Петрогенетические аспекты формирования континентальной земной коры Текст научной статьи по специальности «Науки о Земле и смежные экологические науки»

СЕРИЯ: ГЕОЛОГИЯ И ГЕОФИЗИКА Вып. 5

ОБЩАЯ, ИСТОРИЧЕСКАЯ Л РЕГИОНАЛЬНАЯ ГЕОЛОГИЯ

¿50.93

С.Г. Паняк

ПЕТРОГЕНЕТИЧЕСКИЕ АСПЕКТЫ ФОРМИРОВАНИЯ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОРЫ ЗЕМЛИ

Памяти Г. А Кейльмана посвящаю изученными геологическими проблемами на сегодня остаются условия формирования Земл* в силу уникальности характера первичных геологических процессов и разнообразия « ае^ественных превращений, изменивших, а порой полностью уничтоживших древнейшие 3 основе всех реконструкций при геолого-историческом анализе служат состав и структура <сры, явившейся конечным результатом многократных пегрогенных преобразований, особенностью строения внешних оболочек коры является наличие двух типов разрезов в «_:-->-ентов и океанов. Главная отличительная особенность между ними состоит в наличии у это типа коры «гранитного» слоя, отсутствующего в океаническом типе. 5 г-оое-ии протокоры выделяются некоторые генотипические структурно-вещественные комплек-обширные площади на всех континентах. Это гранулито-гнейсовые ареалы и ассоцииру-с яв!и анортозит-гипербазитовые комплексы, так называемые «серые гнейсы», коматиит-зеленокаменные пояса, гранито-гнейсовые купола и овалы, последовательность образо-^z~z<»x служит предметом оживленной дискуссии. И хотя радиогеохронологических материалов с -ажоглено уже немало, а методика изотопных исследований продолжает совершенствоваться,

геохронологическую систему для этих комплексов окончательно построить не удается, -г основе космогеохимических данных в настоящее время большинство исследователей признает -еслогической истории земной коры около 4,6-4,5 млрд.лет назад. При этом значительный зоеыени, составляющий около 1,0 млрд.лет (от 4,5-4,6 млрд.лет до 3,6 млрд.лет) геологической земной коры, на геохронологической шкале выглядит «пассивным», как бы выпадая из ветви. Это обстоятельство рядом исследователей ошибочно объясняется тем, что обособление земного ядра как источника гравитационной энергии началось не сразу после планеты, а некоторое время спустя, достигнув апогея лишь в интервале 1,5-2,0 млрд.лет I д-ахо максимальное количество датировок очевидно нельзя увязывать с периодом наибольшего коры. Изучение эволюции метаморфизма убедительно свидетельствует о том, что его «й уровень наиболее высок для раннеархейских образований. Он испытывает высокогра-:-»окение, начиная лишь с позднего архея. Степень регионального метаморфизма нижнепро-комплексов стабильно не превышает зеленосланцевой фации. По^зедя краткий итог существующей проблемы в схематизированном виде, ее можно сформули-сгелующим образом. По радиогеохронологическим данным более «древние» и менее метамор-*><е зеленокаменные комплексы киватиния нередко налегают на более «молодые» глубокоме-

-з!»=оо-зоза*ные сиалические комплексы, что явно противоречит логике. Слабым звеном в выстроенной явно выглядят геохронологические данные. Кажется очевидным, что в рамках гранитах комплексов занимавшие первоначально более низкое стратиграфическое положение комплексы выглядят многократно омоложенными и выведенными на более высокие з периоды тепловой активизации вследствие гравитационного «всплывания». Зоеди разных точек зрения по поводу взаимоотношений гранулитов и зеленокаменных вулканитов г мнение, что зеленокаменные комплексы являются более древними, чем гранулитовые, и геют собой реликты первичной «океанической» коры. Однако структурные особенности и, всего, сочетание узких линейных и неправильных "амебных" форм залегания зеленокаменных

1), а также широкое развитие среди них гранитных массивов свидетельствуют о том, что они геют собой остатки крупных вулканических покровов, формировавшихся на консолидированной с*г.-1--ес*ои коре. Вулканические образования этой эпохи, по-видимому, не обладали значительной | и сохранились лишь в ядрах отрицательных структур и в линейных швах - выводящих каналах.

Ниже приведены ре зультаты восстановлени петрогенетических проце< сов и их временных соотно шений на основе иэучени! геохимических трендов реликтовых продуктах. Дл: этой цели была создана спе циальная методика [9], 6а зирующаяся на математи ческом моделировании пет-рогенных процессов, позволяющих восстановить их ге> охимическую направленность без сопоставления но-вообразованных пород с исходным эдуктом. Получена возможность перевода на первый взгляд одновозрас-тных латеральных рядов раннедокембрийских формаций в вертикальные.

По полученным результатам отчетливо выделяются четыре стадии становления континентальной коры (см.таблицу): анортози-товая, зндербит-чарнокитовая, тоналитовая и гранитоидная, на протяжении которых примитивная базальтовая протокора приобрела близкий к современному облик со специфическим образованием - «гранитным» слоем.

Рис.1. Конфигурация архейских зеленокаменных поясов (заштриховано): а - в Западной Австралии (НаШгеМ, Тагпег, 1975); 6 - в западной части провинции Сюпериор Канадского щита [13]

СХЕМА ПЕТРОХИМИЧЕСКОЙ ЭВОЛЮЦИИ ЗЕМНОЙ КОРЫ В РАННЕМ ДОКЕМБРИИ

Стадия

Типоморфные ассоциации горных пород

Ведущий Особенности

петрогенетический геохимии процесс процессов

Термодинамические условия

привнес вынос

Интервал времени, млрд.лет

Анорто-зитовая

Анортозиты, габбро- нориты, троктолиты

Магматическая дифференциация

А12О*

МдО* Ыа,0 РеО* СаО ТЮ, МпО

Поверхностное плавление

4,2-4,6

Эндербит- Чарнокитоиды,

чарно-китовая

основные гранулиты

Метаморфизм,

кремниевый

метасоматоз

БЮг* Ыа20 К20

МдО* СаО*

А'А

РеО

Тоналитовая Тоналиты, Метаморфизм,

платиогнейсы, Ыа-метасоматоз,

киватинийские вулканизм коматиит-базальты

№,0* СаО*

Гранитоидная

БЮ2 Кг0

А,!°3

МдО РеО

Гранитогнейсы,

автохтонные и

аллохтонные

гранитоиды,

киватинийские

базальты

Метаморфизм, К-метасоматоз, анатексис

К20 * 5Ю3

МдО* РеО* СаО N30

Гранулитовая фация

3,6-4,2

Гранулитовая фация

3,0-3,6

Амфиболитовая фация

2,6-3,0

Примечание. Звездочкой (*) обозначены компоненты, обнаруживающие максимальную миграцию.

АНОРТОЗИТОВАЯ стадия выделяется по типоморфной ассоциации горных пород, аналогичных лунной коре, реликты которых все чаще встречают в древних блоках Земли [2,8 ]. Интервал ее проявления (4,6-4,2 млрд.лет) выделется несколько условно,на основании сопоставления с возрастом анортозитовой

С/втао-^-ос-г -.аиболее ранних процессов на Земле и Луне сейчас достаточно обоснованно иле^—ае- .V 5с^=._инством исследователей. Она обусловлена тесным взаимодействием Земли с ■псгу»л> реальным источником энергии, необходимым для расплавления оболочек обеих

зъ-зодам пришли также авторы международной советско-американской программы, » «г—:-.-- были изложены в совместном сборнике трудов [5]. Для внешней оболочки Луны ■с -а^более существенных «события»: образование анортозитов, слагающих лунные -=» - - 6-4,4 млрд.лет, формирование неморских базальтов КРЕЕР - 4,2-4,0 млрд.лет и «угжамизм «морских базальтов» - 3,6-3,0 млрд.лет. Опираясь на геологические данные, ¡ьс»оонологические определения, можно заключить, что на Земле в то же время ■ои>* з-зсгоез ее внешней части, сопровождающийся частичным плавлением. Логичными являются объясняющие эти явления физическим взаимодействием Земли и Луны. Это взаимодей-ееася в приливном трении, достигающем максимума во внешних оболочках планет, —о в первый миллиард лет геологической истории Земли, когда Луна находилась на -ч*_'ем от нее расстоянии, чем ныне. Выделяющейся при этом энергии было вполне * с зля юэерхностного расплавления пород, и первый этап формирования протокоры протекал г -аг-а'^еской дифференциации.

1 1.1 <■€ анортозитовой стадии протекало в условиях постепенного истощения поверхностных и э^у«*. Быстрая отдача тепла образовавшейся кристаллической оболочкой приводила к

х ег остыванию, а фронт расплавления медленно погружался на глубину, трансформируясь

( -^шсас^-сттреру.

Э-^Р6>*Т-ЧАРН0КИТ0ВАЯ стадия, именуемая по характерным продуктам петрогенетической ;-~?ет предыдущую без заметного перерыва. Совместно с последующими тоналитовой и стадиями она резко отличается от анортозитовой стадии преимущественно метаморфоген--с ■8,<>-зиг-^есхим характером петрогенных процессов в противоположность предшествующим •» -ооявлениям магматизма. Время проявления процессов эндербит-чарнокитовой стадии -ю датируется интервалом 4,2-3,6 млрд.лет. Уникальная особенность геохимической <ус~- -етрогенезиса - существенный привнос в поверхностную оболоку кремнезема, вппоть до - зь.деления свободного кварца.

характера петрогенных процессов эндербит-чарнокитовой стадии связано со сменой - флюидного режима, обусловленного, в свою очередь, наличием относительно холодной й оболочки, снижением фронта расплавления и его трансформацией в астеносферное е. В создавшейся физико-химической обстановке скорость диссипации глубинного тепла 6= га существенно уменьшиться, а масштабы участия флюида в петрогенных процессах -•та-с возрасти. Так как ведущая роль в глубинном флюиде принадлежала водороду, то в условиях потенциала кислорода химическая активность компонентов определилась величиной -<зсоьо-с--зотермического потенциала [6,7]. В соответствии с этим в верхние горизонты коры выносились • ?с-ойчивыми на больших глубинах оказались соединения Са,Мд,А1. Наиболее трудной задачей ■=»• ггх называется определение источника и механизма доставки в верхние горизонты,

■твобжаг^о иметь в виду, что обычный в геологических процессах неогея перенос кремнезема водными

«- з условиях рассматриваемой эпохи не мог быть реализован. Вероятнее всего миграция

С*-" ' г з ~а<ой среде осуществляется в виде восстановленных форм легколетучих кремнийорганических зьь«' е -«й [7] . В соответствии с общей тенденцией повышения основности при минеральных -ряаыаце-«ях зон коры [1,6] источником кремнезема мог служить процесс троктолизации первично -аббро, когда происходит замещение пироксена оливином. : аа. - эность подобных процессов подтверждается геологическими наблюдениями, в частности, на Узаае. ✓«енно такие типы габбро фиксируются в лунной ассоциации пород АНТ. Содержание сз^а в оливиновом габбро, по Р.Дели, составляет 46,49%, а в норитах - 50,39%. При мощности зоны базификации она вполне может обеспечить повышение содержания

• эе»-«эема на 10-15% в приповерхностном слое в процессе его эндербитизации - чарнокитизации.

1~-осительно высокое исходное содержание натрия в породах анортозитовой ассоциации снимает лообюиу его источника при образовании эндербитов. В формировании более поздних чарнокитов эгэь1г-'$одая роль принадлежала, по-видимому, ювенильному калию. Уже на данной стадии устанав-классическая последовательность процесса калинатрового и калиевого этапов; для более за—е*с этапа он осуществляется как кремниево-калиевый. На завершающих этапах стадии при *-г-о«5-ом привносе калия осуществляется слабый вынос натрия. На протяжении всей стадии «--е-о'з-ому выносу подвергаются кальций, алюминий, магний, железо, титан. Легко убедиться, что о—с с химического баланса вещества отчетливо увязывается с общим раскислением коры, гзссх-эованной на анортозитовой стадии, изменением ее минерального состава. Это касается, прежде

всего, раскисления плагиоклаза и разложения пироксенов. Следует заметить, что практически идентичные выводы о балансе вещества при эндербитизации были получены В.М.Шемякиным [12] при расчетах с использованием метода В.А.Рудника.

Определенной характеристикой окислительно-восстановительного потенциала среды минералооб-разования в раннем докембрии может служить концентрация и характер определения МпО в чарноки-тоидах Балтийского щита (исходные данные В.М.Шемякина). В наиболее древних «раннескладчатых» чарнокитоидах, менее других измененных наложенными процессами, содержание оксида марганца составляет около 0,05%, в более поздних «соскладчатых» чарнокитодах оно на целый порядок выше и составляет 0,75%, а в еще более поздних чарнокитоидах «зон глубинных разломов» достигает 1%. Достаточно отчетливо поведение оксида марганца, обладающего значительным сродством к кислороду

и известного индикатора окислительно-восстановительного потенциала, фиксируется по его ЭКР, V - эмпирическим кривым распределения (рис.2).

50

2=28

С>

40

30

20

10

0.5

L5

—I—

Z

Рис.2.Отражение геохимической активности МпО на разных стадиях эволюции чарнокитоидов по эмпирическим кривым

распределения:

I - в «соскладчатых« катархейских образованиях при восстановительном режиме летучих; II - в «позднескладчатых* архейских продуктах ремобилизации при окислительном режиме летучих; III -

в протерозойских продуктах ремобилизации чарнокитоидов «зон Сод. % глубинных разломов»

В наиболее древней (по-видимому, катархейской) разновидности его ЭКР аппроксимируется пуассоновским распределением - свидетелем полной неустойчивости и выноса этого компонента, что характерно для восстановительных условий. Для «соскладчатых» (раннеархейских) образований ЭКР отмеченного компонента приближается к нормальной модели, что можно расценивать как свидетельство стабильных концентраций. В наиболее поздних образованиях, претерпевших ремобилизацию в познеар-хейское - нижнепротерозойское время, фиксируется бимодальное распределение, которое можно интерпретировать как наложение привнесенной доли компонентов на фоновые содержания.

Общим итогом эндербит-чарнокитовой стадии явилось определенное вертикальное расслоение коры, увеличение контрастности химического состава ее составных частей. Впервые появляется латеральная неоднородноть коры, связанная с локальным развитием процессов данной стадии.

ТОНАЛИТОВАЯ стадия фиксируется излиянием базальтов, в нижней части нередко представленных коматиитами. Это событие последнее, которое синхронно проявилось на Земле и Луне. Высокий температурный фон метаморфических преобразований стадии, как правило, не опускающийся за пределы гранулитовой фации, является убедительным свидетельством в пользу более раннего разогрева приповерхностной оболочки коры за счет гравитационного источника, чем это приводится в расчетах О.Г.Сорохтина [11], В.П.Кенджяна, А.С.Монина [4], полагающих, что максимальный прогрев был достигнут лишь в протерозое.

Геохимическая направленность метаморфических преобразований отмеченной стадии характеризуется, в первую очередь, интенсивным натровым метасоматизмом. Кроме оксида натрия, испытывающего максимальный привнос, в верхние части литосферы привносятся также 8Ю2 и К20. За счет выноса из верхних частей комплементарные процессы в глубинных зонах обусловливают обогащение, прежде всего СаО, А1203, а также МдО и РеО. Образуются обширные области метаморфических пород, приближающихся по составу к тоналиту, в противоположность «диоритовым гнейсам» предшествующей стадии. По всей вероятности, большинство описанных «серых гнейсов» было сформировано в эту стадию. Иногда раскисление пород достигает состава плагиогранита, и тогда они имеют облик плагиогнейсов.В последнем случае такие породы обычно описываются как плагиограниты и плагиогнейсы повышенной основности и поэтому типоморфными образованиями стадии следует считать тоналиты, гранитодиориты, тоналитовые гнейсы.

1с г сонностью метаморфических образований тоналитовой стадии, в отличие от предыдущих, ^--ссг -зоявление теплоизоляционного чехла рыхлых осадков. Сравнительно небольшая глубина ^а-^вве-аморфических процессов приводила к формированию магматических выплавок с последую-т ;ссаэозанием автохтонных диоритов. Вся совокупность магматических образований образует так первично-коровые тоналит-гранодиорит-плагиогранитные формации.

•'-этом петрогенных процессов стадии явилось формирование «тоналитового» слоя, своеобраз-

г—бсиона будущего «гранитного» слоя. В результате петрогенетических и петрохимических -оо-еесов в коре достаточно отчетливо обособилась первичная поверхность Конрада. Дифференциация ы— г-^ского вещества в коре носила характер метасоматоза, все больше приближающего состав верхней .¿с-- юоы к гранитному. Синхронно с отмеченными метаморфогенно-метасоматическими процессами -г х-езчой поверхности происходило формирование базальтовых покровов, будущих эеленокаменных областей.

Петрогенетические и петрохимические процессы стадии развивались унаследованно, накладывался -а области развития пород, являющихся продуктами предыдущей стадии. Такое телескопирование ~го-;ессов приводило, как правило, к исчезновению минеральных ассоциаций эндербит-чарнокитовой и г-с-отозитовой стадии. Время проявления процессов тоналитовой стадии укладывается в интервал 3,6-3.0 млрд.лет.

ГРАНИТОИДНАЯ стадия, на протяжении которой завершилось формирование древнего «грани--о^дного» слоя, протекала в условиях постепенного охлаждения коры и соответствующей этому смены -учлеарного тектонического режима геосинклинальным (протогеосинклинальным). Весь возрастной ✓-гервал стадии (3,0-2,6 млрд.лет), отвечающий позднему архею, характеризуется высокоградиентными физико-химическими параметрами среды минеральных преобразований. Прежде всего это относится к температуре. Смена восстановительных условий среды на окислительные привела к крупномасштабному преобразованию «сухих» продуктов предыдущей стадии гранулитового уровня в водосодержащие метаморфические породы анхигранитного состава амфиболитовой фации. О площадном характере метаморфических преобразований амфиболитовой фации можно говорить несколько условно. Продукты региональных метаморфических преобразований гранитоидной стадии образуют линейные пояса, фиксируя зоны повышенной проницаемости коры. Снижение плотности новообразованных продуктов, обусловленное существенным привносом К20 и Н?0 с последующей плотностной инверсией, привело к зоздыманию сиалических масс на более высокие гипсометрические уровни, занятые вулканогенными кхаатинийскими образованиями. Отмеченная выше линейность проявления амфиболитового метаморфизма привела впоследствии к формированию гранит-зеленокаменных областей с поясовым расположением алданийских и киватинийских образований внутри их.

Характерной особенностью геохимии метаморфогенно-метасоматических процессов гранитоид-гой стадии явилось диаметрально противоположное поведение щелочей. В отличие от региональной плагиогранитизации тоналитовой стадии, когда между К20 и Ыа^О сохранялась положительная корреляция, в процессах данной стадии эта взаимосвязь меняется на отрицательную, при отчетливом -ривносе калия несколько снижается содержание натрия. Как и на предыдущих стадиях, повышается содержание кремнезема и выносится в порядке убывания МдО, РеО, СаО , N3,0.

На фоне общего снижения интенсивности теплового потока, благодаря его фокусированию в .-инейные зоны деструкции земной коры, а также вследствие преимущественного экзотермического «арактера реакций минералообразования энергетические ресурсы оказались достадочными для ареаль--ого преобразования пород гранулированной фации в метаморфические продукты амфиболитовой Фации. Таким образом, основные петрогенетические процессы, сопровождающие калиевую гранитиза-_ию, представляли по сути регрессивный метаморфизм, накладывающийся на породы гранулитовой Фации, что неоднократно подчеркивал Г.А.Кейльман [3]. Определенную роль в компенсации недостата-ющего тепла на данной стадии начинает играть фактор длительного термостатирования пород под чехлом рыхлых осадочных пород, игравших роль теплоизоляционной «подушки». Замедленная диссипация тепла в таких условиях приводила к подъему геоизотерм, и тогда субстратом для метаморфических -реобразований могли оказаться и осадочные породы. В этом случае преобразования носили прогрессивный характер. > Однако, как показали геологические наблюдения, в различных регионах мира масштабы проявления подобных процессов были весьма ограничены.

Возрастающая консолидация и жесткость коры к концу архея послужили предпосылкой для развития дизъюнктивных нарушений и, соответственно, явлений декомпрессии в глубинных зонах, что в свою очередь, способствовало образованию аллохтонных гранитоидов различной глубины становления.

Итогом рассмотренной стадии явилось формирование «гранитного» слоя в том виде, в котором мы имеем возможность наблюдать его в кристаллических щитах, где архейские образования не претерпели существенной активизации. В связи с постепенным сокращением площадей петрогенетических преобразований различных стадий отмечается латеральная неоднородность состава древнего

«гранитного» слоя. Собственно гранитный состав этого слоя фиксируется в относительно локальных участках телескопирования процессов всех стадий, к периферии он может приобретать тоналитовый, плагиогранитоидный облик, иногда с сохранившимися блоками и реликтами еще более ранних продуктов: чарнокитоидов и анортозитов.

БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК

1. Белоусов В. В. Земная кора и верхняя мантия материков. - М.: Наука, 1966.-123 с.

2. Богатиков O.A., Суханов М.К., Цветков A.A. Анортозиты в океане //Магматические и метаморфические породы.-М.: Наука, 1983.-С. 181-189.

3. Кейльман Г. А. Мигматитовые комплексы подвижных поясов, - М.: Недра, 1974. - 200 с.

4.Кеонджян В.П., Монин А. С. Расчет эволюции недр планеты // Физика Земли. -1976. -N4. - С.З-

13.

5. Космохимия Луны и планет. - М.: Наука, 1975. - 764 с.

6. Летников Ф.А. Гранитоиды глыбовых областей Новосибирск: Наука, 1975.- 213с.

7. Летников Ф.А. Особенности флюидного режима эндогенных процессов в коре и мантии // Флюидный режим земной коры и верхней мантии. - Иркутск, 1977. - С. 5-9.

8. Павловский Е.В. Тектонические аспекты проблемы анортозитов //Гэотектоника. - 1967.- N5.-С. 68-89.

9. Паняк С.Г. Математические модели распределений химических компонентов в продуктах петрогенных и рудогенных процессов: Дис. ... д-ра г.-м.н./СГИ.- Свердловск, 1987.- 265 с.

10. Рускол Е.Л. Происхождение Луны .- М.: Наука, 1975.- 188 с.

11. Сорохтии О.Г. Глобальная эволюция Земли.- М.: Наука, 1974.-184 с.

12. Шемякин В.М. Чарнокитоиды раннего докембрия,- Л.: Наука, 1976.- 179 с.

13. Bell С. К. H ¡s tory of the Superior - Churchill buondary in Manitoba //Geol. assoc. Canada, Sp. Pap. 9, 1971. - P. 5- 10.

УДК 551.24.031+551.263+553.078(470.5)

M.C. Рапопорт ОРОГЕННЫЕ ФОРМАЦИИ И МЕТАЛЛОГЕНИЯ УРАЛА

Термины «орогенез» и «орогенный» применяются в современной геологии в разных, иногда совершенно несогласующихся значениях, хотя в буквальном смысле слова орогенез означает только горообразование.

Долгое время господствовало, а некоторыми исследованиями поддерживается и сейчас представление об орогенезе как о естественном заключительном этапе развития геосинклинальных систем. Традиционно принято выделять две стадии орогенного процесса, ограниченные хронологическими рамками молассообразования, - ранне- и позднеорогенную [15,16 ]. Исследованиями А.А.Моссаковского [8] и В.С.Попова [10] обосновано расчленение орогенного этапа на три стадии: раннеорогенную, горообразовательную и позднеорогенную. Соответственно выделяются ранне-, син- и позднеорогенные геологические и рудные формации.

Две стадии развития горных стран с аналогичными названиями (ранне- и позднеорогенная), но в совершенно ином значении выделены В.Е.Хаиным [19]. Первая из них тесно связана с предшествующим геосинклинальным развитием и характеризуется образованием низко- и среднегорных сооружений. Коррелятными для них являются тонкие терригенные осадки типа морской молассы, формирующиеся в мелководной и лагунно-болотной (паралической) обстановках. Главный горообразующий фактор этой стадии - складчато-надвиговые деформации.

Позднеорогенная стадия, выделенная В.Е.Хаиным, полностью автономна по отношению к предшествующему геологическому развитию и соответствует орогенному этапу в схемах других авторов. Ее горообразующие процессы обусловлены сводово-глыбовыми деформациями, т.е. изгибами большого радиуса, осложненными ступенями по разломам.

На рубеже ранне- и позднеорогенной стадий развития горных стран происходят существенные, местами даже кардинальные изменения структурного плана и тектонических режимов.

До недавнего прошлого ведущим оставалось представление об орогенезе как о совокупности горообразования, складчато-надвиговых деформаций, метаморфизма и гранитоидного магматизма. Ряд отечественных геологов (М.В.Муратов, В.Е.Хаин й др.) понимают под орогенезом лишь собственно горообразование, а некоторые из них [19] и сейчас настаивают на недопустимости объединения двух существенно различных процессов - горообразования и складчатости.

В современной зарубежной литературе под орогенезом понимают в основном не столькс