб и отпечатки растений.

В 60-е годы чехословацкие исследователи предложили вместо жединского и зигенского выде­лять лохковский и пражский ярусы, установленные в прекрасно охарактеризованных фауной мор­ских разрезах Баррандовой мульды в Богемском массиве недалеко от Праги. Здесь же находится признанная граница силура и девона, проводимая между пржидольским и лохковским ярусами. Международная подкомиссия по стратиграфии девона рекомендовала в 1985 г. лохковский и пражский ярусы Чехии в качестве типовых для низов девона. С тех пор геологи пользуются имен­но этими ярусами, хотя примерно соответствующие им прежние жединский и зигенский ярусы формально не упразднены. Этим и объясняется "двоевластие" в нижней части ярусной шкалы де­вонской системы.

Характерные разрезы девонской системы представлены на схемах IV и V, цв. вкл.

Органический мир

Органический мир девонского периода был богат и разнообразен. Значительного прогресса достигла наземная растительность. Начало девонского периода характеризовалось широким рас­пространением "псилафитов" (риниофитов), достигших в это время наибольшего расцвета

Рис. 51. Характерные ископаемые остатки девонских организмов

Брахиоподы: / - Euryspirifer (ранний и средний девон), 2а, 6 - Stringocephalus (средний девон), 3 -Karpinskia (ранний девон,), 4 - Cyrtospirifer (преимущественно поздний девон), 5а, б - Hypothyridina (средний и поздний девон); головоногие моллюски: 6 - Clymenia (поздний девон), 7 - Timanites (поздний девон), 8 -Tornoceras (поздний девон); криноидеи: 9 - Cupressocrinites (средний девон); кораллы-ругозы: 10 - Calceola (ранний - средний девон), // - Hexagonaria (средний - поздний девон); конодонты: 12 - Palmatolepis (по­здний девон), 13 - Polygnathus (девон), 14 - Icriodus (девон); двоякодышащие рыбы: 15 - Dipterus (средний - поздний девон); кистепёрые рыбы: 16 - Holoptychius (поздний девон); земноводные: 17 - Ichthyostega (по­здний девон); риниофиты: 18 - Rhynia (ранний девон), 19, 20 - Sawdonia (ранний девон)

(рис. 52, цв. вкл.). Их господство наблюдается в заболоченных ландшафтах. В начале среднего де­вона риниофиты вымерли, их сменили прапапоротники, у которых начали образовываться листо-подобные формы. В среднем девоне существовали уже все основные группы споровых растений. Это плауновые, членистостебельные и папоротники, а в конце девона появились и первые пред­ставители голосеменных; многие из кустарниковых превратились в древовидные и дали начало первым пластам угля (о.Шпицберген, Барзас). Позднедевонская флора получила название археоп-терисовой, по имени широко распространенного разноспорового папоротника Archaeopteris (рис. 53, цв. вкл.). В конце девона на планете уже существовали леса, состоящие из перечислен­ных выше растений.

Наибольшее биостратиграфическое значение в девоне имеют конодонты. Эти представители примитивных хордовых, появившиеся в среднем кембрии, уже в ордовике завоевали господствую­щее положение. В позднем девоне наблюдается второй пик их расцвета. Конодонты настолько бы­стро изменялись в девоне, что позволяют выделять в девонских отложениях более 50 стандартных зон при продолжительности девонского периода около 50 млн. лет. Это яркий пример использова­ния остатков быстро эволюционирующих организмов для создания сверхдетальной стратиграфии. w В девоне доживают граптолиты (один редко встречающийся в низах нижнего девона род Monograptus) и цистоидеи; резко сокращается разнообразие форм трилобитов и наутилоидей. Ши­роко распространены замковые плеченогие (брахиоподы) из семейства спириферид с главным ро­дом Spirifer и пентамерид (род Pentamerus), четырехлучевые кораллы, табуляты.

Существенны по своему значению головоногие моллюски (рис. 51): отрядов гониатиты, аго-нйатиты и климении. У них наблюдается простая перегородочная линия с цельными заостренны­ми лопастями и цельными округлыми седлами (гониатитовая), или с округлыми лопастями и сед­лами (агониатитовая). Климении - специфическая группа древних аммоноидей, у которых сифон располагался ближе к спинной стороне, а не к брюшной, как у большинства представителей под­класса аммоноидей. Климении были характерны исключительно для позднего девона.

Впервые в истории Земли большую роль стали играть двустворки и некоторые низшие рако­образные, что связано с существованием в девоне многочисленных бассейнов ненормальной соле­ности. Следует отметить обилие мельчайших ракообразных - остракод и филлопод.

Для стратиграфии морских отложений наиболее важное значение имеют конодонты, аммоно­идей, брахиоподы, кораллы, тентакулиты и остракоды. Все возрастающее значение стали приоб­ретать позвоночные. Широко распространены бесчелюстные и особенно рыбы: двоякодышащие, панцирные, кистеперые, хрящевые (акулы, скаты) (рис. 51). В пресноводных и солоноватоводных бассейнах рыбы, по-видимому, были уже многочисленны. С девона известны первые земноводные - стегоцефалы.

Продолжалось освоение суши растениями и животными. Среди последних здесь встречаются скорпионы и многоножки, появившиеся еще в силуре, а также бескрылые насекомые.

Структуры земной коры и палеогеография v

В течение девонского периода не происходит существенных изменений в распределении и очертании основных структурных элементов земной коры, созданных к началу девона (платфор­мы, геосинклинальные пояса и каледониды). Это объясняется слабым развитием в девоне склад­чатых процессов, которые и отличаются небольшой интенсивностью. Только в конце периода в некоторых геосинклинальных областях проявилась бретонская фаза складчатости - начало гер-цинской эпохи тектоногенеза. Бретонская фаза складчатости установлена на северо-западе Среди­земноморской (Европейской) геосинклинальной области (п-ов Бретань) и в Южно-Аппалачской геосинклинальной области. Каледонская складчатость привела к поднятиям не только областей каледонид, но и многих платформ. В раннем девоне достигла своего максимума регрессия, начав­шаяся еще в конце силура. Областями разрушения.и сноса стали каледониды и обширные про-.

странства платформ. Осадконакопление на платформах резко сократилось, оно продолжалось лишь на участках, пограничных с каледонидами. Для этого этапа характерны внутриконтинен-тальные водоемы с ненормальной соленостью. В геосинклиналях сохранился морской режим.

С середины девона во многих районах мира восходящие движения сменились погружениями, развивалась новая трансгрессия. Море наступало на платформы и проникало в пределы каледонид (см. схему IV, цв. вкл.).

В конце позднего девона, в фаменский век, снова началось поднятие платформ (бретонская фаза) и в связи с этим некоторая регрессия моря.

; Характерной особенностью девона является образование межгорных впадин, в которых на­капливались континентальные терригенные, преимущественно красноцветные отложения и вулка­ниты мощностью несколько тысяч метров. Отложения межгорных впадин собраны в складки или лежат полого. В некоторых впадинах они прорваны интрузиями, в различной степени метаморфи-зованы. Появление впадин связано с возникновением и активизацией разломов, с характерными для девона блоковыми движениями. Формирование^таких впадин происходило при заключитель­ном - орогенном - этапе развития геосинклиналей.

Начало девонского периода (раннедевонская эпоха) вполне заслуживает названия геократи-ческой эпохи в жизни Земли, то есть эпохи с преобладанием континентального режима. Со сред-недевонской эпохи увеличиваются площади, занятые морями, как на платформах, так и в геосинк­линальных областях. Площади же суши уменьшаются. Одновременно происходит общее вырав­нивание, постепенная пенепленизация континентов, а также островных участков суши, разбросан­ных на площади геосинклинальных областей. Об этом свидетельствует почти повсеместная смена терригенного осадконакопления, характерного для раннего девона, на карбонатное. До конца де­вонского периода горный рельеф сохранялся наиболее устойчиво в областях каледонид, но и там к концу периода он оказался местами значительно сглаженным, о чем говорит относительная тонко-зернистость верхних пластов "древнего красного песчаника" Британских островов, Минусинских впадин и др. (рис. 54).

Позднедевонская эпоха в противоположность раннедевонской, особенно ее первая половина (франский век) была временем широкого развития морских трансгрессий, временем преобладаю­щего господства моря над сушей. Подобные эпохи в жизни Земли называются талассократичес-кими.

Восстановление положения климатических зон девона представляет трудности, так как на­земная растительность скудная. Только характерные черты ряда континентальных и лагунных фа­ций девона позволяют сделать некоторые палеоклиматические выводы, недостаточные, однако, для восстановления общей картины климатической зональности в девонском периоде.

При рассмотрении условий образования "древнего красного песчаника" множество фактов указывает на засушливый климат межгорных депрессий, в которых происходило накопление этих осадков. Сухим и жарким климатом характеризовалась, по-видимому, в девоне средняя часть Рус­ской плиты, о чем свидетельствует широкое развитие здесь лагунных хемогенных осадков (доло­миты, гипсы и др.). Этими же осадками намечается в пределах Европы зона засушливого климата^ протягивающаяся с северо-запада на юго-восток. Из других свидетельств климата девона - тилли-ты Капских гор Южной Африки (мощность 30 м), протяженностью 500 км. Неясно, материковый или горный генезис имеют связанные с этим оледенением моренные накопления. Других проявле­ний ледниковой деятельности в девоне неизвестно.

Наиболее характерной фацией девона является фация "древнего красного песчаника" (Old Red sandstone), широко распространенная во всех странах Северного полушария (рис. 54). Пред­полагается, что это континентальная фация песчаных пустынь. Однако находки органических ос­татков в красном песчанике (панцирные рыбы, филлоподы) заставляют считать эту фацию сме-

Рис. 54. Схематическая карта континента древнего красного песчаника и окаймляющей его зоны / - главнейшие современные выходы древнего красного песчаника; 2 - герцинские массивы (морской девон); С-С - северная граница морских трансгрессий на континент древнего красного песчаника; Ю-Ю - южная грани­ца распространения прослоев древнего красного песчаника в морском девоне Средней Европы (Жинью, 1952)

шанной лагунно-континентальной и лагунно-морской. Кроме "древнего красного песчаника" ла­гунные фации часто представлены фацией замкнутых солоноватоводных бассейнов. Они форми­ровали нефтеносную фацию ципридиновых сланцев и своеобразную фацию доманика европейс­кой части России.

История развития платформ

Основной тектонический элемент Северной Америки - Северо-Амер И канская платформа с Канадским кристаллическим щитом в пределах платформы выделяется ряд крупных тектонических элементов, контролирующих размещение нефтегазоносных провинций и областей (рис.54)

Во внутренней части платформы выделяются палеозойские нефтегазаносные провинции, в пределах которых обособляются нефтегазоносные области, связанные с тектоническими элементами: со сводовыми поднятиями Цинцинатти, Центральный Канзас и др.; с внутриплатформенными впадинами Иллинойс, Мичиган, Пермский бассейн. В зонах сочленения платформы со складчатыми поясами выделяются палеозойская Аппалачская на востоке и палеозойская-мезозойская Скалистых гор на западе. На юго-западе континента выделяется провинция Галф-Кост (Мексиканский залив), представляющая собой развивающуюся с нижнего мезозоя пассивную континентальную окраину Североамериканского континента. На Тихоокеанском побережье

Северный Ледовитые океан

Рис. 54. Схема тектонического и нефтегеологического районирования Северной Америки (по Ю.Н.Успенской).

1 - выходы докембрийского кристаллического фундамента, 2 - область развития каледонской складчатости, 3 - область развития герцинской складчатости, 4 - области развития мезозойско-кайнозойской складчатости Кордильер, 5 - нефтегазоносные территории Североамериканской платформы, 6 - межгорные впадины кордильерского складчатого пояса.

Нефтегазоносные провинции и области: 1 - прогиб Колвилл; 2 - бассейн Бофорта -Маккензи; 3 - впадина Альберта; 4 - синеклиза Уиллистон; 5 - межгорные впадины Скалистых гор; 6 - Внутренняя западная провинция; 7 - Пермская впадина; 8 - свод Бенд; 9 - выступ Азарк; 10 - впадина Иллинойс; 11 - впадина Мичиган; 12 - свод Цинцинатти; 13 - Предаппалачский прогиб; 14 - провинция Мексиканского залива; 15 -Приатлантическая провинция; 16 - Калифорния; 17 - залив Кука.

выделяется Калифорнийская провинция альпийского возраста. На п-ве Аляска выделяются две провинции - палеозойско-мезозойская -Арктического склона (впадина Колвилл) и кайнозойская Залива Кука на Тихоокеанском побережье полуострова.

Североамериканский континент отличается наиболее высокой степенью разведанности.

Здесь известны месторождения в отложениях от кембрия до плиоцена, приуроченные к самым разнообразным ловушкам в пределах крупных внутриплатформенных впадин и поднятий, в зонах сочленения платформы со складчатыми областями, разнообразных межгорных впадин и современных пассивных и активных континентальных окраин. В качестве примера крупного свода можно привести Цинциннатский свод, длина которого 1000 км, а ширина до 400 км. Месторождения приурочены к локальным брахиантиклиналям и зонам выклинивания песчаников. Основные продуктивные горизонты сосредоточены в ордовичской и силурийской частях разреза. Одной из богатейших внутриплатформенных структур является Пермская впадина. Площадь ее 365 тыс. км 2 . Месторождения приурочены к локальным структурам и ловушкам стратиграфического и литологического типов. Основные продуктивные горизонты сосредоточены в пермской и карбоновой частях разреза. Всего здесь открыто более 5,5 тыс. месторождений. Западно-Канадская нефтегазоносная провинция является типичным примером структуры зоны сочленения древней платформы со складчатой областью. Здесь месторождения приурочены к локальным структурам, зонам выклинивания и рифовым постройкам; в зоне сочленения прогиба со складчатой зоной широко развиты месторождения, связанные с надвиговыми дислокациями; на восточном борту прогиба известны крупнейшие в мире залежи тяжелых нефтей и мальт (месторождения Атабаска, Вабаска и др.), с запасами 120 млрд. т. Нефтегазоносная провинция Мексиканского залива являет собой пример нефтегазоносности пассивной континентальной окраины, продолжающей свое развитие. Ее эволюция начинается с пермо-триасового периода. Стратиграфический диапазон нефтегазоносности - от верхнеюрских до четвертичных отложений. Число продуктивных горизонтов превышает 100. Месторождения приурочены к локальным структурам, диапировым куполам, к ловушкам стратиграфического и литологического типов. Большое количество месторождений открыто в акватории Мексиканского залива (около 500). В числе крупнейших месторождений этой провинции нефтяное месторождение Ист-Тексас, второе по размерам в США (начальные извлекаемые запасы около 800 млн.т.). Предполагается, что это месторождение будет разрабатываться в течение почти 100 лет; к началу 90-х годов на месторождении было добыто более 600 млн.т. нефти (начало добычи 1933 г.).

На западном побережье континента располагаются многочисленные кайнозойские межгорные впадины, продуктивные горизонты в которых приурочены к миоценовым и плиоценовым осадкам. На юге п-ва Аляска располагается нефтегазоносная область залива Кука, генетически связанная с продолжающей свое развитие активной континентальной окраиной. Месторождения нефти и газа здесь открыты как на материковой части, так и в акватории залива.

В США открыто крупнейшее на северном полушарии нефтяное месторождение Прудо-Бэй (провинция Арктического склона Аляски). Месторождение приурочено к антиклинали, срезанной поверхностью несогласия (рис. SS). На месторождении выявлено три залежи в интервале глубин 2050-3200 м в отложениях пермо-карбона, триаса и нижнего мела. Извлекаемые запасы нефти на месторождении оцениваются в 1,3 млрд.м 3 .

Рме. 55 Схематический разрез месторождения Пру до-Бей (Габриэлянц, 1984). 1 - нефть; 2 - газ; 3 - вода; 4 - поверхность стратиграфического несогласия.

Это наиболее западная в современном структурном плане Земли платформа гондванской группы. Ее фундамент слагают не только раннедокембрийские, но и позднедокембрийские складчатые метаморфизованные и гранитизированные образования. Они выступают на поверхность в Гвианском и Центрально-Бразильском (Гуапоре) щитах и в Приатлантическом гранулит-гней- совом поясе (рис.6-2). Первоначально, до образования в раннем палеозое наложенной Амазонской впадины, раннедокембрийские образования Гвианского и Центрально-Бразильского щитов составляли единый Амазонский кратон.
Собственно платформенный (ортоплатформенный) осадочный чехол начинается здесь ордовикскими отложениями и выполняет три крупных впадины - синеклизы, разделяющие перечисленные выше выступы фундамента: Амазонскую, Паранаиба (Мараньон) и Парана. Между двумя последними располагается еще впадина Сан-Фраисиску, выполнение которой включает верхнепротерозойские и меловые чехольные образования. Чехол широко развит также в западной полосе перикратонных опусканий, отделяющей основное тело платформы от Андского пояса. И, наконец, вдоль атлантического побережья протягивается узкая полоса периокеанских рифтовых бассейнов, находящая свое продолжение на шельфе и континентальном склоне. В этой полосе присутствуют исключительно верхнемезозойские и кайнозойские отложения. Фундамент платформы
Архейский комплекс включает породы среднего и верхнего архея; к нижнему могут относиться лишь гнейсы с возрастом около 3,4 млрд лет на юге эократона Сан-Франсиску (рис.6-3).
Среднеархейский возраст - более 3,2 млрд лет, имеет комплекс Иматака на крайнем севере Гвианского щита, на правобережье р. Ориноко. Комплекс в основном состоит из разнообразных парагнейсов с мощными пачками железистых кварцитов-предметом интенсивной разработки. Он вмещает также интрузии гра- нитоидов и мигматиты, сложно деформирован и метаморфизован в амфиболитовой или гранулитовой фации. Кроме архейских в комплекс Иматака внедрились раннепротерозойские гранитоиды, а изотопные датировки свидетельствуют о проявлении и более поздних, до 1,11 млрд лет т.н., тектонотермальных воздействий.
Блок Иматака отделен разломом от основной части Гвианского щита, сложенной преимущественно ранним протерозоем. Среди последнего имеются, однако, плохо оконтуренные и слабо датированные крупные и более мелкие позднеархейские ядра. Одно

из них - Шингу, находит свое продолжение южнее, уже в пределах Центрально-Бразильского щита. Наряду с ортогнейсами, мигматитами и гранитами в нем встречаются реликты зеленокаменных поясов. Более определенно такие пояса выражены в районе Каражас на северо-востоке этого щита, где они содержат, подобно комплексу Иматака, крупные залежи железистых кварцитов промышленного значения и, как обычно, окружены полями гранито-гнейсов и мигматитов. По вулканитам получены значения возраста 2,76 млрд лет, а граниты дали раннепротерозойские датировки - 1,85- млрд лет, указывающие на последующую переработку. Складчатость сложная, метаморфизм амфиболитовой, местами гранулитовой фации. Позднеархейские зеленокаменные пояса известны и в южной части Центрально-Бразильского щита.
Восточнее фрагмент гранит-зеленокаменной области обнаруживается в срединном массиве Гояс, разделяющем две параллельные субмеридиональные позднепротерозойские системы «бразилид» (см. ниже). Зеленокаменные пояса имеют здесь среднеархейский возраст, поскольку гранито-гнейсы основания дали возраст 3,2 млрд лет, а прорывающие гранитоиды - млрд лет. Пояса имеют в общем обычное трехчленное строение, но некоторую специфику составляет преимущественное развитие ультрамафитов в виде лав и силлов с прослоями кремней и графитистых филлитов в нижней части разреза; среднюю часть слагают базальтовые лавы с прослоями кремней, железистых кварцитов и также графитистых филлитов, а верхняя часть метаосадочная, с участием кислых вулканитов, железистых кварцитов и мраморов. С востока гранит-зеле- нокаменная область окаймляется прерывистым гра- нулит-гнейсовым поясом, а между ними располагается мафит-ультрамафитовый плутонический комплекс с медно-никелевым оруденением. Гранулитовый метаморфизм имеет позднеархейский - 2,7 млрд лет - возраст.
Другая гранит-зеленокаменная область отвечает эократону Сан-Франсиску, зажатому между поясами бразилид. Поскольку на центральную часть этого эо- кратона наложена одноименная позднепротерозойская синеклиза, архейские образования выступают лишь на периферии этой синеклизы, на северо-востоке в штате Баийя и на юге в штате Минас-Жерайс. Зеленокаменные пояса известны в обоих районах. Их вероятным фундаментом служат гранито-гнейсы с возрастом до 3,1-3,4 млрд лет, метаморфизованные в амфиболитовой или гранулитовой фации. Сами пояса сложены вулканитами, от ультраосновных до кислых, и осадочными образованиями, испытавшими метаморфизм низкой ступени амфиболитовой или зеленосланцевой фации. Более молодые плутоны гранитоидов датированы в 2,7 млрд, а метавулканиты в 2,78 млрд лет, что указывает на позднеархейский возраст ЗКП. Их разрез в шт. Минас-Жерайс достаточно типичный: низы - ультрамафиты, включая коматииты, средняя часть - основные и средние метавулканиты, железистые кварциты, граувакки, Mn-карбонаты и силикаты (богатые руды марганца), верхи - филлиты, кварциты, субграувакки. Общая мощность порядка 7 км.
Основной областью распространения раннепротерозойского складчатого комплекса в Южной Америке является центрально-восточная часть Гвианского щита, где он слагает пояс Марони-Итакаюнас, находящий свое продолжение по южную сторону Амазонской впадины в северо-восточной части Центрально- Бразильского щита. По своему общему строению этот пояс весьма напоминает гранит-зеленокаменные области архея. Отдельные выступы последнего имеются среди образований пояса (они отмечались выше), но основная масса пород принадлежит все же нижнему протерозою. На фоне преобладающего развития гранито-гнейсов и мигматитов здесь выделяются многочисленные и весьма протяженные зеленокаменные пояса синклинорного строения с преобладанием ма- фитов и ультрамафитов в нижней части, средних и кислых метавулканитов в средней и метаосадочных пород в верхней части. Метаморфизм убывает от амфиболитового по периферии до низшей ступени зеленосланцевого в центральной части ЗКП. Радиометрические датировки показывают, что рассматриваемый пояс развивался в интервале 2,2-1,8 млрд лет т.н. Пояс в целом надвинут на севере на архейский блок Иматака, а его вероятное продолжение по другую сторону Атлантики составляет Бирримский пояс Западной Африки. Как будет сказано в следующей главе, для последнего пояса доказывается энсиматическое происхождение, в то время как многочисленные выходы архейского основания в поясе Марони-Итакаюнас свидетельствуют о его энсиалической природе. Однако увеличение концентрации ЗКП в северо-восточном направлении позволило А.Гудвину заключить, что этот пояс здесь становится энсиматическим. Следовательно можно допустить, что в юго-западном направлении происходит вырождение раннепротерозойского подвижного пояса, связанное с уменьшением степени деструкции архейской континентальной коры.
Нижнепротерозойские интенсивно складчатые, метаморфизованные и гранитизированные образования, в том числе типа ЗКП, выступают также на небольших участках северо-восточного обрамления эо- кратона Сан-Франсиску. А в его крайней южной части нижнепротерозойская супергруппа Минае, несогласно перекрывающая архейский зеленокаменный пояс, носит уже характер платформенного чехла, хотя и претерпевшего довольно интенсивные деформации, и потому будет описана ниже.

К началу среднего протерозоя значительная часть фундамента будущей платформы уже испытала крато- низацию и средний протерозой на ней местами развит в виде платформенного чехла. Исключение составляют западная и юго-западная периферия Гвианского и Центрально-Бразильского щитов и зона между эократонами Гояс и Сан-Франсиску, точнее, в восточном обрамлении «срединного массива» Гояс-система Уруасу.
Система Уруасу носит явно энсиалический характер и является аналогом африканских Кибарид и Урумид (см. следующую главу). Ее слагают метамор- физованные в зеленосланцевой фации и собранные в
складки северо-восточной, направленной к эократону Сан-Франсиску вергентности песчано-глинистые отложения мелководно-морского происхождения с небольшим участием вулканитов и карбонатов мощностью порядка 4 км.
К тому же разряду энсиалических подвижных систем рифтогенного происхождения относится складчатая система Эспинъясу в юго-восточном обрамлении эократона Сан-Франсиску и одноименной синеклизы. Сложена она мощной (6-8 км) циклически построенной толщей базальных и внутриформационных конгломератов (алмазоносных), кварцитов и филлитов с подчиненными, преимущественно основными вулка-

нитями. Толща участвует в складчато-надвиговых, чешуйчатых дислокациях западной, т.е. в направлении эократона, вергентности; встречаются интрузии гранитов.
Совершенно иную природу имеют периферические подвижные пояса платформ ы. Одним из наиболее протяженных является пояс Риу-Негру-Журуэна, простирающийся на 2,5 тыс. км от границы Бразилии с Парагваем и Боливией на юге до Венесуэлы на севере. Этот пояс, сочетающий особенности гранулит-гнейсового и краевого вулкано-плутонического поясов, формировался в основном в начале раннего рифея, поскольку его образования несогласно перекрыты недеформиро
ванными кислыми лавами с возрастом 1,65-1,6 млрд лет и осадками с возрастом 1,6-1,4 млрд лет. Сам пояс сложен в основном переработанными раннедокем- брийскими интрузивными и супракрустальными образованиями, включая реликты ЗКП. Он широко интрудирован щелочными сиенитами с возрастом 1,45- млрд лет.
На западе и юго-западе к только что описанному поясу примыкает другой, уже среднерифейский пояс Рондония, простирающийся от Уругвая до Венесуэлы на расстоянии более 4000 км. Он состоит из двух зон- внутренней и внешней, также отличающихся по времени завершения своего формирования, составляющего

соответственно 1,35-1,3 и 1,0-0,95 млрд лет. Внутренний пояс Сан-Игнасио сложен гранулитами, гнейсами и сланцами первично осадочного, терригенного происхождения, интрудированными син- и посттектоническими гранитами, известково-щелочными, но повышенной калиевости. В ядрах антиформ местами выступают раннедокембрийские образования, мета- морфизованные в гранулитовой фации. Орогенез Сан- Игнасио сменился накоплением мелководно-морских обломочных осадков и излияниями базальтов. В конце среднего рифея они испытали метаморфизм амфиболитовой фации, складчатость и были прорваны гранитами и пегматитами; последние несут с собой оловянное и танталовое оруденение. Многие гранитные плутоны имеют кольцевую форму, наряду с этим встречаются штоки и батолиты, в том числе гранитов типа рапакиви, с возрастом 1270-1180 млн лет. Допускается происхождение гранитов за счет анатексиса более древней коры. Заключительный орогенез пояса Рон- дония, носящий местное название Сунсас, вполне очевидно, соответствует планетарному гренвильскому.
За всеми этими событиями последовало новое восстановление стабильности платформы, но вскоре опять началась деструкция. Она привела к образованию двух параллельных складчатых систем субмеридионального простирания - Парагвай-Арагуайа и Бразилиа,разделивших кратоны Амазонский и Сан-Франсиску и в свою очередь разделенных срединным массивом Гояс, а также к становлению гранулит-гнейсового Приатлан- тического пояса. Первые две системы часто объединяют под названием бразилид, ибо их заключительные деформации относятся к орогенезу, называемому в Южной Америке бразильским (равном байкальскому).
Складчатая система Парагвай-Арагуайа окаймляет с востока и юго-востока Амазонский кратон, на
севере вдоль пограничного тектонического шва простирается цепочка тел серпентинизированных мафи- тов-ультрамафитов, а на юге, где фронт системы поворачивает к юго-западу, перед ним располагается мо- лассовый передовой прогиб; моласса имеет вендский возраст, а ее складчатость является предкембрийской. В сложении позднепротерозойского комплекса участвуют кварциты, различные сланцы амфиболитовой (внизу) и зеленосланцевой (вверху) фаций, основные и ультраосновные метавулканиты. Имеются пачки конгломератов, кремней, джеспилитов, а на юге разрез завершают строматолитовые карбонаты; там же известны тиллиты. Все эти отложения подверглись интенсивным складчато-надвиговым деформациям с верген- тностью в направлении Центрально-Бразильской (Амазонской) протоплатформы, на краю которой возрастные аналоги складчатого комплекса залегают уже недеформированным чехлом. Юго-западным вероятным продолжением данной складчатой системы служит массив Сьерра-Пампа в Аргентине, уже почти непосредственно примыкающий к Андам, а промежуточное между ними звено скрыто под фанерозойским чехлом зоны перикратонных опусканий.

Вторая ветвь бразилид - система Бразилиа, надвинута на востоке на эократон Сан-Франсиску, а на западе отделяется от системы Парагвай-Арагуайа срединным массивом Гояс с архейским фундаментом и среднепротерозойским чехлом, смятым в складки, образующим систему Уруасу. На севере система Бразилиа погружается под фанерозой синеклизы Парнаиба, сливаясь здесь, вероятно, с системой Арагуайа-Парагвай. Поэтому их нередко объединяют под названием провинции Токантинс (рис.6-4), по названию еще одного притока Амазонки. Слагает систему Бразилиа чередование псаммитов и пелитов, метаморфизованных

в зеленосленцевой фации, с участием карбонатов и в верхней части - тиллитов. Слои умеренно деформированы, вергентность направлена на восток, к кратону Сан-Франсиску.
Весьма своеобразной является структура складчатой области того же возраста, расположенной в пределах северо-восточного выступа Бразилии, между кра- тоном Сан-Франсиску и полосой атлантических пери- океанских бассейнов -провинции Борборема. Структура эта характеризуется чередованием горстовых поднятий, сложенных породами раннего докембрия, переработанными бразильским термотектогенезом, и прогибов, заполненных верхнепротерозойскими отложениями. Состав этих отложений, степень их метаморфизма и интенсивность деформаций несколько различны во внешних и внутренних прогибах. В последних состав отложений псаммито-пелитовый, метаморфизм достигает амфиболитовой фации, обычна мигматиза- ция, складчатость изоклинальная с вергентностью в направлении блоковых ограничений. В первых развиты карбонатно-терригенные отложения, метаморфизм зеленосланцевый, но складчатость так же изоклинальная, вергентность направлена к кратону Сан-Фраси- ску и небольшому кратону Сан-Луиш у северного побережья Бразилии. Разрезы как тех, так и других прогибов заканчиваются молассами. Общее простирание структурных элементов провинции Борборема северо- восточное, с некоторым расхождением осей (виргацией) от северо-северо-востока до востоко-северо-востока в том же направлении. Широко распространены плу- тоны гранитоидов, в основном «бразильского» возраста. С пегматитами, их сопровождающими, связаны месторождения Be, Та и Li, а со скарнами - W, Mo, Fe и некоторые другие.
Южным продолжением провинции Борборема служит провинция Мантикейра, совпадающая с одноименным горным кряжем, протягивающимся вдоль атлантического побережья до бразильско-уругвайской границы. Северный сегмент провинции известен еще как пояс Рибейра, а южный - кгкДон Фелисиано. Первый примыкает с востока к кратону Сан-Франсиску, второй граничит с наложенной фанерозойской синеклизой Парана. В своих общих чертах структура провинции Мантикейра близка к структуре провинции Борборема того же Приатлантического гнейсово-гра- нулитового пояса. В ней также различаются древние массивы, сложенныераннедокембрийскими, вплоть до архейских образованиями, метаморфизованными в амфиболитовой или гранулитовой фациях, вмещающими плутоны гранитоидов, мигматизированными и испытавшими «бразильскую» переработку, а между этими массивами протягиваются зоны развития интенсивно деформированных (изоклинальные складки, надвиги) верхнепротерозойских отложений, метаморфизованных в зеленосланцевой или амфиболитовой фациях. Эти отложения имеют в основном псаммито- пелитовый состав с подчиненными карбонатами, железистыми кварцитами, тиллитами и основными вулканитами. В них внедрены многочисленные интрузии гранитоидов - синтектонические с возрастом 650 млн лет (предвендские) и посттектонические - 540 млн лет (предкембрийские). На крайнем юге Приатлантиче- ский пояс граничит с кратоном Рио-де-Ла Плата, обнажающимся своей небольшой частью из под фанеро- зойского чехла.