Геология и геодинамическая природа Калиновского офиолитового комплекса Сихотэ-Алинского орогенного пояса в сравнении с базит-ультрабазитовыми комплексами дна океана

К настоящему времени очевидно, что разнообразие структурных, геохимических и петрологических характеристик офиолитов является результатом вариаций совокупности геологических процессов во время их формирования. Используя сравнение мафитультрамафитовых ассоциаций офиолитов континентов и мафит-ультрамафитовых ассоциаций коры современных океанов, исследователи восстанавливают историю геологического развития как отдельных складчато-надвиговых систем, так и континентов в целом [Пейве, 1969; Пейве и др., 1977; Зимин, 1973; Книппер, 1975, 1978; Хаин, 1979, 1984, 1996; Добрецов, 1980; Добрецов и др., 1977, 1986; Вулканические пояса..., 1984; Савельева, 1986; Ханчук и др., 1988, 1989, 1990; Зоненшайн и др., 1990; Скляров и др., 2016; Miyashiro, 1977; Ishiwatari, 1985a; Dilek, Robinson, 2003; и др.]. В то же время в складчатых областях могут быть совмещены фрагменты офиолитов, сформировавшиеся в разное время и в разных тектонических обстановках. В связи с этим важно исследовать различные структуры современных океанов (океанические плато, задуговые бассейны и т.д.), где существующая тектоническая обстановка формирования является отправной точкой для изучения характеристик пород и процессов их образования.
В структуре Сихотэ-Алинского орогенного пояса присутствуют фрагменты офиолитов (Калиновский комплекс), приуроченных к верхнему структурному уровню юрской аккреционной призмы, геодинамическая обстановка формирования которых остается дискуссионной. Предполагалось, что они образовались в спрединговой зоне палеоокеана, а затем были перемещены в основание островодужного склона позднепалеозойской островной дуги [Высоцкий, Оковитый, 1990; Высоцкий, 1996; Vysotskiy, 1994]. Помимо этого, было высказано мнение об их формировании в результате раскола континентальной коры и образования рифтогеннной структуры [Щека, 1984]. В настоящее время считается, что офиолиты Сихотэ-Алиня сформировались в основании океанического плато, рост которого был обусловлен внедрением мантийного плюма [Ханчук, Панченко, 1991; Кемкин, Ханчук, 1993; Геодинамика..., 2006; Ханчук, Высоцкий, 2016; Kemkin et al., 2016; Khanchuk et al., 2016; Golozubov, Simanenko, 2021; и др.]. Противоречивым также является определение возраста офиолитов, который устанавливается в интервале конца девона – начала карбона по осадочным породам, согласно залегающим на массивах базальтов. Однако сами базальты с несогласием перекрывают пластины габбро-гипербазитов. Опубликованные датировки габброидов дают разрозненные значения от 230 до 410 млн лет [Голозубов, Мельников, 1986; Кемкин, Ханчук, 1993; Ishiwatari, Tsujimori, 2003]. <...>