» » Геосинклинальные формации развития Земли

Геосинклинальные формации развития Земли

02.08.2016

В начале шестидесятых годов в основу систематики эндогенных формаций был положен принцип последовательно-стадийного становления ассоциирующих горных пород на фоне непрерывно-прерывистого развития геосинклинального цикла — от зарождения геосинклинали до ее затухания и последующего возникновения относительного равновесного в тектоническом (геодинамическом) и магматическо-метаморфическом отношениях горно-складчатого сооружения. Такой подход к выделению эндогенных формаций позволяет познать эти формации не только как геологические тела с определенным набором ассоциирующих горных пород, но и как результат развития (преобразования) предшествующих формаций.
В связи с установленной закономерной последовательностью и перемежаемостью процессов магматизма (вулканизма, плутонизма) различного состава и метаморфизма в орогенических областях, все магматиты и метаморфиты были объединены, как отмечено, в эндогенные геологические формации. Такое рассмотрение эндогенных горных пород и образуемых ими тел становится еще более актуальным в свете теории тектоники литосферных плит.
По этой теории допускается также, что прогрессивный региональный метаморфизм и магматизм определенного состава связаны с орогеническими (геосинклннальными) зонами. Метаморфиты нередко образуют парные метаморфические пояса, например, в Японии и в других районах Тихоокеанского кольца. Однако многие фанерозойские орогенические пояса Атлантики и Европы являются непарными.
Парные метаморфические пояса состоят из двух параллельных метаморфических поясов высоких и низких давлений, порой включающих метаморфиты переходного типа, т. е. умеренных (средних, промежуточных) давлений. Образование метаморфических поясов обусловлено поддвиганием (субдукцией) океанического дна вдоль зоны Беньофа под островные дуги и окраины континентов. Пояса региональнометаморфизованных пород (региональметаморфитов) высоких давлений связаны с глубоководными желобами, в которых значения теплового потока очень низкие, а пояса низких давлений — с зонами вулканизма островных дуг, в которых поток тепла высокий.
Классическим примером метаморфитов высоких давлений считается францисканская формация Калифорнии, исходные горные породы которой отлагались в позднемезозойском желобе и в соседнем глубоководном океаническом ложе, представляющем тогда западный берег Северной Америки. Метаморфиты образовались вследствие поддвигания Тихоокеанской плиты иод Североамериканскую.
Породы трех типов прогрессивного регионального метаморфизма (барические типы, по Ак. Миясиро), отвечающие определенным геотермическим градиентам, характеризуются следующими минералами: тип низких давлений — андалузитом (геотермический градиент — 25° С/км, в некоторых зонах более 50° С/км), тип умеренных давлений — кианитом без глаукофана (геотермический градиент 20° С/км) и тип высоких давлений — глаукофаном и жадеитом (геотермический градиент 10° С/км). Низкие значения геотермического градиента в зонах метаморфизма высоких давлений непостоянны, они вызваны быстрым погружением литосферных плит. При замедленном погружении плит или остановке процесса поддвигания геотермический градиент повышается. Этим объясняются фиксируемые аномальные соотношения в различных барических типах метаморфизма. Например, в области Канто (Япония) жадеит входит в состав среднетемпературной части метаморфитов Санбагава высоких давлений, а альбит — в состав низко- и высокотемпературных зон тех же горных пород.
Исходными образованиями парных метаморфических поясов являются эвгеосинклинальные зоны, подразделяемые на две подзоны. Одна подзона обычно расположена на континентальной стороне и отвечает вулканическим поясам островных дуг и активных континентальных окраин. Она сложена породами регионального метаморфизма низких давлений, андезитовыми вулканитами и гранитоидными интрузиями. Другая подзона, соответствующая глубоководным желобам, сложена метаморфитами высоких давлений, толеитовыми базальтами и ультрамафитами, называемыми обычно офиолитами. По-видимому, они представляют собой блоки океанической коры и верхней мантии, выдавленные в геосинклинальные отложения во время главной фазы деформации. Однако существуют и другие, менее вероятные гипотезы. В частности, некоторые исследователи считают, что внедрение офиолитов в геосинклинальные отложения происходило в собственно геосинклинальную стадию развития орогенических зон, либо в виде расплава предварительно подвергшейся кристаллизационной дифференциации исходной магмы, либо в виде диапира.
На вулканических островных дугах и активных континентальных окраинах развиты в больших объемах базальты, андезиты, дациты и риолиты. От базальта к риолиту содержание SiO2 и щелочей возрастает, а содержание AlgO и Fe2O3 + FeO убывает. Н.Л. Боуэн приведенный ряд изменения состава известково-щелочных серий магматических пород объяснял фракционной кристаллизацией, протекающей в определенной последовательности выделения породообразующих минералов (цветных и бесцветных). Для цветных минералов этот ряд имеет следующий вид: оливин — ромбический пироксен — моноклинный пироксен — амфибол — биотит.
Наряду с известково-щелочной серией выделяют толеитовую серию магматитов, в которых значительное возрастание Fe3O3 + FeO отмечается на ранней стадии кристаллизации без заметного увеличения содержания SiO2. Главными цветными минералами магматитов толеитовой серии являются оливин и пироксен; амфибол и биотит отсутствуют, редко содержатся в небольших количествах. Магматиты этой серии представлены главным образом базитами, подчиненную роль играют среднекремнекислотные и кремнекислотные горные породы.
В различных районах Тихоокеанского региона в щелочных базальтах отношение K2O:Na2O в одних случаях значительно ниже единицы, в других - находится в пределах единицы. Щелочные базальты, в которых K2O : Na2О = 1, определяются как шошониты, а андезиты Исландии — как исландиты. Породы называются андезитами, если они по составу отвечают известковощелочной серии. Андезиты щелочной серии называют гавайитами и муджиеритами, так как кайнотипные вулканиты, определяемые раньше под названием андезит, различаются по содержанию SiO2 и цветовому индексу.
1. Толеитовая серия сложена толеитовыми базальтами, исландитами и дацитами в небольшом количестве. Все вулканиты наименее кремнекислотные, обычно 48—63% SiO2. В основной массе они содержат авгит и пижонит, иногда ромбический пироксен. Порой обогащены железом.
2. Известково-щелочная серия представлена главным образом андезитами, дацитами и в небольшом объеме риолитами (SiO2 52—70%). В основной массе вулканитов присутствует ромбический пироксен (пижонит не встречается). Вулканиты иногда обогащены железом.
По известково-щелочному индексу Пикока, достигающему в вулканитах этих двух серий 56—70, они относятся к известковощелочному типу пород (табл. 18).
Геосинклинальные формации развития Земли

3. Щелочная серия подразделяется на натровую группу, состоящую из щелочных оливиновых базальтов, гавайитов, муджиеритов, трахитов, щелочных риолитов, и натрово-калиевую (шошонитовую), представленную шошонитами, латитами и лейцитсодержащими породами.
Для островных дуг и активных континентальных окраин соответственно можно наметить следующие формационные типы:
1) известково-щелочной для первых двух серий вулканитов с дацит-исландит-толеитбазальтовым и риолит-дацит-андезитовым;
2) щелочной для третьей серии с трахит-муджиерит-гавайит-щелочно-оливинбазальтовым (натровый ряд) и латит-шошонитовым (шошонитовый ряд) подформационными типами.
В тех островных дугах, в которых зона Беньофа наклонена в сторону континента (северо-восточная Япония, Курильские острова, Индонезия), намечается тенденция возрастания щелочности в направлении континента. В пределах активных зрелых островных дуг — северо-восточная Япония, Камчатка — толеитовые, известково-щелочные и щелочные серии вулканитов сменяют друг друга в приведенной последовательности от океана к континентальной стороне вулканического пояса, но имеются случаи заметного перекрывания этих серий.
Таким образом, развитие известково-щелочной серии вулканитов (андезитов, дацитов) ограничивается орогеническими поясами. Их наличие указывает на существование островных дуг и активных континентальных окраин, хотя на ранних стадиях формирования островных дуг они не встречаются (табл. 19).
Геосинклинальные формации развития Земли

По химическому составу вулканиты известково-щелочной серии сходны с гранитоидами, формирующимися также в орогенических зонах, поэтому допускается их образование из той же магмы андезитового (диоритового) состава. Вопрос о закономерной вариации состава гранитоидов поперек островных дуг или континентальных окраин, подобно вулканитам, пока не решен.
Генерация известково-щелочной магмы под островными дугами и активными континентальными окраинами происходит в результате опускания океанических литосферных плит в зону Беньофа и зависит от скорости их движения. Допускается, что исходная андезитовая магма возникает при частичном плавлении океанической коры, слагающей самый верхний слой поддвигающейся плиты. Возникновение базальтовой магмы объясняется частичным плавлением опускающейся океанической плиты. При погружающейся плите происходят постепенное повышение давления и в связи с этим соответствующие фазовые преобразования. Различие в значениях давлений вызывает различные равновесные соотношения расплава и твердого остатка. Зависимость состава вулканитов от активности островных дуг приводится в табл. 20.
Геосинклинальные формации развития Земли

Закономерности распределения метаморфических фаций также зависят от скорости движения и мощности литосферных плит. Чем мощнее океаническая плита, тем круче наклонены опускающиеся блоки и тем больше скорость движения плит. Все это создает условия для метаморфизма высоких давлений. Отсутствие или незначительное развитие метаморфизма высоких давлений в докембрии и раннем палеозое объясняется малой мощностью плит.
Наглядная схема развития различных формаций для орогенических (геосинклинальных) поясов приводится в табл. 21.
Геосинклинальные формации развития Земли

Приведем пример эндогенного породообразования в палеозое Большого Кавказа в связи с его тектоническим развитием.
Большой Кавказ является крайне северным горно-складчатым сооружением Анатолийско-Кавказско-Иранского сегмента Cpeдиземноморского геосинклинального пояса. К северу от него расположена эпигерцинская Скифская платформа, а к югу — Закавказский эпипалеозойский срединный массив. Заложение Средиземноморского геосинклинального пояса произошло в начале байкальского цикла, а максимальное растяжение земной коры -в начале каледоно-герцинского цикла, что привело к разобщению единого кратона на Восточно-Европейский и Африкано-Аравийский. На Большом Кавказе байкальский цикл тектогенеза фиксируется в геотектонических зонах Передового и Главного хребтов. Здесь происходит разрыв эпибайкальской континентальной коры и формирование океанической коры.
Многочисленные геолого-петрологнческие исследования Большого Кавказа позволяют заключить, что смена растяжения сжатием коры Большого Кавказа обусловливает проявление бретонской (раннеорогенной) фазы складчатости. Эта фаза вызывает образование островов-кордильер в зоне Главного и Передового хребтов. Региональный (догранитоидный, вернее доплагиогранодиоритовый) метаморфизм фиксируется в виде отдельных реликтов вследствие наложения более позднего регионального метаморфизма высокой ступени, связанного с плагиогранодиоритами. Доплагиогранитовый метаморфизм обычно протекает в условиях эпидот-амфиболитовой фации. Это установлено на следующем основании: 1) наиболее высокотемпературные ассоциации смятых в складки крупных ксенолитов и боковых пород, включенных в плагиогранодиоритовых интрузивах, соответствуют зеленосланцевой, эпидот-амфиболитовой и низкотемпературной субфациям амфиболитовой фации (исключение составляют контактно-метаморфизованные породы); 2) региональнометаморфизованные в условиях эпидот-амфиболитовой фации породы обнаруживают более древний возраст по аргону, чем палингенные гранитоиды и анатектические мигматиты высокой температурной амфиболитовой фации.
В судетской (позднеорогенной) фазе складчатости происходят интенсивные процессы складчатости, региональный метаморфизм низкого давления амфиболитовой (редко гранулитовой) фации; развитие плагиомигматитов и богатых водой расплавов плагио-гранитового и плагиогранодиоритового составов, отвечающих вулканическим поясам островных дуг и континентальных окраин. На Большом Кавказе не устанавливается парный пояс региональною метаморфизма, что, возможно, объясняется замедленной скоростью погружения плиты, либо тем, что метаморфический пояс высоких давлений был значительно уже ассоциирующего с ним пояса низких давлений с соответствующими гранитоидами, и поэтому он был скрыт под чехлом молодых осадочных образований.
Однако Д.М. Шенгелиа и Д.Н. Кецховели в метаморфитах, развитых в самой южной части зоны Главного хребта Большого Кавказа (среднепалеозойская лаштракская свита) отмечают парагенезисы, характерные для метаморфических комплексов не только умеренных, по и повышенных давлений — начальная промежуточная группа региональных метаморфитов повышенных давлений с минеральными ассоциациями кианит-силлиманитового типа. В состав этих метаморфитов может входит), глаукофановый амфибол, что отвечает четвертому барическому подтипу по Ак. Миясиро. Следует полагать, что в результате судетской фазы сжатия в погружающейся плите формировалась узкая полоса метаморфитов повышенных давлений (большая часть исчезает вследствие последующего наложенного метаморфизма), ныне непосредственно соприкасающихся с метаморфическим поясом низких давлений.
Следовательно, между вулканическим поясом островных дуг и желобом не устанавливается неметаморфизованная брешь, в которой обычно располагаются поднятые горы, либо впадины с интенсивным осадконакоплением. Видимо, максимальное сокращение расстояния между ними есть результат смещения зоны Беньофа в сторону дуг. Процессы выборочного плавления, протекавшие при очень высоком парциальном давлении воды и высоком отношении Ab/An, вызывали возникновение расплава преимущественно плагиоаляскитового состава. Субстрат обогащается анортитом. Уменьшение отношения Ab/An при повторном анатексисе, во время проявления астурийской (завершающеорогенной) фазы складчатости, способствовало зарождению гранитоидного расплава, обогащенного калием.
Устанавливается, что наиболее интенсивное проявление процесса микроклинизации соответствует астурийской фазе, что порфиробласты свежего микроклина содержат включения катаклазированных зерен кварца, плагиоклаза и реликты породы, превращенные в милонит, что интенсивная микроклинизация кристаллических сланцев, плагиогнейсов, а также катаклазированных и милонитизированных палингенных плагиогранитов и плагиогранодиоритов осуществляется значительно позже формирования последних пород (абсолютный возраст микроклинизированных пород близок возрасту, определенному по геологическим данным). В случае уменьшения РН2О, также приведшего к обогащению анатектического расплава калиевым полевым шпатом, источником калия, вызвавшим региональную микроклинизацию субстрата Большого Кавказа, следует считать область анатексиса, испытавшую мобилизацию кварц-альбитового вещества. Одновременно происходит регрессивный региональный метаморфизм по существующим метаморфитам. В данном случае допускается коровое происхождение растворов, вызвавших гранитизацию пород кристаллического субстрата.
Однако следует принимать во внимание расчеты, показывающие, что количество калия во многих случаях не обеспечивается выщелачиванием его из вмещающих пород. Поэтому следует допустить также привнос части литофильных элементов, в том числе калия, из зоны Беньофа.
В палеозое Большого Кавказа самый ранний метаморфизм низкого давления, связанный с нисходящими движениями геосинклинали, видимо, происходит в аспидносланцевой и зеленосланцевой фациях.
С бретонской (раннеорогенной) фазой складчатости, обусловившей возникновение островов-кордильер в тектонических зонах Главного и Передового хребтов, связан высокотемпературный догранитоидный, вернее доплагногранодиоритовый, метаморфизм, происходивший в условиях зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фации. Продукты его в основном уничтожены последующими метаморфическими процессами; сохранились они лишь в виде небольших останцов (тип Б-I по Ю.А. Кузнецову и А.А. Маракушеву; интрагеоантиклинальный формационный тип по Г.М. Заридзе).
Следующая стадия регионального метаморфизма происходила в судетской (позднеорогенной) фазе тектогенеза, вызвавшей дальнейшее развитие островов-кордильер. Этот метаморфизм низкого давления является наиболее высокотемпературным. Он осуществляется одновременно или почти одновременно с формированием магматических (анатектических) гранитоидов плагиограно-диоритовой формации в условиях амфиболитовой, реже гранулитовой фации. По типу и составу продукты данного метаморфизма соответствуют продуктам вулканических поясов островных дуг и континентальных окраин.
Завершающий метаморфизм на Большом Кавказе (астурийская позднеорогенная или завершающеорогенная фаза) - это регрессивный, региональный метаморфизм, протекающий одновременно с формированием более низкотемпературных метасоматических микроклиновых гранитов (гранитовая формация) по существующим горным породам (тип B-II по Ю.А. Кузнецову; тип Б-П по А.А. Маракушеву; интрагеоантиклинальный тип по Г.М. Заридзе).
Сверхглубинные разломы (зона Беньофа), интенсивное развитие которых происходит в герцинском цикле тектогенеза, по-видимому, располагаются под областью метаморфитов умеренных и повышенных давлений (к югу от Северо-Кавказского офиолитового пояса). Образование этих метаморфитов, видимо, происходит в глубоководных желобах, формирующихся в связи с развитием зоны Беньофа (тип B-I по Ю.А. Кузнецову; тип А и по А.А. Маракушеву; интрагеоантиклинальный тип по Г.М. Заридзе).
В альпийское время на южном склоне Большого Кавказа в синемюре закладывается геосинклиналь, ограниченная геоантиклиналью Главного хребта. В ней отлагаются в основном глинистые, частично песчанистые осадки с локальными проявлениями синхронного вулканизма, позднее претерпевшие диагенез и глинистосланцевый (аспидносланцевый) метаморфизм (вулканогенноглинистосланцевая формация). В них залегают конкордатные тела диабаз-норфиритовых пород, представляющих собой застывшие магмоподводящие каналы синхронного вулканизма (андезиты, базальты) и, по-видимому, также более позднего (байосского) геосинклинального магматизма (собственно геосинклинальный формационный тип).
В средней юре (байосе) к югу от Сванетского поднятия по глубинному разлому в палеозойском субстрате развивается эвгео-синклиналь (Гагра-Джавская тектоническая зона), характеризующаяся интенсивным подводным вулканизмом магмы базитового, а на островных дугах — андезитового состава. В результате зеленокаменного метаморфизма образовалась спилит-диабаз-порфиритовая формация.
С данной эвгеосинклиналыо гипербазиты не связаны, что объясняется ее заложением в континентальной, а не в океанической коре. К северу от Сванетского поднятия в Казбекско-Лагодехской и Местийско-Тианетской зонах отлагаются последовательно глинистые сланцы и песчаники, а также карбонатный и терригенный флиши, по возрасту отвечающие средней — верхней юре и мелу (тип А по А.А. Маракушеву; собственно геосинклинальный формационный тип по Г.М. Заридзе).
Байосская эвгеосинклиналь подвергается складчатости в верхнем байосе — бате с возникновением частной геоантиклинали. В это время в основном на континентальном крае (палеозойский кристаллический субстрат) формируются раннеорогенные (батские) гранитоиды (кварцмонцонит-гранитоидная формация), в которых относительно более ранними являются меланократовые горные породы гибридного генезиса (кварцевые монцониты, кварцевые габбро-диориты и др.). Небольшие батские интрузивы, развитые в большом количестве в Абхазии, залегают как в байосской осадочно-вулканогенной свите (спилит-диабаз-порфиритовая формация), так и в нижнеюрских глинистых сланцах (вулканогенно-глинистосланцевая формация). Одни из подобных интрузивов (Келасурский) достигает размера небольшого батолита. Два разобщенных интрузива (Хевский и Чалванский) соответственно залегают на периферии (краю) Дзирульского выступа Закавказского срединного массива и непосредственно в нем. Батские интрузивы сформировались в дизской серии, возраст метаморфизма которой по калиаргоновому методу определяется батским веком. Рассматриваемые интрузивы относятся к геоантиклинальному (раннеорогенному) формационному типу.
В связи с отмиранием байосской эвгеосинклинали и ее причленением к Грузинской глыбе, представляющей собой часть Закавказского срединного массива, некоторое поднятие испытывает зона Главного хребта Большого Кавказа (Центральное поднятие).
Первые схемы последовательно-стадийного образования эндогенных пород (эффузивных, интрузивных) в связи с развитием различных геоструктур на примере Кавказа были разработаны в 1944 г. Например, в среднеюрском магматическом цикле байосской эвгеосинклинали была установлена такая последовательность становления горных пород:
1) порфирита, диабазы и отчасти габбро (жильные) — байос;
2) осадочно-вулканогенная порфиритовая свита и внутриформационные покровы (порфириты, диабазы и др.) — байос;
3) кварцевые порфиритовые покровы — верхний байос-бат;
4) кварцевые габбро-монцонитовые породы (ранняя стадия интрузивной фазы) — бат;
5) гранитоиды (последующая стадия интрузивной фазы) — бат;
6) аплиты, пегматиты и богатые кремнекислотой породы — бат.
После причленения к Закавказскому срединному массиву байосской частной геоантиклинали в условиях жесткого субстрата (срединного массива) происходит возобновление подводной вулканической активности щелочнобазальтовой магмы — раннеорогенная (интрагеоантиклинальная) стадия развития геосинклиналь-ной системы (геосинклинали) Большого Кавказа. Ассоциация горных пород этой стадии соответствует кимериджской щелочнооливинбазальт-трахибазальтовой формациям.
Сближенностью во времени этих двух вулканических проявлений, не разобщенных эффузивами либо интрузивами щелочноземельного состава, объясняется то, что верхнемеловой раннеорогенный щелочнобазальтовый вулканизм несет относительно много качественных черт верхнеюрского (кимериджского) раннеорогенного щелочнобазальтового вулканизма. Возможно, здесь следует допустить область магматического очага и двукратное его пробуждение.
Третье проявление орогенного (нозднеорогенного) щелочнобазальтового вулканизма фиксируется в конце миоцена, когда образовалась тешенит-щелочнооливинбазальтовая формация. Teшeниты здесь представляют собой жильные проявления щелочнобазальтового вулканизма.
В позднеорогенную (завершающеорогенную) стадию, отвечающую времени формирования горно-складчатого сооружения Большого Кавказа, возникают позднеорогенные формации малых интрузивов и даек пестрого состава, обычно имеющие граннтоидный состав (позднеорогенные гранитоиды). Условия становления этих интрузивов близкие, но не аналогичные условиям образования раннеорогенных гранитоидов. Их геоструктура мегантиклинальная, в отличие от раннеорогенных гранитоидов, имеющих интрагеоантиклинальную геоструктуру.
После образования формации малых интрузивов тектонические процессы резко ослабевают (посторогенная стадия). В это время проявляется финальный вулканизм. Ho в связи с резким изменением состава земной коры горно-складчатых сооружений, обращенных к континенту, и значительным ее утолщением состав финального вулканизма изменчив во времени и пространстве. В целом он отвечает базальт-липарит-дацит-андезитовой позднеорогенной формации.
Таким образом, в мезо-кайнозое Большого Кавказа (на южном его склоне) наблюдается четвертое после байоса проявление вулканизма. Он происходит и условиях количественного и качественного изменения состава земной кори и, следовательно, магмы. Данные вулканиты, в отличие от байосских эвгеосинклинальных вулканитов, не подверглись зеленокаменному метаморфизму. Они в целом однотипные с измененными базальтами и андезитами нижнеюрского и байосского инициального вулканизма, в чем и проявляется их преемственность.
Рассмотрим последовательно эндогенное породообразование для собственно геосинклинальной, интрагеоантиклинальной (раннеорогенной) и мегантиклинальной (позднеорогенной) стадий развития.
Геосинклинальный режим в целом подразделяется на следующие частные режимы: эвгеосинклинальный, миктогеосинклинальный (переходный), миогеосинклинальный, парагеосинклинальный (переходный) и срединных массивов.
В приведенной последовательности эндогенные процессы (тектонические, магматические, метаморфические) обычно ослабевают. Первые два режима (эв- и миогеосинклинальные) иногда объединяются в ортогеосинклинальный режим. Режим срединных массивов в некоторых отношениях близок режимам парагеосинклинальным или молодых платформ.
Э.Н. Янов по данным формационного анализа на территории России намечает 7 типов послеархейских подвижных систем и 12 типов геосинклинальных прогибов.
Типы подвижных (геосинклинальных) систем и отдельных геосинклинальных прогибов следующие: уральский (подтипы — собственно уральский и саянский), сихотэ-алинский (подтипы — собственно сихотэ-алинский и североземельский), камчатский, байкальский, зайсанский, карпатский, верхоянский. Из них собственно уральский подтип является фемическим, собственно саянский — салическо-фемическим, байкальский — фемическо-салическим, верхоянский — салическим.
Возрастной диапазон формирования названных типов подвижных систем следующий: уральского — конец архея до мезозоя, сихотэ-алинского — средний протерозой до мезозоя, байкальского — ранний протерозой до кайнозоя, зайсанского — поздний протерозой до карбона, верхоянского — палеозой и мезозой, камчатского и карпатского — мезозой и кайнозой.
В эвгеосинклиналях уральского типа для раннегеосинклинальной стадии характерны следующие экзо- и эндогенные формации: кварц-кератофир-спилит-диабазовая, глинистая, кремнистокарбонатная; для позднегеосинклинальной стадии — базальт-андезитовая, флишевая, угленосная.
В эвгеосинклиналях джунгаро-балхашского типа раннегеосинклинальными формациями являются: спилит-диабазовая, базальт-андезнтовая, кремнисто-сланцевая, граувакковая и туфопесчано-конгломератовая, а позднегеосинклинальными — базальт-липаритовая, плагиолипарит-дацит-андезитовая, флишоидная и карбонатно-глинисто-песчанная.
В эвгеосинклиналях Камчатки развиты трахит-базальтовая, яшмовая и кремнисто-сланцевая формации, сменяющиеся на поздне-геосинклинальной стадии флишоидной, полимиктовой, угленосной и кремнисто-диатомитовой формациями.
В миктогеосинклиналях южнотяньшаньского типа к раннегеосинклинальным относятся спилит-диабазовая, яшмовая, углисто-кремнистая, глинистая, слоистоизвестняковая и другие формации, а к позднегеосинклинальным — флишевая, флишоидная, рифовая.
В миктогеосинклиналях восточносаянского типа раннегеосинклинальные формации представлены андезит-базальтовой, кремнисто-сланцевой, граувакковой, слоистоизвестняковой и др., а позднегеосинклинальные — флишоидной и парамолассовой.
Для миктогеосинклиналей рудноалтайского типа наблюдается смена раннегеосинклинальных кварцкератофировой и глинистой формаций позднегеосииклинальными андезит-дацнтовой, флишевой и флишоидной формациями.
В миогеосинклиналях проявляются мелкие циклы, а не стадии тектонических циклов, В западноуральском и северокавказском миогеосинклинальных типах фиксируется чередование терригенных (флишоидных) и карбонатных формаций, а в верхоянском типе — терригенных неритмичных и флишоидных.
В заключение Я.К. Янов отмечает, что лишь немногие типы вулканогенных и осадочных формаций характерны для определенных стадий развития геосинклиналей. Для раннегеосинклинальной стадии типичны кварц-кератофир-спилит-диабазовая, реже кератофир-спилит-диабазовая, яшмовая и углисто-кремнистая формации (последняя встречается лишь в раннем палеозое), а для лозднегеосинклинальной стадии — плагиолипарит-дацит-андезитовая, угленосная, паралическая (уральского тина), кайнозойская менилитовая (листоватая кремнеземистая глина) и кремнисто-диатомитовая формации. Флишевые формации эв- и миктогеосинклииалей (но не флишевых геосинклиналей) также относятся к позднегеосинклинальным.
Принцип выделения типов различных подвижных (геосинклинальных) систем по характеру заполняющего их материала с учетом геолого-структурных особенностей следует положить также в основу выделения стадий развития отдельных прогибов. Ю.А. Билибин для средних стадий геосинклиналей считал характерным образование кремнекислотных существенно калиевых батолитовых интрузий. Эта стадия для эвгеосинклинального прогиба является интрагеоантиклинальной (раннеорогенной, эпигеосин-клинальной, инверсионной). В это время эффузивная деятельность полностью или почти прекращается.
Замыкание байосского эвгеосинклинального прогиба на южном склоне Большого Кавказа произошло в бате, В связи с этим образовались многочисленные гранитоидные интрузивы. Флишевый геосинклинальный прогиб заложился в мелу и развивался но своему собственному профилю. Поэтому в конкретных случаях более естественным кажется выделение стадии развития геосинклинальных прогибов исходя из новообразованных геоструктур: частных геосинклиналей и геоантиклиналей, общего поднятия горноскладчатой структуры и т. д.
При таком геолого-структурном подходе к развитию геосинклиналей число естественных стадий для конкретных прогибов будет различным. Видимо, наименования стадий — начальная, ранняя, средняя, конечная — лучше заменить более определенными геолого-структурными поднятиями, в частности, собственно геосинклинальная (ранняя и поздняя собственно геосинклинальная), интрагеоантиклинальная (раннеорогенная, раннеинверсионная), консолидационная (позднеорогенная, позднеинверсионная), завершающеорогенная (после- или посторогенная, финальная).
Формационный анализ целесообразно осуществить раздельно для собственно геосинклинальной (ранней и поздней), орогенной (ранней и поздней) и завершающеорогенной (посторогенной, финальной) стадий развития.