Учебное пособие по курсу «Региональная геология» («Геология России») Часть Подвижные пояса неогея



страница3/12
Дата04.05.2016
Размер2.13 Mb.
1   2   3   4   5   6   7   8   9   ...   12

Коллизионная стадия развития подвижных поясов (рис. 3. табл. 1) протекает в обстановке действия напряжений сжатия, когда происходит столкновение (коллизия) континентальных блоков земной коры с континентальными, островодужными и океаническими.

Основные геологические события, происходящие во временных рамках стадии – это блоковые вертикальные и покровно-надвиговые перемещения пластин океанической и континентальной коры, интенсивная складчатость стратифицированных комплексов, гранитоидный магматизм и региональный зональный метаморфизм. Геоморфологическим итогом стадии является формирование горного сооружения.

Тектонические структуры, возникшие и функционировавшие в коллизионную стадию, распределены зонально. В направлении от палеоконтинента к палеоокеану в зоне коллизии выделяют следующие структуры:


  • краевой предгорный прогиб;

  • пояс тектонических покровов;

  • вулкано-плутонический пояс;

  • сутурная зона.

Краевые (предгорные) прогибы наложены на пассивные окраины платформ. Они характеризуются покровно-складчатым (внутренние, обращенные к подвижному поясу зоны) или простым складчатым (брахиформы) строением. Выполнены прогибы, в основном, терригенными отложениями обычно большой (до 5-10 км) мощности. Нижняя часть разреза краевых прогибов сложена глубоководными терригено-кремнистыми, лагунно-морскими серо- и красноцветными отложениями (нижние молласы); верхняя (и наиболее мощная) – континентальными красноцветными терригенными (конгломераты, песчаники и др.).

Пояса тектонических покровов (аллохтоны, зоны обдукции) представляют из себя ансамбль покровно-надвиговых и складчатых структур, сложенных палеокеаническими и островодужными комплексами, перемещенными из областей формирования последних на окраины относительно стабильных литосферных блоков (бывшие пассивные окраины континентов и микроконтинентов периода проявления до коллизионных событий), в основном, с континентального или переходного типа корой. Амплитуды (зафиксированные) горизонтальных перемещений океанических и островодужных пластин на континентальные окраины исчисляются многими десятками – первыми сотнями километров.

Вулкано-плутонические пояса (ВПП) – это линейно вытянутые (шириной в десятки-сотни и длиной – многие сотни и тысячи км) области интенсивного проявления вулканических и/или интрузивных процессов, а на глубинных уровнях – процессов высокоградиентного регионального метаморфизма.

ВПП приурочены к краевым и осевым частям древних континентальных блоков (палеомикроконтинентов) и межблоковым (зонам столкновения) зонам. В их контурах формируется следующие геологические формации магматического ряда:



  •  базальт-андезит-риолитовая, андезитовая, дацит-риолитовая и риолитовая;

  •  группа гранитных формаций с преобладанием K-Na- и K-гранитов (адамеллит-гранитовая, гранодиорит-гранитовая, гранит-мигматитовая, сменяющиеся во времени лейкогранитовой и гранитовой), образующих крупные интрузии – батолиты.

Области проявления высокоградиентного (до 150-180° на 1 км по латерали) зонального метаморфизма и сопровождающего их гранитоидного магматизма (см. выше) развиваются в глубинных частях древних блоков континентальной коры (палеомикроконтинентах и, в меньшей степени, палеоконтинентах).

В ходе шарьирования мощных (n x 1 – n x 10км) океанических и островодужных блоков-пластин на континенты и микроконтиненты в глубинных их зонах в условиях повышенных и высоких температур и давлений формируются глубоко-, умереннометаморфизованные (P-T условия от амфиболитовой до зеленосланцевой) орто- и парапороды. На наиболее глубоких уровнях (в континентальной коре и низах аллохтонов) происходят процессы мигматизации и гранитогенеза. Сформированные здесь гранитные расплавы проникают в средние-верхние части разреза палеомикроконтинентов, формируя здесь разнофациальные интрузии разного состава и глубинности и, на глубинных уровнях – гранито-гнейсовые купола.

В строении палеомикроконтинентов наблюдается зональность (от центра и периферии): орто- и параметаморфиты амфиболитовой и субгранулитовой фаций с интенсивным проявлением гранито-гнейсового тектогенеза  сланцевое (метаморфиты зеленосланцевой – эпидот-амфиболитовой фаций) обрамление, нередко с интрузиями гранитов.

Отметим здесь, что наиболее молодые (лейкогранитовые) и, в частности, бериллиеносные (с изумрудной минерализацией) интрузии гранитов формировались в малоглубинных (1-3 км) условиях.

В геоморфологическом отношении пояса тектонических покровов и вулкано-плутонические пояса представляли собой в период формирования более или менее протяженные горные хребты различной высотности (например, современный Малый Кавказ). Естественно, эти хребты были разделены между собой и синхроонными им платформами более или менее масштабными межгорными и предгорными впадинами. Осадконакопление в их контурах происходило в континентальных (формирование разнообразных по генетической принадлежности – аллювиальных, пролювиальных, склоновых и др. отложений, объединяемых в молассовую формацию) и морских (например, четвертичные отложения Куринской и Рионской впадин на Кавказе) обстановках.

Сутурные зоны или, как их образно называют, «следы исчезнувших океанов», представляют собой линейно вытянутые серии блоков-пластин, сложенных офиолитами (часто с преобладанием ультрамафитов) и называемых поэтому также офиолитовыми (ультрамафитовыми, гипербазитовыми) поясами, маркирующих обычно границы палеоконтинентальных (в т.ч. палеомикроконтинентальных) и палеокеанических (на начало коллизионных событий) сегментов подвижного пояса.

Они представляют собой корневые (не разрушенные последующей эрозией) зоны аллохтонов, обдуцированных в коллизионную стадию на континентальные окраины. Большая часть поясов тектонических покровов в настоящее время представляет собой клиппы – фрагменты некогда гигантских перекрытий окраин континентов.

В качестве примера сутурных зон могут быть названы зона ГУГР (зона Главного уральского глубинного разлома), маркирующая палеограницу между континентальным (Западный Урал) и океаническим (Восточный Урал) секторами Палеуральского ранне-среднепалеозойского океана.

В строении коллизионных зон нередко большая роль принадлежит также океаническим и островодужным вулканогенным и вулканогенно-осадочным образованиям, интенсивно деформированным и расчлененным разрывными нарушениями. Обычно они слагают линейно-вытянутые сутурные зоны (см. выше), но нередко (Урал) образуют и широкие (до 100 и более километров) пояса, заключенные между палеоконтинентальными блоками (Магнитогорский и Тагильский «мегасинклинории» на Урале). При достаточно высокой деформированности эти геологические комплексы метаморфизованы обычно на уровне, не превышающем зеленосланцевой фации. Нередко эти осроводужные и океанические образования перекрыты отложениями коллизионной стадии (молассы) и прорваны интрузиями того же возраста. Кроме того участками установлена синхронность разрывно-складчатых деформаций, которым подвергались, с одной стороны, островодужно-океанические и, с другой, коллизионные по времени формирования отложения.

Стадия постколлизионной стабилизации (платформенная, тафрогенная стадия платформенно-активизационного цикла) протекает в обстановке очень слабых (слабоконтрастных), мало- или умеренно-амплитудных воздыманий (первые сотни метров) и опусканий (сотни-первые тысячи метров).

Возникшее на коллизионной стадии развития подвижного пояса горное сооружение в обстановке стабилизации подвергается разрушению и постепенно (по нашим оценкам за 1-10 млн.лет) превращается в равнину.

Стадия платформенной стабилизации подразделяется на 2 подстадии: горную и равнинную.

На первой из них в обстановке активной денудации горного сооружения аккумуляция продуктов разрушения происходит в межгорных и предгорных впадинах и прогибах, во второй – в речных долинах, на водоразделах, в озерных водоемах, впадинах и на пологих склонах.

Основные геологические формации, формирующиеся на стадии эпиколлизионной стабилизации:

- молассовая (горная подстадия);

- терригенные континентальные и мелководно-морские (при опускании территории ниже уровня моря);

- угленосные лимническая и паралическая;

- кор выветривания (в зависимости от климата – химического и физического типа).

После более или менее продолжительного временного промежутка развития в платформенном режиме дальнейшая эволюция региона может пойти различными путями:

- он может войти в состав области проявления геодинамического режима эпиплатформенного орогенеза (см. ниже), наиболее свойственного новейшему (неоген-квартер) этапу развития Земли;

- он может вступить в новый этап геотектонического цикла развития подвижного пояса, войдя в состав зоны проявления геодинамического режима внутриконтинентального рифтогенеза (см. выше) и т.д.;

Развитие некоторых из регионов (это касается, в основном, мезозоид и кайнозоид) происходит, не подчиняясь общей схеме эволюции подвижных поясов: в их контурах послеколлизионное горообразование происходит после непродолжительного промежутка относительно спокойного (платформенного или субплатформеного) развития. Такие области (Анадырско-Корякская мезозойско-раннекайнозойская) относятся автором к областям проявления эпиколлизионного орогенеза (в терминологии Н.И.Николаева это новейшие области промежуточного – не эпиплатформенного и не эпигеосинклинального – орогенеза).

Стадия внутриконтинентального эпиплатформенного орогенеза сопровождается горообразованием, локализованным в областях продолжительной (вероятно, не менее периода) платформенной стабилизации. При этом эпиплатформенный орогенез (данные по современным эпиплатформенным орогенам) происходит в условиях проявления различных геодинамических режимов:

- собственно эпиплатформенного орогенеза (обстановка осевого сжатия), как это имеет место в пределах Западного Урала, Алтае-Саянской области и других коллизионных областей варисского, каледонского и байкальского возраста;

- эпиплатформенного рифтогенеза (обстановке осевого растяжения), проявляющегося в новейшее время в пределах Байкальского-Хубсугульской рифтовой зоны.

При сходном геоморфологическом выражении (формирование горных хребтов, наследующих элементы разрывной тектоники коллизионного этапа, и др.) эндогенная составляющая этих процессов значительно различается по следующим признакам:

- по контрастности (размаху) тектонических движений, которая гораздо выше в рифтогенах;

- по составу магматизма: щелочные базальты и др. магматические проявления известны лишь в рифтогенных зонах и практически не наблюдаются в собственно орогенных;

- по строению земной коры и литосферы названные области резко различаются (мощность литосферы под рифтогенами значительно уменьшена и др.);

- по большей роли грабенообразных структур (обычно, занятых озерами или маркируемых речными долинами) в рифтогенах.

В орогенных областях формируются многочисленные, генетически разнородные, главным образом, континентальные отложения (гравитационные, склоновые, лимнические, аллювиальные, ледниковые и др.), комплекс которых определяется высотностью возникшей области горообразования, климатическими и другими особенностям территории.

Автору представляется, что выделяемые в истории развития многих подвижных поясов стадии тектоно-магматической активизации (стадии ТМА) – стадии нарушения «идеальной» стадийности их развития (и усиления тектонической и магматической активности) – представляют собой результат реакции литосферных блоков на определенные (растяжение, сжатие), инициируемые подкоровыми (функционировавшими в мантии) конвекционными потоками, воздействия.



Как отмечено выше, стадии внутриконтинентального рифтогенеза, спрединговая, осроводужная и коллизионная объединяются в геодинамический цикл и в целом соответствует выделяемым Дж.Т.Вилсоном стадиям развития палеокеанов: раскрытия (спрединговая), активного существования (субдукционная) и закрытия (коллизионная).

Это как бы «законные» последовательные составляющие геодинамического цикла, реконструированные и датированные для большей части складчатых областей.

В то же время, как показывает анализ фактического материала, в истории развития практически всех рассмотренных складчатых областей наблюдаются периоды нарушения отмеченной последовательности, выражающиеся в усилении тектонической и/или магматической активности региона и называемые обычно стадиями стадиями или фазами тектоно-магматической активизации (ТМА).

После коллизии континентальных блоков, сопровождающейся обычно горообразованием, дальнейшие сценарии развития коллизионного орогена могут быть различными.

Многие из них (Верхояно-Чукотская позднекиммерийская область, Сихотэ-Алиньская ларамийская область, Алтае-Саянская каледонская область, Байкальская позднедокембрийская область, Восточно-Саянский сегмент Енисейско-Восточно-Саянской байкальской области и др. непосредственно после проявления коллизионных событий входили в состав геодинамических ансамблей активных континентальных окраин смежных с ними закрывавшихся океанических бассейнов.

Позднее эти структуры нередко оказывались в областях проявления горообразования (орогенеза), не связанного с коллизией, в данном складчатом сооружении, но, часто, проявленной в смежных с ними регионах.



Этот тип горообразования автор называет периколлизионным орогенезом, подчеркивая этим отсутствие его, прямой связи с процессами столкновения и взаимодействия континентальных блоков. Названный тип орогенеза в терминах классической геотектоники именуется дейтероорогенезом, или, по Н.И.Николаеву, применительно к новейшему этапу развития – орогенезом промежуточного типа (между эпигеосинклинальным и эпиплатформенным), или, в ряде случаев, тектоно-магматической (тектонической) активизацией без указания на геодинамической режим, в области господства которого она проявляется.

Более редкий сценарий – смена коллизии и сопровождающего этот процесс горообразования (коллизионного орогенеза) платформенным режимом, обычно предваряемым проявлением внутриконтинентального рифтогенеза. Этот сценарий был реализован, в частности, на Урале и области, расположенной восточнее его – в пределах эпигерцинской Западно-Сибирской платформы (раннетриасовый внутриконтинентальный рифтогенез сменился здесь платформенным режимом).

Однако позднее, после белее или менее продолжительнго периода платформенного развития во многих байкальских, каледонских, герцинских и, реже, мезозойских структурах проявился повторный (эпиплатформенный) орогенез, который в терминах классической геотектоники также называется дейтероорогенезом. В нашей схеме развития подвижных поясов этот орогенез носит название эпиплатформенного.

УРАЛО-АЗИАТСКИЙ ПОДВИЖНЫЙ ПОЯС
Урало-Азиатский (Урало-Монгольский, Урало-Охотский) подвижный (складчатый) пояс (УАПП) – структура, сформированная на месте так называемого Палеоазиатского океана, заложенного в рифее и прекратившего свое существование в результате проявления коллизионных процессов в конце палеозоя – начале мезозоя. Пояс занимает область, заключенную между Восточно-Европейской, Сибирской, Таримской и Китайско-Корейской древними платформами и открывающуюся в сторону более молодых геологических структур Средиземноморского (на юго-западе), Тихоокеанского (на юго-востоке) и Северо-Атлантического (на северо-западе) поясов.

В пределах УАПП развиты офиолиты рифейского (Урал, Енисейский кряж, Восточный Саян, Средневитимская горная область), венд – раннекембрийского (Западный Саян, Горный Алтай, Западное Забайкалье), ордовикского (Урал, Центральный Казахстан) и средне-, позднепалеозойского (Южный Казахстан, Тянь-Шань, Урал, Южное Забайкалье) возраста [Золоев, 1997; Полянин 2006].

Урало-Азиатский пояс на территории России представлен Уральской и Пайхойско-Новоземельской складчатыми системами, Тимано-Печоро-Баренцевоморской и Западно-Сибирской молодыми платформами, Алтае-Саянской, Саяно-Енисейской, Байкальской и Забайкало-Охотской складчатыми областями.

Уральская складчатая область
В орографическом отношении Уральская складчатая область разнородна: западная его часть представлена низкогорным сооружением, восточная – высокой денудационной равниной.

С запада Уральское складчатое сооружение ограничено Предуральским краевым прогибом, восточная его часть перекрыта мезозойско-кайнозойскими отложениями Западно-Сибирской плиты.

В пределах Уральской системы выделяют четыре трансрегиональных тектонических элемента – мегазоны (с запада на восток) (приложение 1):

- Предуральский краевой прогиб;

- Западная мегазона;

- Зона Главного уральского разлома (Зона ГУР);

- Восточная мегазона.

Каждая из мегазон характеризуется индивидуальным вещественным наполнением и геодинамической историей развития. В составе мегазон выделяются тектоно-вещественные (геодинамические) элементы более крупного порядка.


Предуральский краевой прогиб
Предуральский краевой прогиб отделяет складчатое сооружение Урала от Восточно-Европейской платформы и Печоро-Баренцевоморской области. Прогиб протягивается вдоль всего западного склона Урала (кроме Мугоджар). Длина его превышает 2000 км, ширина составляет 50-70 (до 100) км.

Заложение прогиба произошло в конце карбона – начале перми.

Стратиграфический его разрез имеет следующий вид:

- верхний карбон – нижняя пермь (ассельский-артинский ярусы) сложены глубоководными глинисто-кремнисто-карбонатными отложениями небольшой мощности;

- верхняя пермь представлена красноцветными континентальными молассами, на севере – лимнической угленосной толщей;

- триас (отмечен лишь на юге и севере прогиба) представлен красноцветными и пестроцветными молласами.

Строение прогиба асимметричные: восточная его часть имеет складчато-надвиговое строение (брахиформные и линейные складки, осложненные надвигами, падающими на восток), западная сложена субгоризонтально залегающими отложениями.

Западная мегазона


Западная мегазона в течении ордовика-раннего карбона представляла собой пассивную континентальную окраину (в терминах геосинклинальной концепции – миогеосинклинальную зону) Уральского сегмента Палеоазиатского океана, заложенную на восточной периферии Восточно-Европейской платформы. Эта мегазона носит также название пале-континентального сектора Уральского океана.

Западная зона состоит из следующих структур:

- Башкирского антиклинория;

- Зилаирского синклинория;

- антиклинория Уралтау;

- Центрально-Уральской зоны поднятий;

- Западно-Уральской складчатой зоны (моноклинория).

Башкирский антиклинорий сложен почти не метаморфизованными терригенно-карбонатными отложениями рифея-венда общей мощностью 10-14 км, среди которых в эрозионном окне выступает глубокометаморфизованный дорифейский фундамент, отложения которого объединяются в тараташский гранулитовый комплекс.

Названный комплекс представлен толщей мощностью более 5 км, сложенной гиперстеновыми плагиогнейсами и амфиболитами. Время проявления метаморфизма датируется: гранулитовой фации – 2,8-3,1 млрд. лет, амфиболитовой – 2,0-2,1 млрд.лет. Гранитизация и диафторез датируются следующими возрастными уровнями: 1,2 млрд. лет, 1-1,2 млрд. лет и 0,6 млрд. лет.

Рифейско-вендский комплекс (стратиграфический для рифея) разделяется на 4 серии, отвечающие крупным седиментационным циклам (снизу вверх):

- бурзянскую (нижний рифей) общей мощностью 3-4 км, залегающую на архее и сложенную в основном конгломератами, сменяющимися выше по разрезу переслаивающимися глинистыми сланцами, алевролитами и доломитами и, наконец, карбонатными отложениями; отложения серии прорваны интрузией гранитов-рапакиви (Бердяушский плутон) возрастом 1,4-1,5 млрд. лет;

- маршакскую (средний рифей) мощностью не менее 2 км юрматинскую (средний рифей) мощностью 2-4 км, каратаускую (верхний рифей) – терминальный рифей мощностью до 3-5 км, имеющие аналогичный вертикальный разрез и строение.

Выше с размывом залегает ашинская (венд) серия мощностью 1-2 км.

Структура Башкирского антиклинория линейно-складчато-надвиговая. Отложения, слагающие его, надвинуты на Предуральский краевой прогиб. Отметим здесь, что скважина, пробуренная в ядре Тараташской «антиклинали» на глубине около 1000 м вошла в отложения девона, что является дополнительным тому свидетельством. Время надвигания датируется поздней пермью-триасом.

Как предполагается, в раннем палеозое Башкирский антиклинорий был перекрыт горизонтально залегающими отложениями ордовика – девона, которые позднее (в конце палеозоя) были разрушены эрозией.



Зилаирский синклинорий сложен терригенно-карбонатными мелковидными отложениями ордовика-среднего девона. Выше залегает граувакково-глинистые отложения зилаирской серии (верхний девон-турне), на юге – флиш среднего и верхнего карбона. Зилаирский синклинорий имеет линейно-складчяатое строение.

Во внутренней зоне и восточном крыле синклинория установлены Кракинский и Сакмарский аллохтоны (клипы) – эрозионные останцы мощного шарьяжа, перекрывшего их в конце палеозоя. Сложены эти клипы офиолитами (ультрамафитами и др.), шарьированными в конце палеозоя из палеоокеанического сектора Уральского океана на пассивную континентальную окраину Восточно-Европейской платформы.



Антиклинорий Уралтау имеет ширину 15-40 км. Его северным продолжением является Центрально-Уральская зона поднятий. Сложена эта структура отложениями среднего рифея-венда, которые в отличие от Башкирского антиклинория имеют вулканогенно-осадочный характер. Метаморфизм слагающих ее пород варьирует от зеленосланцевой до амфиболитовой и глаукофансланцевой фаций.

В условиях глаукофансланцевой фации метаморфизованы породы, входящие в состав максютовского комплекса (средний рифей), сложенного кварцитами, графитистыми кварцитами, кварц-мусковитовыми сланцами с гранатом, глаукофаном, лавсонитом и аповулканитовыми эклогитами. Формирование этого осадочно-вулканогенного комплекса датируется 1,1-1.7 млрд. лет, глаукофансланцевый метаморфизм – 0,35-0,37 млрд. лет. Мощность отложений 2-4 км.

Верхняя часть разреза антиклинория представлена суваякским комплексом (верхний рифей) мощностью 3-5 км, сложенными кварцитами, кварц-хлорит-мусковитовыми сланцами с прослоями конгломератов, доломитов, известняков и зеленых (по основным вулканитам) сланцев.

Вендские отложения образуют горизонт, сложенный тиллитоподобными конгломератами.

Геологические комплексы, слагающие антиклинорий Уралтау, смяты в сжатые линейные складки, осложненные надвигами с западным падением.

Центрально-Уральская зона поднятий представляет собой вытянутую в северном направлении прерывистую полосу выходов допалеозойских отложений.

Кваркушский антиклинорий сложен (снизу вверх):

- осадочными и вулканогенно-осадочными отложениями (кварцито-песчаники, серицит-кварцевые, глинистые, углисто-глинистые сланцы, основные и кислые эффузивы) рифея - нижнего венда общей мощностью 4-6 км;

- песчано-глинистыми отложениями с горизонтами тиллитов верхнего венда общей мощностью 4-5 км.

Ляпинский антиклинорий образован аналогичными по первичному составу и возрасту комплексами пород общей мощностью до 6 км, метаморфизованными в фации зеленых сланцев и, локально- в амфиболитовой. В этой структуре кроме того развиты интрузии гранитоидов рифейского-кембрийского возраста.

Кожимское поднятие в ядерной части сложено породами дорифейского гнейс-амфиболитового комплекса и кварцитами.

Харбейское поднятие сложено отложениями одноименного комплекса нижнего протерозоя: гнейсами, амфиболитами, высокоглиноземистыми слюдистыми сланцами (Рb-U - возраст-2220 млн. лет и 740 млн. лет). В этом же поднятии развиты эклогиты(гранат-омфацитовые породы), принадлежащие марункеускому комплексу, имеющему возраст не менее 1,5 млрд. лет.

Западно-Уральская складчатая зона (синклинорий) сложена в западной части мелководными терригенно-карбонатными отложениями ордовика-девона общей мощностью 5-7 км (елецкие фации), а в восточной глубоководными глинисто-кремнистыми осадками того же возраста (лемвинские фации) относительно небольшой мощности.

Отложения, слагающие зону, смяты в довольно сильно сжатые линейные складки, опрокинутые на запад, осложненные надвигами и шарьяжами восточного падения.

Зона Главного уральского разлома
Зона Главного уральского разлома (ГУР) разделяет Западную и Восточную мегазоны Урала.

Зона ГУР представляет собой пояс массивов офиолитов и мафитов-ультрамафитов дунит-клинопироксенит-габбровой формации, протягивающийся от Полярного до Южного Урала.

В тектоническом отношении зона ГУР – это зона крупно-амплитудного надвигания и шарьирования в западном и северо-западном направлениях блоков-пластин, сложенных нижними частями разреза (офиолиты, островодужные комплексы) Восточной мегазоны, на складчатые комплексы Западной мегазоны. Останцами этого гигантского шарьяжа являются офиолитовые массивы Крака, Кемпирсайский и другие.

Время шарьирования датируется поздним палеозоем.

В западной части зоны ГУР и прилегающей к ней восточной краевой зоне Центрально-Уральского поднятия проявлен и глаукофансланцевый метаморфизм, датируемый поздним силуром-девоном.

Восточная мегазона


Восточная мегазона представляет собой палеокеанический (в ордовике-карбоне) сектор Уральского сегмента Палеоазиатского океана, называемый также (в терминах геосинклинальной концепции) эвгеосинклинальной зоной.

В составе мегазоны автором выделяются следующие геодинамические элементы:

- островодужно-океанические зоны;

- палеомикроконтиненты;

- области проявления интрузивного и эффузивного магматизма (активных континентальных окраин);

- области проявления коллизионного интрузивного магматизма.


1   2   3   4   5   6   7   8   9   ...   12


База данных защищена авторским правом ©bezogr.ru 2016
обратиться к администрации

    Главная страница