» » Платформенные формации развития Земли

Платформенные формации развития Земли

02.08.2016

Внерифтовые и предрифтовые платформенные формации

Платформенный режим земной коры является противоположным геосинклинальному. Магматизм (и метаморфизм) на платформах в течение весьма длительного геологического времени (сотни миллионов и даже миллиардов лет) не проявляется или проявляется слабо, т. е. платформы непроницаемы или слабопроницаемы для глубинного материала Земли. Контрастность глыбово-волновых колебательных движений земной коры очень мала. Градиенты скоростей вертикальных движений на платформах в 10—30 раз ниже таковых на геосинклиналях. Складчатость на широких площадях платформ отсутствует либо имеет глыбовый характер, а в местах относительно большого накопления осадков проявляется складчатость нагнетания с образованием соляных куполов. Платформы представляют собой устойчивые области земной коры, постепенно увеличивающиеся в размере, в результате неоднократного заложения по их периферии все более молодых геосинклиналей, после отмирания которых образуются молодые (эпиорогенные) платформы. По образному выражению А.И. Джанелидзе, геосинклинали являются колыбелью орогенов, а платформы — их кладбищем.
Древние платформы образовались после карельского эндогенного цикла. К эпикарельским платформам относятся Восточно-Европейская, Сибирская, Канадская и др. Позднее (после байкальского эндогенного цикла на границе протерозоя и в протерозое) возникли эпинротерозойские платформы. К ним относится ряд участков африканских платформ. Молодые платформы формировались между герцинским и альпийским циклами (эпигерцинские платформы).
Для разграничения различных орогенических стадий развития платформ убедительных данных нет по той причине, что на древних платформах орогенические процессы либо не фиксируются, либо проявляются в весьма слабой форме. Более благоприятны в этом отношении молодые платформы. На древних платформах своеобразной заменой эпиплатформенного орогенеза оказывается рифтовый режим, который, впрочем, может возникнуть и на молодых платформах. По теории новой глобальной тектоники, в отличие от геосинклиналей, образующихся в зонах наползания литосферных плит друг на друга, рифтовые зоны и срединно-океанические хребты образуются в пределах плит.
По данным Е.Е. Милановского, внерифтовый и предрифтовый магматизм, обычно проявляющийся в будущих эпиплатформенных рифтовых зонах, сравнительно с магматизмом, проявляющимся в стадии рифтогенеза, играет подчиненную роль, однако он нередко может значительно, порой на десятки и сотни миллионов лет, опережать рифтогенез. Предрифтовый («точечный») магматизм, приведший к образованию кимберлитовых трубок взрыва и центральных интрузий, имеет щелочной характер. Центральные интрузии, по-видимому, являются глубокими частями (корнями) денудированных вулканов. Они сложены щелочными гранитами, щелочными сиенитами и чаще щелочными ультрамафитами, нередко присутствуют карбонатиты.
Наблюдения показывают, что предрифтовый магматизм проявился на тех платформах, которые позднее подвергались рифтогенезу. Видимо, весьма отдаленным во времени предшественником дизъюнктивной активизации платформ является магматизм, напоминающий инициальный вулканизм геосинклиналей.
С.А. Ушаков отмечает, что в начальный период развития континентальной литосферы происходит внедрение вдоль самых первых расколов литосферы кимберлитовых трубок, позднее же, при увеличении разрывов, изливаются щелочные базальты. К ним относятся кайнозойские и мел-палеогеновые щелочные массивы, развитые на периферии Красноморского рифта, палеогеновые (?) — среднемиоценовые — в Кенийской зоне, раннепалеозойские и меловые — в южной части Африкано-Аравийского пояса, палеозойские и раннемеловые — в рифтовой системе о. Святой Лаврентий, раннемеловые — в восточной части Бразилии, позднемеловые — в рейнской рифтовой зоне. Становление щелочных массивов протекало длительно и миогофазно, однако общий масштаб магматизма и его скорость были незначительны. Эти массивы, хотя они и приурочены к будущим рифтовым зонам, не контролируются какими-либо крупными тектоническими структурами.
Поскольку в предрифтовое время земная кора была слабо проницаема для глубинного вещества, допускается, что в зонах поднятия происходила медленная кристаллизация, обеспечивающая формирование сильно дифференцированных интрузивов.
Кроме упомянутых центральных интрузий щелочного состава на платформах перед рифтогенезом формируются следующие интрузии в приведенной последовательности: габбро-анортозиты, габбро-сиениты, железистые гранитоиды, граниты-рапавики, агпаитовые нефелиновые сиениты и другие породы. В качестве примера следует назвать гранитоиды Фенноскандии (граниты-рапакиви, гранитные штоки в грабене Осло), Юго-Западной Африки (граниты Эренго и Брандберг), Кузнецкого Алатау, Восточного Саяна и др. Субсеквентиый вулканизм имеет дацитовый и липаритовый состав.
В палеозое на платформах магматизм проявлялся очень редко и незначительно. Он связан с развитием рифтовых зон платформ. Примерами могут служить Днегтровско-Донецкий авлакоген в девоне и грабен Осло в перми (щелочные базальтоиды, щелочные ультрабазиты), щелочные массивы рифтовых зон Красного моря, оз. Ньяса, о. Святой Лаврентий и др., а также локальные проявления траппового вулканизма (девонские базальты и долериты Воронежской антеклизы, Тимана, Сибирской платформы).
С ранней стадией активизации платформ связан преимуществено транповый вулканизм. В частности, он своеобразно проявился в байкальской рифтовой зоне на ее флангах (в Тункинском и Царском рифтах), но отсутствует в центральной части Прибайкалья. В юго-западной части байкальской рифтовой зоны вулканизм начался в миоцене и постепенно распространился на запад. В северо-восточной части этой зоны первые проявления вулканизма относятся к среднечетвертичному времени. В Тункинском и Чарском рифтах отмечено временное совпадение начала рифтогенеза и вулканизма. По мере развития рифта произошло смещение вулканической активности от хребтов (внерифтовый вулканизм) к впадинам, т. е. к рифтам (собственнорифтовый вулканизм). Развитие вулканизма в рассмотренных выше рифтах изучено достаточно хорошо. Так, для Чарского рифта характерны среднечетвертичные базальты, дифференцированная серия позднечетвертичных голоценовых трахибазальтов и трахитов; для Тункинского рифта — миоценовые базальты Тункинской впадины, базальты того же возраста хр. Хамар-Дабан и плиоцен-четвертичные базальты Тункинской впадины; для бассейна Джиды — позднечетвертичные базальты.
Внерифтовый вулканизм проявлялся начиная с раннего мезозоя и до конца кайнозоя разновременно на разных платформах, в большинстве случаев в пределах обширных глубоких синеклиз и реже грабенов, испытывающих длительное погружение, в частности в конце мела — палеоцена в Индии (Камбейская рифтовая зона), в конце перми — начале триаса в Сибири и приблизительно в тот же период в Антарктиде, в триасе — начале юры в Юго-Восточной Африке (синеклизы Карру и Парна). Миоценовые плато-базальты известны на Колумбийском плато в Кордильерах Северной Америки. Они приурочены к срединному массиву, находящемуся внутри мезозойской геосинклинали. Исследование различных трапповых формаций показало, что состав магмы зависит от промежутка времени между стабилизацией платформы и проявлением вулканизма. Наблюдается обеднение состава магмы SiO2 и щелочами, особенно K2O, и обогащение CaO и MgO.
В некоторых областях после кратковременной вспышки траппового магматизма происходит повторное дорифтовое развитие с возникновением центральных интрузий щелочного состава (кимберлиты, мелитовые фонолиты и др.). К таким областям относятся южная часть Африкано-Аравийского рифтового пояса (Мозамбик, Малави и др.). В связи с наложением кайнозойского рифтогенеза на ранней стадии рифтообразования изливается щелочная магма.
Обобщенные внерифтовые(дорифтовые) платформенные формации (формационные типы) следующие (тип А): трапповый, или плато-базальтовый, кимберлитовый, нефелинит-мелилит-фонолитовый (трубок взрыва и эксплозивных трубок); щелочногранит-щелочно-сиенитовый, щелочноультрамафит-карбонатитовый, ультрамафит-габброидный (для расслоенных интрузивов), габбро-анортозитовый, габбро-сиенитовый, нефелин-сиенитовый, щелочно-гранитоидный, рапакиви-гранитовый.
Формации эпиплатформенных рифтовых поясов и зон

Рифтовые зоны, зарождающиеся в зонах растяжения земной коры и представляющие собой совокупность продольных грабенов, всегда привлекали внимание геологов, однако в последнее время интерес к ним возрос в связи с открытием на дне океанов рифтовых зон (поясов) огромной протяженности.
Е.Е. Милановский выделяет три основные категории рифтовых зон: континентальные, межконтинентальные и океанические. Выделенные зоны отличаются друг от друга по размерам, морфологии структурных форм, масштабу и составу вулканизма (наиболее интенсивно развитому в рифтовых зонах (океанов), величине теплового потока (наивысшего в океанических рифтовых зонах), структуре магнитного поля, плану напряжений в очагах землетрясений (в континентальных рифтовых зонах вектор сжимающих напряжений ориентирован субвертикально простиранию рифтовой зоны) и т. д,
На основании наблюдаемых взаимопереходов и тесных структурных связей двух первых рифтовых зон, слагающих единые рифтовые пояса, Е.Е. Милановский допускает возникновение межконтинентальных рифтовых зон как результат далеко зашедшего процесса континентального рифтообразования. Формации эпиплатформенных рифтовых поясов и зон обозначим следующими индексами: континентальные Б-I, межконтинентальные Б-II, океанические Б-III.
Континентальные (внутриконтинентальные) рифтовые зоны. В них и рифт и его «плечи» обладают корой континентального типа, но обычно несколько утонченной, в особенности под рифтом (от 20 до 30—35 км). Кора здесь раздробленная, аномально прогретая и подстилается линзой несколько разупорядоченного мантийного материала.
Континентальные рифтовые зоны, наблюдаемые на востоке Азии, проявляются в виде многочисленных различного масштаба расколов, отходящих от системы краевых разломов Азиатского материка в глубь континента с образованием континентальных (внутриконтинентальных) вулканических поясов и более мелких (локальных) ареальных вулканических проявлений. Относительно крупными являются вулканические пояса и связанные с ними орогенные плутоны (Монголо-Охотский, Станового хребта, Южно-Алданский, Яньшанский), резко наложенные на докембрийские структуры. К континентальным рифтовым структурам относятся Скалистые горы, сложенные третичными гранитоидами.
Континентальные рифтовые зоны разделяются на две группы рифтовые зоны и пояса платформ, в которых рифтообразование началось после весьма длительного (200—500 млн. лет и более) времени платформенного развития; 2) рифтовые зоны и пояса молодых складчатых сооружений (эпиорогенные), где аналогичный процесс непосредственно следовал за орогенезисом, или даже сочетался с явлениями, свойственными эпигеосинклинальному орогенезису.
В первой группе различают две подгруппы рифтовых зон: сводово-вулканические и щелевые. Первой подгруппе отвечают Эфиопская и Кенийская рифтовые зоны Восточной Африки. Для них типична сильная и продолжительная наземная вулканическая активность. Широкое проявление вулканизма началось до заложения рифта, т. е. в платформенную (предрифтовую) стадию развития области, а затем продолжалось в пределах осевого грабена и связанных с ним второстепенных грабенов и зон разломов, т. е., в эпиплатформенную (рифтовую) стадию. Предрифтовый (внерифтовый) мощный вулканизм в Эфиопии связан с разрастающимся длительное время обширным пологим овальным сводовым поднятием, в котором впоследствии начинает закладываться грабен, постепенно перерастающий в Эфиопский рифт.
Извержения в сводово-вулканических зонах происходили на площади растущего сводового поднятия перед заложением осевого грабена; после его образования вулканизм продолжался главным образом внутри грабена, и частично на его периферии.
Рифтовые зоны второй подгруппы характеризуются большой глубиной (3—4 км в Верхнереннской и 5—7 км в Южно-Байкальской рифтовых зонах). Щели заполнены мощными рыхлыми осадками, вызывающими большие гравитационные минимумы. Рифтообразование происходит одновременно с общим погружением области, Внутри рифтов местами возникают сводо- и горстообразные поднятия, порой достигающие 4—5 км высоты, как это наблюдается, например, в блоке Рувензори в Танганьикской зоне. Вулканизм, связанный с щелевыми рифтовыми зонами, обычно либо слабый, локальный и эпизодический, либо вообще не проявляется. Пo этому признаку различают слабовулканические (Танганьикская и Верхнерейнская) и невулканические (средний сегмент Байкальского рифта) щелевые рифтовые зоны. Вулканиты сводово-вулканических и щелевых рифтовых зон близки по химическому составу.
Континентальные рифтовые зоны второй группы, т. е. рифтовые зоны и пояса молодых складчатых сооружений и эпиорогенные рифтовые зоны и пояса молодых складчатых сооружений или эпиорогенные рифтовые зоны развиваются после завершения орогенеза. В это время закладывается ряд узких и протяженных, прослеживаемых на многие сотни километров взаимопараллельных грабенов, разделенных такими же узкими нормальными или односторонними горстами, что типично проявлено в рифтовой системе Кордильер. Излияние известково-щелочной магмы(кремнекислотной, среднекремнекислотной, основной) начинается в больших объемах до заложения рифтовых зон и продолжается также при рифтогенезе. Вулканиты питались как в верхней мантии, обусловившей форму базальтоидных формаций, так и в гранито-метаморфитовом слое, продукты которого образовали липарито-дацитовые формации. Излияния щелочной магмы незначительны или вовсе отсутствуют. В первом случае они связаны с переходными зонами, расположенными между молодыми складчатыми зонами и платформами. Характер вулканизма в одних и тех же эпиорогенных рифтовых зонах бывает различным. В одних районах могут преобладать кремнекислотные вулканиты (провинция Бассейнов и Хребтов), а в других — базальты (Колумбийское плато и грабен р. Снейк). Кроме того, в некоторых районах, например в Каскадных горах, проявлен только интенсивный андезитовый вулканизм. Мощный вулканизм магмы кремнекислотного состава нередко предваряет возникновение и быстрое проседание узких грабенов (провинция Бассейнов и Хребтов). Кремнекислотный вулканизм часто сопровождается извержениями огромных масс игнимбритов, по-видимому, связанных с неглубокими очагами генерации магмы. Мощные извержения толеитовых базальтов (впадина Колумбийского плато) и субщелочных оливиновых базальтов (грабен р. Снейк), вероятно, связаны с мантийными магматическими очагами.
Ко второй группе континентальных рифтовых зон, т. е. эпиорогенным рифтовым зонам, относятся области тектоно-магматической активизации, проявляющейся в послеплатформенную континентальную стадию развития земной коры. А.Д. Щеглов назвал ее автономной активизацией, так как она проявляется независимо от геосинклинального процесса. Автономная активизация обычно наблюдается в позднем палеозое — раннем мезозое и охватывает области завершенной складчатости, срединные массивы, платформы и их щиты. Однако наиболее отчетливо она выражена в областях развития протерозойской и палеозойской складчатости и срединных массивах.
А.Д. Щеглов выделяет две стадии развития автономной активизации, с каждой из которых связаны определенные магматиты и руды. На первой стадии возникают наложенные пологие изометричные прогибы, выполненные слабо дислоцированными континентальными вулканогенно-обломочными формациями (туфоконгломераты, туфобрекчии, туфопесчаники) и достигающие нескольких километров мощности. Состав вулканитов в одних случаях кремнекислотный, в других — основной. Наблюдается также перемежаемость покровов различного состава, вплоть до щелочного. Характерными являются трещинные, обычно субвулканические многофазные, часто кольцевые интрузии различной кремне-кислотности. С названными интрузиями связаны месторождения олова, вольфрама, редких земель, полиметаллов, меди, молибдена, висмута и др.
Примерами первой стадии развития зон автономной активизации могут служить Западное Забайкалье и Восточный Саян, Kypaминская зона Тянь-Шаня и срединные массивы Чешский, Верхнерейнский, Родопский, Буреинский, Уссури-Ханкайский и Восточно-Монгольский.
Во второй стадии активизации образуются впадины, обрамленные крупными зонами долгоживущих разломов и выполненные грубообломочными угленосными отложениями. Впадины располагаются в виде гирлянд — Забайкалье, Бразилия, Китай — или представляют собой крупные межгорные изометрические прогибы — Алдан, Западная Африка.
Магматические проявления выражены базитово-щелочными интрузиями небольшого размера, с которыми связаны эпитермальные месторождения флюорита, барита, марганца, полиметаллов, сурьмы, ртути и др. В самом конце стадии отмечается базальтовый вулканизм, возможно отвечающий началу нового этапа развития области.
Вулканиты, образующиеся в связи с развитием континентальных рифтовых поясов и зон, следующие: пикритовые базальты, оливиновые базальты, андезито-базальты, трахиты, фонолиты, кварцевые трахиты, комендиты и пантеллериты (слабощелочные), игнимбриты (грабены Кампиданы и Пантеллерия), пикриты, оливиновые мелилититы, меланефелиниты, фонолиты и карбонатиты (сильнощелочные существенно натриевые); мафуриты, катун-гиты, мелилититы, угандиты, лейцититы и лейцитовые базальты (сильнощелочные существенно калиевые вулканиты Танганьикской рифтовой зоны); габброиды и монцониты (субвулканические, плиоцен; Рокский сегмент Центрального французского массива) и др.
Ввиду весьма разнообразного состава вулканитов, связанных с континентальными (внутриконтинентальными) рифтовыми зонами, выделение формационных типов (Б-I) по характерным ассоциациям горных пород затруднено. Мы условно выделяем два формационных типа: континентальный эпиплат-форменный слабощелочной (известково-щелочной и субщелочной) и континентальный эпиплатформенный щелочной (существенно натровый и существенно калиевый).
Межконтинентальные рифтовые зоны. Осевая часть этих рифтовых зон имеет кору, по составу близкую к таковой океанических (внутриокеанических) рифтовых зон. Периферические части рассматриваемых рифтовых зон несколько утончены и сложены переработанной континентальной корой.
Так как межконтинентальные рифтовые зоны представляют собой результат далеко зашедшего процесса развития континентальных (внутриконтинечтальных) эпиплатформенных рифтовых зон, их магматизм носит переходный характер от слабощелочного до толеитбазальтового, свойственного континентальным (внутриконтинентальным) рифтовым зонам. Зачаточная стадия такого развития фиксируется в узких раздвкгах (впадина Афар в Эфиопии), более поздняя в Красноморском и Аденском межконтинентальных рифтах. Например, в результате вулканизма в северной прибортовой зоне Аденского рифта образовались слабощелочные горные породы (оливиновые базальты, трахибазальты, трахиандезиты, трахиты, комендиты), а в глубоководных осевых зонах с новообразованной океанической корой — толеитовые базальты, вскрытые при морском бурении в осевой зоне Красного моря, в глубоководной котловине под 14-метровой пачкой четвертичных осадков. На южном конце по простиранию рифт Красного моря утрачивает свой межконтинентальный характер; соответственно изменяются продукты вулканизма от толеитовых базальтов до промежуточных их разностей — между толеитовыми и щелочными базальтами, и далее до слабощелочных пород — щелочные базальты, трахибазальты, трахиты, развитые вдоль цепи вулканических островов осевой зоны рифта.
В Восточном Египте в прилегающей к грабену Красного моря (Красноморская межконтинентальная рифтовая зона) части Нубийского щита, т. е, в осевой зоне бывшего Аравийско-Нубийского щита, установлены мел-палеогеновые щелочно-карбонатитовые центральные интрузии, а южнее, в Восточном Судане — палеозойские кольцевые интрузии щелочных гранитов.
Аналогичные соотношения между различными элементами рифта фиксируются в Исландии. На наиболее активных поперечных участках рифта изливаются толеитовые базальты, свойственные внутриокеаническим рифтовым зонам, а на участках вырождения этих зон вместо толеитовых базальтов развиты щелочные оливиновые базальты, гавайиты и муджиериты.
Вулканиты, связанные с данным типом рифтовых зон, следующие: основные породы известково-щелочного ряда (толеитовые базальты в осевой зоне, субщелочные и щелочные на ее окончаниях и флангах); оливиновые базальты, трахибазальты, трахиандезиты, трахиты, комендиты (Аденский рифт); толеитовые базальты, щелочные базальты и трахибазальты (Красноморский рифт); толеитовые базальты, щелочные оливиновые базальты, гавайиты, муджиериты.
Выделяются следующие формационные типы; межконтинентальный эпиплатформенные (комендит-трахит-оливинбазальтовый, трахибазальт-толеитбазальтовый, муджиерит-гавайит-щелочно-оливинбазальт-толеитбазальтовый).
Формации океанических рифтовых зон и дна океанов

Осевая «рифтовая долина» и обрамление внутриокеанических рифтовых зон обладают корой, близкой к океанической.
По прохождению сейсмических волн океаническую кору подразделяют на три слоя. Первый верхний слой составляют рыхлые осадки мощностью несколько сотен метров. Он подстилается магнитно сильноаномальными базальтовыми вулканитами и их пирокластолитами, отвечающими второму океаническому слою мощностью 0,5—2 км. Третий слой представлен существенно размагниченными габброидами, метагабброидами, базальтами и метабазальтами.
Вулканиты связаны как с рифтогенезом, так и с предваряющим его процессом (ареальные извержения). Вулканиты занимают огромные пространства на дне океанов. Они, подобно вулканитам траппов материков, образуют покровы, силлы и дайки.
Базальтовые вулканиты широко обнажены в подводных срединно-океанических хребтах (внутриокеанические или океанические рифтовые зоны). Они представлены оливиновыми толеитами, содержащими К2О менее 0,3%; содержание Ba, Sr, Pb, Th, U и Zr в этих вулканитах ничтожное. По сравнению с большинством континентальных базальтов отношения Na : К и К : Rb являются более высокими. По этим признакам их называют океаническими толеитами.
В подводных внутриокеанических хребтах щелочные базальты играют подчиненную роль; они обычны для океанических островов. В пределах таких хребтов распространены также перидотиты и серпентиниты, особенно обильные в поперечных зонах разломов, рассекающих Срединно-Атлантический хребет. Перидотиты и паргаситсодержащие разновидности серпентинитов богаты CaO и Аl2О3, что роднит их с высокотемпературными перидотитами, внедрившимися из верхней мантии в твердом состоянии. Встречаются также беспаргаситовые серпентиниты, обнаруживающие более низкое содержание CaO и Аl2О3. Наблюдаемые вариации в составе серпентинитов объясняются неодородностью вещества верхней мантии и миграцией материала при серпентинизации.
Базальты, долериты и габбро, развитые в подводных внутриокеанических хребтах, нередко метаморфизованы (метаморфизм океанического дна), метаморфизм осуществлялся в океанической коре под гребнями хребтов. На это указывает содержание в них высокотемпературных минеральных ассоциаций. Находки базитовых метаморфитов в удалении от оси хребта объясняются раздвиганием океанического дна (спредингом) и перемещением литосферных плит в латеральном направлении (в направлении океанических впадин).
Метабазальты и метагабброиды, видимо, развиты на глубине всех внутриокеанических хребтов. Они обнажаются там, где происходили значительные разрывы, создавшие резкий рельеф и обусловившие интенсивные эрозионные процессы. Например, в Срединно-Атлантическом хребте метаморфиты обнажаются в нижних частях склонов срединной долины и вдоль зон поперечных разломов, сопровождающихся серпентинитами, внедрившимися в твердом состоянии. В Восточно-Тихоокеанском поднятии метабазиты не обнажаются, они перекрыты неметаморфизованными базальтами.
Метабазальты не рассланцованы, либо рассланцованы слабо. Обычно они перекристаллизованы не до конца: различается исходная подушечная отдельность лав и пирокластолитов, являющихся, по-видимому, составной частью мощных вулканогенных толщ. В нижних частях таких толщ происходила метаморфическая перекристаллизация в условиях цеолитовой (t 120—180° С) и зеленосланцевой (t = 350° С) фаций метаморфизма (метаморфизм погребения). Местами метаморфизм достигал амфиболитовой фации. Метаморфиты пренит-пумпеллиитовой и эпидот-амфиболитовой фации в магматитах дна океанов пока не установлены.
Метагабброиды обнаруживают сохранность структуры исходных габброидов и метаморфизованы в условиях зеленосланцевой и амфиболитовой фаций. При проявлении регрессивного метаморфизма образуются горные породы, относящиеся к цеолитовой фации. В отличие от базальтов, габброиды внутриокеанических хребтов почти всегда в той или иной степени метаморфизованы. Вследствие небольшой мощности океанической коры температура под внутриокеаническими хребтами не могла бы обеспечить метаморфизм амфиболитовой фации (550—700° С), поэтому полагают, что кристаллизация габброидов и их последующий аллохимический метаморфизм протекали в верхней мантии.
Таким образом, метаморфизм пород океанического дна был значительно более низкотемпературным и протекал в условиях цеолитовой и зеленосланцевой (зеленокаменной) фации. Метаморфиты амфиболитовой фации имеют мантийное происхождение; они вынесены включающими их серпентинитами, интрудировавшими в холодном состоянии по поперечным разломам.
Анализ большого фактического материала по исследованию горных пород дна океанов дает основание Л.В. Дмитриеву, А.Я. Шараськину и А.В. Гаранину для выделения особой магматической гипербазит-базитовой формации.
По мнению этих исследователей, все гипербазиты (лерцолиты, гарцбургиты) интенсивно серпентинизированы, хотя исходная структура обычно сохранена и минеральный состав легко распознается. Породы состоят из оливина, орто- и клинопироксенов с акцессорной шпинелью и реже с плагиоклазом. Габброиды, ассоциирующие с гипербазитами, представлены габбро, габбро-норитами, оливиновыми габброноритами, анортозитами и роговообманновыми габбро, среди которых преобладают габбро, обогащенные оливином, редко встречаются такситовые габбро, сильно обогащенные магнетитом и ильменитом. Ультраосновные и основные магматиты образовались в результате дифференциации в верхней мантии, начиная с верхней юры до настоящего времени. Дифференциация мантии вызвана ее подъемом и частичным плавлением, сопровождающимся сепарацией базальтового расплава по схеме: исходный лерцолит → основной расплав + остаточный гарцбургит. В результате этого процесса образовались два различных комплекса горных пород: гипербазиты с телами габброидов, составляющие третий слой океанической коры, и базальты, переслаивающиеся с терригенными породами, составляющие второй океанический слой.
Новый фактический материал подтвердил существующее мнение об увеличении возраста магматических пород в стороны от внутриокеанического хребта, что указывает на спрединг.
В целом в океанах встречены следующие ассоциации горных пород: основная ассоциация или зона гребня — оливиновые толеитовые базальты, либо непрерывная серия оливиновых базальтов, андезитов и трахитов, либо контрастная серия оливиновых базальтов (либо безоливиновых базальтов) и трахитов. Донные ассоциации — оливнновые базальты (преобладают), пироксеновые базальты и пикритовые базальты; долериты, диабазы, габбро, метабазальты, серпентиниты (существенно меньше).
Таким образом, для внутриокеанических хребтов и дна океанов можно выделить следующие обобщенные эндогенные формационные типы (Б-III): габбро-диабаз-ультрамафитовый и трахит-андезит-оливин-толеитбазальтовый.
На протогеологическо-догеосинклинальном этапе наряду с базальтами образовались габбро, ультрамафиты и другие мафитовые породы, которые теперь составляют геофизический базальтовый слой, погребенный под позднее возникшим гранит-метаморфитовым слоем.
Надо полагать, что на рассматриваемом этапе развития Земли метаморфизм исходных горных пород распространялся на обширные территории и осуществлялся как под непосредственным воздействием магмы на вмещающие горные породы, составляющие стенки многочисленных магмоподводящих каналов (контактовый метаморфизм), так и под влиянием активных поствулканических газо-гидротерм глубинного происхождения, преобразовавших не только мощные толщи вулканитов в соответствии с глубиной их залегания, но и подстилающие эти вулканиты массы горных пород (региональный метаморфизм).
Инициальный базальтовый вулканизм, характерный для эвгеосинклиналей неогея, и последующее формирование гранитоидов имеют место и в протогее, причем в протогее, как и в неогее, происходит формирование сначала влагиогранитов, затем калиевых гранитов, но эта последовательность здесь сильно растянута во времени.
В становлении гранито-метаморфитового слоя Земли, наряду с процессами анатексиса осадочных пород, по-видимому, немаловажную роль играли процессы метаморфизма и метасоматизма, реализующиеся под воздействием химически активных восходя­щих растворов. В пользу этого соображения говорят развитие гранитизации в областях распространения базитового субстрата и наблюдаемый в природе процесс метасоматической гранитиза­ции базальтоидов и габброидов как древних, так и фаиерозойских, приуроченных в последнем случае к эвгеосинклиналям.
Огромный фактический материал по геосииклинально-плат­форменному этапу развития Земли позволяет более детально про­анализировать эндоамтые формации Земли (континентов и дна океанов) этого этапа и выделить соответствующие формационные типы как по горно-складчатым системам и островным дугам, так и по платформам, включая рифтовые зоны континентов и океанов,