1. КОГДА ОБРАЗУЕТСЯ ОФИОЛИТОВАЯ ФОРМАЦИЯ? ЕЕ СОСТАВ

Офиолитовая формация, согласно определению, которое используется в большинстве учебников по геологии обозначает совокупность габбро-спилит-диабаз-перидотитовых пород, характерных для ранних стадий развития геосинклиналей [4, с. 89].

Понятие офиолитовой формации применяется иногда как термин свободного пользования, главным образом, для обозначения ассоциация метаморфических и магматических пород основного и ультраосновного состава, характерных для ранних стадий докембрийских тектоно-магматических циклов, когда из-за сильной степени метаморфизма пород невозможно разделить в этих ассоциациях эффузивные и интрузивные образования.

Вопрос о процессах образования офиолитовой формации и ее составе среди ученных геологов является достаточно дискуссионным.

В.В.Белоусов (1964) обращает внимание, что для стадии устойчивых нисходящих и некомпенсированных осадконакоплением движений характерен активный базальтовый магматизм [3, с. 256].

В условия океанического дна формируется офиолитовая формация.

Офиолитовый комплекс представлен ультраосновными и основными горными породами, амфиболитами, габбро- амфиболитами, спилитами, зелеными сланцами, радиоляритами и диабазовыми дайками.

Р. Штауб рассматривал офиолиты как индикаторы глубинных тектонических движений, что подтверждается сильной дислоцированностью пород офиолитового комплекса и залеганием в виде гигантских пластин, сопровождаемых гигантскими брекчиями, которая сцементирована пластичной массой серпентинитов [3, с. 257].

По мнению А. А. Маркушева [5, с. 56], окраинные моря относятся к эвгеосинклинальным депрессиям, в которых гипербазитовые магмы внедрялись в вулканогенно-осадочные глубоководные отложения с образованием офиолитовой формации.

Структуры окраинных морей проектируются на очаги глубокофокусных (300-700 км) землетрясений, приходящих на смену очагам землетрясений средней глубинности, (коррелирующихся с реликтовыми орогенными поясами островных дуг) на пути превращения активных континентальных окраин в пассивные.

Офиолитовые формации, формировавшиеся первоначально в структурах окраинных морей, составляют основание геосинклинальных отложений прогибов на пассивных континентальных окраинах, развивающихся в режиме слабой спрединговой активности океанов. С усилением этой активности в них развивается складчатость под боковым давлением литосферных плит, начинающая новые циклы формирования складчатых орогенных поясов континентов [5, с. 56].

Складчатое обрамление Тихого океана представляет собой глобальную структуру, в которой ступени эволюции континентальной земной коры сохранились в наибольшей мере, фиксируясь, хотя и в сложном дискордантном залегании, складчатыми поясами, смещавшимися со временем в сторону океанической впадины. Для них характерно парное строение с внешними (океаническими) офиолитовыми (эвгеосинклинальными) складчатыми поясами и внутренними (со стороны континента) поясами преобладания карбонатно-терригенных пород. Разновозрастные офиолитовые складчатые пояса фиксируют этапы развития складчатого континентального обрамления Тихого океана.

Они относятся, согласно [4], к следующим возрастным рубежам: протерозойскому (складчатая область Аделаида в восточной Австралии), палеозойско-раннетриасовому, юрско-раннемеловому, меловому и позднемеловому-плиоценовому.

Доскладчатые позднеплиоценовый и современный этапы развития Тихоокеанского пояса представлены в эвгеосинклинальных котловинах окраинных морей. Эоценовые, плиоцен-плейстоценовые и современные депрессии накладываются в них на складчатую структуру Тихоокеанского пояса, характеризуя радикальное преобразование ее мощной континентальной коры в маломощную океаническую кору. Грандиозность этих процессов наглядно выражена сопоставлением типичных колонок строения земной коры в орогенных поясах, платформенных и шельфовых структурах и во впадинах окраинных морей.

Изначально мощная континентальная кора, сформировавшаяся в конструктивных процессах складчатости и орогенеза, превращается в депрессиях окраинных морей в маломощную кору, сходную по строению с океанической корой, что характеризует этот деструктивный процесс как океанизацию континентальной коры на пути превращения активных континентальных окраин в пассивные.

При этом офиолитовые эвгеосинклинальные формации, генерирующиеся в рифтогенных прогибах окраинных морей, попадают в основание геосинклинальных отложений прогибов океанического дна, свойственных пассивным континентальным окраинам, на которых они устанавливаются по магнитометрическим и сейсмическим данным.

Таким образом можно сделать ряд следующих выводов. Офиолитовая формация широко распространена в разнообразных эвгеосинклиналях. Нижняя часть разреза такой формации состоит из ультраосновных, часто серпентинизированных пород - гарцбургитов, дунитов; выше располагается так называемый расслоенный или кумулятивный комплекс габброидов и амфиболитов; еще выше - комплекс параллельных даек, сменяющийся подушечными толеитовыми базальтами, перекрываемыми кремнистыми сланцами.

Такая последовательность близка разрезу океанской коры. Значение этого сходства трудно переоценить.

Офиолитовая формация в складчатых областях, залегающая, как правило, в покровных пластинах, является реликтом, следами былого морского бассейна с корой океанского типа. Отсюда не следует, что океан отождествляется с геосинклинальным поясом.

Кора океанского типа могла располагаться только в его центре, а по периферии это была сложная система островных дуг, окраинных морей, глубоководных желобов, как и сама кора океанского типа могла быть в окраинных морях. Последующее сокращение океанского пространства приводило к сужению подвижного пояса в несколько раз. Океанская кора в основании эвгеосинклинальных зон может быть как древней, так и новообразованной, сформировавшейся при раскалывании и раздвиге континентальных массивов.

2. МАГМАТИЧЕСКИЕ ФОРМАЦИИ ПЛАТФОРМ И МОБИЛЬНЫХ ПОЯСОВ

Для платформ характерен и специфический магматизм, проявляющийся в моменты их тектономагматической активизации [4, с. 156].

Магматическая деятельность в пределах платформ, как уже указывалось, проявляется в слабой степени.

Интрузии кислого и щелочного состава, известные на платформах, имеют незначительные размеры и сконцентрированы главным образом на их окраинах.

Значительно шире на платформах распространены магматические процессы, приводящие к образованию основных пород, получивших название «трапповой формации».

Наиболее типична трапповая формация, объединяющая вулканические продукты - лавы и туфы и интрузивы, сложенные толеитовыми базальтами континентального типа с несколько повышенным по отношению к океанским содержанием оксида калия, но все же не превышающим 1- 1,5 %. Объем продуктов трапповой формации может достигать 1-2 млн. км3 , как, например, на Сибирской платформе. Очень важное значение имеет щелочно-ультраосновная (кимберлитовая) формация, содержащая алмазы в продуктах трубок взрыва (Сибирская платформа, Южная Африка) [4, с. 156].