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. ............
