El proceso de desarrollo de los antiguos océanos asiáticos
La evolución tectónica del antiguo océano asiático continuó hasta finales del Paleozoico y se cerró a lo largo del área sur de Tianshan-Beishan-Xilinhot en el Carbonífero Inferior y el Pérmico Inferior. La cuenca oceánica a lo largo de la línea Solankel-Solunshan-Xilamulun se cerró al comienzo del Pérmico Superior, poniendo fin a la historia de la evolución del antiguo Océano Asiático. Según su historia de desarrollo y ubicación estructural, se puede dividir aproximadamente en tres cinturones estructurales principales: el cinturón estructural Altai-Sayan-Mongolia-Okhotsk, el cinturón estructural Balkhash-Xing'an y el cinturón estructural Ural-Sur Tianshan (Figura 7.9).
Figura 7.9 Mapa de división estructural del antiguo cinturón orogénico oceánico asiático y áreas adyacentes (basado en Chen et al., 2007)
7.2.1.1 La apertura de la antigua cuenca oceánica
Actualmente existen datos que muestran el desarrollo de rocas volcánicas bimodales de Sinian en el norte de Xinjiang y Asia Central (Avdeyev, 1984; Oficina de Geología y Recursos Minerales de la Región Autónoma Uygur de Xinjiang, 1993; IL, 2001), y ofiolita. datos de geocronología isotópica (Kwon et al., 1989; Xiao Xuchang et al., 1992; Zhang Chi et al., 1992; Huang Jianhua et al., 1995; Paraty et al., 1995; Huang Xuan et al., 1997; Yang Haibo et al., 2005). Estos datos indican que las antiguas cuencas oceánicas en el norte de Xinjiang y Asia Central fueron al menos abiertas durante el Período Siniano. Sin embargo, en vista del desarrollo de la vaguada de Aola en el Mesoproterozoico temprano en Siberia, China, Corea e India, Khain et al (2002) informaron que la ofiolita de 1020 Ma se desarrolló en las montañas Sayan en el sureste de China; En términos de eventos regionales, en la Era Proterozoica, el Antiguo Continente del Viejo Cuervo comenzó a dividirse a principios del Cámbrico, el Océano Paleo-Atlántico (es decir, el Océano Jápeto) apareció entre la Paleo-Norteamérica y la Paleo-Europa, y entre la Paleo-Norteamérica y la Paleo-Europa. Paleo-Norteamérica y Paleo-África (Gondwana), surgió el Océano pre-Apalache. Combinado con el antiguo dominio tectónico del Océano Atlántico-Paleo-Asiático (o el dominio tectónico Paleo-Oceánico del Hemisferio Norte), se formó en el Mesoproterozoico y el Neoproterozoico. El Paleozoico temprano estuvo dominado por la contracción de la cuenca oceánica y la acreción de continental. corteza, formando el bloque medio; el Paleozoico tardío fue principalmente cierre residual de cuencas oceánicas, colisión arco-arco o arco-continente, colisión continental y supercolisión (Winedle, 1984; Zhang Yunqing, 2010), por lo tanto, la apertura de la antigua Asia. La cuenca oceánica puede retroceder al menos hasta el Mesoproterozoico, es decir, en Colombia. El supercontinente y Rodinia se formaron sobre la base de la segunda desintegración del supercontinente.
7.2.1.2 Subducción y cierre de cuencas oceánicas antiguas
7.2.1.2.1 Subducción de cuencas oceánicas antiguas
Datos paleomagnéticos (Smethurst et al., 1998 ; Yang Zhenyu et al., 1998; Li Yongan et al., 1999), fósiles de coral en la formación (Wang Baoyu, 1981, 1986, 1987, 1988, 1990, 65438+. Cai Tuci, 1988a, b, 1989a, b). , 1991a, b, 1993, 1996, 1997), lodo en el borde norte de la cuenca del Tarim.
Los fósiles de la fauna Tawabe del Silúrico Medio y Tardío sólo se encuentran en el Junggar oriental y sus regiones nororientales (Zhang Zixin et al., 1983; Wang Baoyu, 1990), a ambos lados del cinturón de ofiolitas en el sur de Mongolia (Kulkov, 1993). , y en las montañas Hegen del noreste de China, áreas al norte del cinturón de ofiolitas (Su, 1981), pero en estratos contemporáneos en el borde norte del bloque continental chino-coreano, las montañas Tianshan, el oeste de Junggar y Asia central. La simbiosis de la flora de Angara y Cathaysian que comenzó a desarrollarse en el continente asiático durante el Carbonífero Superior aparece sólo en los estratos del Pérmico Superior (Dou et al., 1985; Wu Shaozu, 1993).
Las ofiolitas generalmente se consideran registros de fragmentación y subducción de la corteza oceánica. En las montañas Sayan y el oeste de Mongolia, además de las ofiolitas de 1020 Ma, también hay ofiolitas de 600 a 500 Ma (Bukan et al., 2002). A partir del Neoproterozoico, comenzaron a desarrollarse rocas activas del margen continental (Kuzmichev et al., 2001). ; Salnikova et al., 2001), pero el Cámbrico es el de mayor distribución. Estas ofiolitas coexisten con la eclogita y el esquisto azul de Sayanling en las montañas de Altai, el sur de Junggar occidental y el margen norte del sur de Tianshan. Entre ellos, la edad Ar-rA del esquisto azul de Tangbale en el oeste de Junggar es 458 ~ 470 Ma (Zhang, 1997). , la edad Ar-rA del esquisto azul en la parte norte de las montañas del sur de Tianshan es 350 Ma (Xiao Xuchang et al., 65438).
El complejo de margen continental activo en el norte de Xinjiang y Asia Central comenzó desde el Ordovícico hasta el Carbonífero (Avdeyev, 1984; Li et al., 2003; Li Jinyi, 0204a). Los complejos de acreción del antearco son un registro directo de la existencia y subducción contraccional de antiguas cuencas oceánicas. En el norte de Xinjiang, dicha geología se puede encontrar en el sistema orogénico lineal de las montañas de Tianshan del sur, el Bayingou en las montañas de Tianshan del norte, el mar Saltuo en el Junggar occidental, las montañas Kalamaili en el Junggar oriental y desde Xibodu hasta Qiaoshahara al frente. del cuerpo de las montañas de Altai. En estas áreas, fragmentos de litosfera oceánica están estructuralmente encerrados en sucesiones sedimentarias del antearco del Devónico y del Carbonífero Inferior. El borde noreste de la cuenca de Junggar, al sur del cinturón de ofiolita de Kalamaili, fue depositado continuamente desde el Silúrico Medio hasta la parte inferior del Carbonífero Inferior. La litología es principalmente de roca clástica continental con una pequeña cantidad de roca carbonatada, rica en fósiles y poco gruesa. Tiene las características de series de rocas sedimentarias continentales pasivas. La capa de grava de Liangshan del Carbonífero Inferior que se encuentra encima es un conjunto de conglomerados, de 1600 metros de espesor (Grupo de Compilación de Tablas Estratigráficas Regionales de la Oficina de Geología y Recursos Minerales de la Región Autónoma Uygur de Xinjiang, 19866, 1993, 1999), con las características de melaza singenética. .
La bonita es una roca de gran importancia para determinar el entorno tectónico de la ofiolita y sus rocas asociadas, el correspondiente proceso de evolución de la cuenca del arco y la comprensión de la historia temprana de la evolución de la corteza-manto (Sun S et al., 1989; Fan J et al. 1997; Kerrich R et al. 1998; Puchtel Z S et al. 1999). 2000). En la actualidad, se ha encontrado que casi todas las Boanitas se producen en ambientes de antearco (Hickey R L et al., 1982; Crawford AJ et al., 1989), y aparecen principalmente en las primeras etapas de la evolución de los arcos de islas o back-arc. cuencas (Cameron W E et al., 1979; Hickey R L et al., 1979; Beccaluva L et al., 1988; Crawford A J et al., 1989); (harzburgita) -IAT (basalto toleítico de arco de isla) -Bo Nite (andesita de alta magnesia) a menudo representa arcos de islas intracontinentales inmaduros formados durante el proceso de subducción inicial.
Rocas volcánicas del Grupo Ishaq (Yuan Chao et al., 2002) y ofiolita Dacha-Daban (Zhang Qi, 1998; Feng Yimin, 1995). Según evidencia geoquímica (Guo Feng, 2009), los basaltos del Silúrico en la ciudad de Dashizhai, Mongolia Interior, se pueden dividir en dos grupos: el primer grupo es relativamente alto en TiO_2, MgO y elementos compatibles, bajo en Sr y Th, y puede venir de rocas oceánicas el área de origen del manto circular ha sido modificada por fluidos de subducción y tiene una composición isotópica extremadamente pobre; el segundo grupo de basaltos tiene bajos contenidos de TiO_2, MgO y elementos compatibles, pero altos contenidos de Sr y Th. obviamente contribuye a la deposición por subducción. Reportado en el norte de Xinjiang, Mongolia Interior y áreas adyacentes (Liu Dequan et al., 1993; Dobret sov et al., 2004; Zhao Zhenhua, 2007), en las rocas volcánicas marinas de la Formación Ashele del Devónico Medio en el área de la mina de cobre Ashele. en el oeste de Altai, Xinjiang se descubrió un conjunto de rocas volcánicas ricas en magnesio (Niu Caihe, 1999). La andesita de piroxeno de la Formación Beitashan del Devónico Medio en Shaerbulake, condado de Fuyun, al norte de Xinjiang, tiene las características geoquímicas de la boehmita (Zhang et al., 2003).
Además, también se encontraron rocas del Devónico Medio y Carbonífero en Ashele (dacita rica en magnético), la montaña Alatau, Dabat, Asi, Guozigou, Tuwu-Yandong, Weiya, Penguin Hill y al este de la Carretera Nacional 312. Andesita rica en magnesio ( Zhao Zhenhua, 2007); también se ha encontrado andesita rica en Mg en algunas áreas de distribución de ofiolitas, como el área de ofiolita de Bayingou en las montañas de West Tianshan (Wang Qiang et al., 2006). Los datos anteriores muestran que el antiguo Océano Asiático se subdujo al menos dos veces en el Paleozoico temprano y Paleozoico tardío (Devónico Medio y Carbonífero). La andesita rica en magnesio, la dacita rica en magnesio y la diorita rica en magnesio en el norte de Xinjiang se vuelven gradualmente más jóvenes de norte a sur. La región de Altai es Devónica, y las montañas Tianshan del este y del oeste son Carboníferas (Zhao Zhenhua, 2007). La mayoría de las rocas sedimentarias de aguas profundas asociadas con ofiolita en el norte de Xinjiang contienen fósiles de radiolarios o conodontes. Entre ellos, el jaspe rojo asociado con ofiolita en las montañas Kalamaili, Bayingou y South Tianshan contiene radiolarios carboníferos (Xiao Xuchang et al., 1992). Liu Yu et al., 1994; Shu et al., 2003), Clemold (2005). Con base en la datación Rb-Sr y 40Ar/39Ar de moscovita en rocas metamórficas de alta presión, se determina que la edad del pico metamórfico es 310~311Ma. Combinando el Carbonífero Inferior con el Pérmico Tardío, hay diferentes floras en el norte y el sur de la línea del río Xilamulun-Changchun-Yanji, la flora de Angara y la flora de Cathaysian. Esto muestra que las dos subducciones del antiguo Océano Asiático en el Paleozoico temprano (Silúrico) y el Paleozoico tardío (Devónico medio y Carbonífero) fueron subducciones intracontinentales y la cuenca oceánica no estaba cerrada.
La adakita es otra roca importante relacionada con el magmatismo de subducción (Defant, M.J. et al., 1990). Sus características petrogeoquímicas únicas y su importante importancia geodinámica han atraído una amplia atención por parte de geólogos nacionales y extranjeros en los últimos años (Prouteau et al., 2001; Schiano et al., 1995; Yogodzinski et al., 2001; Zhang Qi et al., 2002 ) se ha convertido en una frontera muy activa en el estudio del magmatismo de la zona de subducción (por ejemplo, Yogodzinski et al., 1995; Drummond et al., 1996; Kepezhins-kas et al., 1996; Sachona et al., 2000; Smith y Champion, 2000; Wyman et al., 2000; Aguilon et al., 2001; Defant et al., 2002; bajo ciertas condiciones térmicas, como una subducción de la corteza oceánica joven, rápida, inclinada y suave (Defant et al., 1990; Peacock et al., 1994; Gutscher et al., 2000; Yogodzinski et al., 2001), profundidad de inmersión > : 50 kilómetros (con presión >: 12×108Pa, (16~22)×108Pa es lo mejor) se funde parcialmente para formar adakita con alto aN, lA, Sr, bajo Y y HREE. La ubicación estructural es un arco volcánico, a menudo en las primeras etapas de subducción.
Se informa que hay dos tipos de adakita en el norte de Xinjiang (Zhao Zhenhua, 2006). Un tipo es el tipo de subducción, formado en el Devónico temprano y medio hasta el Carbonífero temprano tardío, que incluye adakita, basalto rico y andesita muy rica; el segundo tipo es el tipo subyacente, formado en el Pérmico medio y tardío; El primer tipo de adakita se distribuye en las montañas Alatau de las montañas Tianshan occidentales, las montañas Borokonu de las montañas Tianshan centrales, Luotuogou, Baluntai, Tuwu-Yandong de las montañas Tianshan orientales, Fuyun-Qinghenan en el borde sur de las montañas Altai, y Luliang en la parte central de la cuenca de Junggar, Karamay y otros lugares (Figura 7.10). En la parte sur del margen continental de Altai, la picrita está estrechamente asociada con la adakita, el basalto rico y la andesita muy rica. El segundo tipo de adakita se distribuye en las montañas Awulal de las montañas de Tianshan occidental y en el Sanchakou de las montañas de Tianshan oriental. No se han encontrado combinaciones ricas de basalto y andesita. El segundo tipo de adakita intrusiva clasificada por el autor original puede estar relacionado con la denudación de la litosfera orogénica y el afloramiento del derretimiento astenosférico de rocas residuales en fase eclogita (Qiu et al., 2006), y pertenece a la adakita tipo C.
La adakita identificada en el noreste se distribuye principalmente en Jilin, con informes esporádicos en Mongolia Interior y Heilongjiang (Figura 7.11). Están ubicados respectivamente en el océano Paleoasiático, el océano Pacífico occidental y el cinturón estructural del océano Sur de Mongolia-Ojotsk, y están relacionados con la mineralización de oro, cobre y molibdeno.
Figura 7.10 Mapa de distribución de dos tipos de adakita en el norte de Xinjiang (basado en Zhao Zhenhua, 2006)
Figura 7.11 Mapa de distribución de adakita y adakita en el noreste de China (según Fei et otros, 2004).
Adakita oceánica paleoasiática: la zona de sutura de Sunitzuoqi-Hegenshan es la zona de sutura entre la placa de Siberia y la placa del norte de China (Tang Kedong et al., 1992). El plutón de la isla Baiyinbaoli se formó en el entorno tectónico del arco insular del Paleozoico temprano en el borde sur de la placa siberiana (Xu Bei et al., 1997). Según la edad U-Pb del circón único de 439,8 ± 4,3 ma (Fei et al., 2004), se cree que la adakita se formó en el Ordovícico. El arco insular del Paleozoico temprano en el área de Duobaoshan de la provincia de Heilongjiang está ubicado en la extensión noreste de la zona de sutura de Hegenshan (Cui Ge, 1983; Tang Kedong et al., 1992; la edad isócrona Re-Qs de la molibdenita); La mina de cobre de Duobaoshan obtenida por Zhao Yiming (1997) tiene 506 ± 14 Ma, lo que indica que el pórfido de granodiorita, la roca huésped del depósito de cobre de Duobaoshan, también se formó en el Paleozoico temprano. Hay cinturones de granito (Fang Wenchang, 1992; Fei et al., 2000); adakites como la granodiorita Shichangtun y la tonalita Erdaodianzi se forman en el entorno tectónico del arco de la isla.
La zona de sutura del río Xilamulun-Changchun-Yanji es una zona de empalme de colisión de placas muy importante en la parte oriental del cinturón orogénico de Mengxing. El plutón Dayushan se encuentra en esta zona de empalme y pertenece al alto contenido de potasio. Granito calco-alcalino tipo I (Sun Deyou et al., 2004). El macizo rocoso tiene propiedades sintectónicas y no se generan nuevos minerales metamórficos en la roca, lo que indica que el macizo rocoso debería haber sido emplazado después del pico de metamorfismo. La edad de emplazamiento del macizo rocoso (248 Ma) es ligeramente posterior a la edad metamórfica máxima del Grupo Hulan (Pérmico Superior), lo que demuestra que el plutón Dayushan pertenece al granito de sincolisión, y el tiempo de emplazamiento es ligeramente posterior al pico. metamorfismo del Grupo Hulan. La edad representa la colisión final y el empalme de la zona de sutura del río Xilamulun-Changchun-Yanji al final del Pérmico (Sun Deyou et al., 2004).
Adakita en la costa oeste del Océano Pacífico: Jilin oriental y Heilongjiang pertenecen al cinturón tectónico del Borde del Pacífico Mesozoico (Li Zhitong et al., 1992; Ji Shaoan et al., 2001; Li Jinyi, 1998 ; Fang Wenchang, 1992). Adakita ha sido identificada como Miantian, Dongqing, Zhudundian, Dapu Chaihe, Daheishan, Tuanjie Valley, etc. Según su distribución espaciotemporal, generalmente se cree que se formaron en el entorno del arco insular del Océano Pacífico occidental.
Adakita marina de Pinan Okhotsk: se ha encontrado una pequeña cantidad de adakita en el cinturón estructural de Mongolia-Okhotsk, como la diorita de cuarzo Badaka Jiaura y Eryi. La edad de formación es de 245 ~ 133 Ma.
7.2.1.2.2 La era cerrada del antiguo océano asiático
La cuenca oceánica está cerrada y el magmatismo es un símbolo importante. En Xinjiang, Mongolia Interior, China, Mongolia y Asia Central, el magmatismo es principalmente caledonio y varisco, siendo el varisco el más intenso. Durante el Mesozoico y el Cenozoico, el magmatismo se desarrolló sólo en el centro y sur de Mongolia, el Lejano Oriente ruso y el noreste de China. Según las estadísticas de rocas ígneas expuestas en Xinjiang, divididas por tiempo, el 13,6% son presinianas, el 7,9% del Paleozoico temprano, el 69,5% del Paleozoico tardío, el 8,9% del Mesozoico y el 0,0001% del Cenozoico. Se puede observar que los granitoides del Paleozoico tardío son los principales granitos, de los cuales los granitoides del Carbonífero representan el 46,9%.
Li et al. (2009) analizaron la migración paleolatitudinal y latitudinal entre el norte de China y Siberia basándose en la comparación paleomagnética, y creyeron que la masa continental siberiana comenzó a desplazarse rápidamente hacia el sur en el Pérmico Inferior y en el Pérmico Inferior. El final del Pérmico (aproximadamente 250 Ma) chocó con el bloque continental del norte de China, es decir, el océano Paleoasiático entre los dos bloques continentales finalmente se cerró al final del Pérmico. Li Jinyi et al. (2006) creían que el tiempo de cierre de la antigua cuenca oceánica en el norte de Xinjiang y áreas adyacentes era diferente en diferentes regiones. Las cuencas oceánicas en la Cordillera de Sayan y el oeste de Mongolia se cerraron durante el Paleozoico Temprano, mientras que las cuencas oceánicas en el norte de Xinjiang y Asia Central se cerraron durante el Carbonífero Tardío o el Pérmico Temprano.
Nuevos datos de edad U-Pb del circón del área de Yanbian en la parte oriental del antiguo orógeno oceánico asiático muestran que estos granitos se formaron desde el Paleozoico tardío hasta el Mesozoico tardío (285 ~ 116 Ma) y se dividieron en el Pérmico Inferior (285 ± 9 Ma) y el Triásico Inferior (224 ~ 245 Ma). Jurásico (192 ~ 168 Ma) y Cretácico (119 ~ 116 Ma), entre los cuales la tonalita del Pérmico Temprano (285 ± 9 Ma) y Jilin central tienen características geoquímicas de colisión conjunta U-Pb y pertenecen al cuerpo Gaoyushuite.
Posiblemente indicando la subducción de la placa del Océano Paleoasiático debajo del bloque continental del norte de China, el monzogranito de sincolisión del Triásico refleja la era de la colisión y el cierre final del Océano Paleoasiático (Li et al., 2009).
A finales del Pérmico (255~250ma, Figura 7.12), el deslizamiento lateral derecho entre los bloques continentales ruso y angoleño se transformó en un deslizamiento lateral izquierdo (Seng?r et al. , 1993b, 1994; Allen, 1995), la dislocación de rumbo se concentra principalmente en la zona de corte de Gornostaev, pero no solo afecta a todo el collage de Altai, sino que también afecta al orógeno de Manzhouli (Fig. 7.12).
7.2.1.2.3 Apertura y cierre del mar Mongolia-Ojotsk
Las depresiones del Paleozoico tardío en los bloques Jiamusi-Xiaoxinganling y Hankai (Figura 7.13) se dividen en Urmi ( урмий) y Malinov (малинов). Entre ellos, los estratos de carbonato terrestres del Pérmico Inferior (desarrollo de materia orgánica) se desarrollan en el Urmi Sag, mientras que los estratos de carbonatos terrestres del Pérmico Superior-Triásico Medio y los estratos marinos terrestres pueden ser la fuente del antiguo Océano Asiático. cierre a finales del Pérmico.
El cinturón de roca volcánica de Caledonia de Xiaojinguo se extiende 600 km de norte a sur y tiene entre 30 y 100 km de ancho. Está situado en la zona de Jerry-Changbao-Xiaojinguo. El cinturón de rocas volcánicas de Bintonhai occidental se encuentra al este de Harbin y cubre la depresión de Emeibo y las rocas volcánicas de Xiaojinguo. El cinturón volcánico se extiende a lo largo de fallas normales de norte a sur. La actividad volcánica se produjo en el Devónico Inferior-Medio, pero la acumulación volcánica continental comenzó en el Carbonífero Medio, con una edad isotópica de 305 Ma (Rb-Sr). Las rocas carbonatadas en alta mar depositadas en el Pérmico Inferior contienen 3.000 metros de rocas volcánicas de acidez media, que son características de las rocas volcánicas del margen continental. El Pérmico tardío y el Triásico temprano fueron invadidos por granitos (monzonita de cuarzo, granodiorita, sienita y granito alcalino), formando un lecho rocoso con tendencia norte-sur. Con base en los datos anteriores, combinados con la edad de formación de la adakita del Océano de Okhotsk entre 245 y 133 Ma, se puede inferir que el Océano Mongolia-Okhotsk se cerró en el Triásico (también conocido como el cierre final del Océano Paleoasiático). , que también puede considerarse como el sello de esta zona. La encarnación del movimiento.
Zhang Yunping (2010) creía que en la evolución de los antiguos ciclos tectónicos del océano asiático, el ciclo de Baikal, el ciclo de Salail y el ciclo de Caledonia reflejaban principalmente el crecimiento continuo hacia afuera de la antigua corteza continental y la corteza intermedia. bloques El proceso de formación; el ciclo varisco es principalmente el proceso de mayor desaparición de las cuencas oceánicas residuales y las colisiones arco-continente y continente-continente. El magmatismo tectónico del Paleozoico tardío-Mesozoico temprano se superpuso ampliamente a los márgenes continentales, bloques intermedios y cinturones orogénicos preexistentes; la tectónica del Triásico Tardío-Jurásico Medio estuvo relacionada con el proceso de colisión de la placa norteamericana y la placa asiática.
Durante el Mesozoico, la cuenca de Siberia Occidental experimentó una importante fase de extensión, manifestada por la aparición de basaltos del Triásico Medio Inferior en un gran número de grabens estrechos (Surkov y Jero, 1981; Surkov, 1986; Aplonov , 1988). Estas estructuras extensionales a menudo pueden compararse con las fisuras clásicas, como el sistema de fisuras africano (Surkov, 1986). El campo magnético anómalo muestra que existe una anomalía magnética simétrica entre la península de Yamal y la desembocadura del río, que está relacionada con la escala del campo geomagnético (Aplonov, 1988), aunque no se encontró evidencia particularmente convincente que apoye la formación de un cuenca oceánica normal dentro de la cuenca (Aplonov, 65488), pero de hecho no es difícil distinguir entre el clásico rifting de las dorsales oceánicas y las estructuras extensionales de la cuenca de Siberia Occidental. El primero se concentra principalmente en una sola zona, interrumpida por frecuentes fallas transformadoras. En la cuenca de Siberia Occidental, el rift del Triásico abarca una gran área, entre la cual el rift más grande de Kotlogor-Ulangoy se extiende en línea recta por al menos 2000 kilómetros, y la cadena de rift presenta características geométricas inusuales (Seng?r, 1995a).
Figura 7.12 Reconstrucción de la paleoestructura del Pérmico Tardío del cinturón orogénico de Altai y del cinturón orogénico de Manzhouli (255~250 Ma) (modificado según Seng R, 1993).
Figura 7.13 Mapa geotectónico esquemático del área de intersección entre el antiguo Cinturón Orogénico Oceánico Asiático y el Cinturón Orogénico del Pacífico (mapa base citado del editor: Snu Yayun, 2008, modificado) estructuras sedimentarias regionales (cuencas, depresiones) , grupos de depresión ,depresión).