Трахибазальтовые формации могут быть рассмотрены на примере верхнепалеозойских вулканогенных пород плато Клайда в Шотландии, аналогичных девонских пород Минусинского прогиба на юге Сибири, а также четвертичных лав Аравийского полуострова и Эфиопии.
Во всех этих районах вулканогенные формации стратифицированы и чередуются с осадочными породами. Их отличительной чертой является постоянное сочетание базальтов и отчасти андезитов с трахибазальтами, трахиандезитами и щелочными породами, такими, как фонолиты, тералиты, тешениты и т. п. Первоначально предполагалось, что вулканогенные породы плато Клайда могут быть отнесены к типу платобазальтов, но затем выяснилось, что они обладают более или менее резко выраженным щелочным составом.
Трахибазальтовая формация плато Клайда в Шотландии описана Гики, позднее — Макгрегором, уточнившим как геологические данные, так и сведения о составе вулканогенных пород. Эта формация расположена в области Мидленда и сосредоточена в верхней части разреза девонских красноцветных отложений, среди которых залегают пластовые интрузии, принадлежащие корневым зонам более поздних каменноугольных и пермских лавовых и туфовых накоплений, образующих обширное плато, в котором лавы и туфы чередуются с прослоями песчаников и алевролитов. Толще верхнепалеозойских осадочных пород подчинены угольные прослои.
Главная масса вулканогенных пород представлена оливиновыми базальтами, отчасти также трахибазальтами (муджиеритами), трахиандезитами, трахитами и риолитами. Сопровождающие их пластовые залежи, лакколиты, куполы и дайки корневых зон имеют состав, либо сходный с тем, который характерен для покровов и туфов, либо несколько более щелочной (тешениты, базаниты, мончикиты, фонолиты и фонолитовые трахиты, рибекитовые фельзиты и т. п.). Эти более щелочные породы в большинстве случаев относятся к поздним проявлениям вулканической деятельности. Заключительные излияния (по Макгрегору, пермского возраста) наряду с оливиновыми базальтами содержат лавы анальцимовых и нефелиновых базанитов, а также нефелиновых мончикитов («нефелиновых базальтов»). В некках имеются обломки карбонатизированных перидотитов, щелочных полевых шпатов, авгита, роговых обманок и других минералов. Общая мощность вулканогенного разреза достигает в этом районе 1000 м.
Некоторые из слагающих вулканогенную толщу лав изливались на краю лагун и поэтому приобретали подушечное строение. Тем не менее в большинстве случаев потоки изливались на низменном побережье в континентальных условиях, вследствие чего местами обнаруживается даже латеритное выветривание пород и образование бокситовых глин. Излияния лав чередовались с эксплозиями, особенно во время извержения трахитовых лав.
Среди пластовых интрузий трахибазальтовой формации плато Клайда имеются дифференцированные тела. По Тиррелю, наиболее классическим их примером может служить тешенито-пироксеновый силл Лугара в Эршире. Вертикальный разрез этого силла, вскрытый скважиной на протяжении 50 м, представлен (сверху вниз): тешенитами, затем оливиновыми тералитами, содержащими обособления тералитов, богатых нефелином (лугариты); далее следуют меланократовые оливиновые тералиты с анальцимом, нормальные оливиновые тералиты, переходящие в пикрит-тералиты, роговообманковые пикриты, роговообманково-авгитовые перидотиты, пикротешениты и тешениты. Общее увеличение количества оливина в основании залежи и увеличение удельного веса пород в том же направлении свидетельствуют, по Тиррелю, о значительной роли гравитационной дифференциации в процессе образования этого сложного пластового тела.
Трахибазальтовая формация Минусинского прогиба на юге Сибири изучена наиболее полно автором. По его данным, эта формация, имеющая возраст нижний девон — Эйфель и тесно связанная с терригенными красноцветными отложениями, охватывает не только систему преимущественно базальтовых лабрадор-порфиритовых и отчасти плагиопорфировых покровов, но также пластовые залежи, дайки и штоки более разнообразного, в частности щелочного, состава и, следовательно, корнями своими уходит в глубокие зоны земной оболочки. В строении этой формации принимают участие долериты и метадолериты (диабазы), базальты и метабазальты (диабазовые порфириты), андезиты и метаандезиты (андезитовые порфириты), плагиопорфиры, тешениты, берешиты, горячиты и другие щелочные породы, а также пирокластические и шлаковые образования и гидротермалиты.
К краям прогиба количество осадочных пачек в разрезе формации уменьшается, они становятся более грубыми и содержат обломочный материал, представленный породами, залегающими в фундаменте Минусинского прогиба. Присутствие этих пород в виде галек и обломков в базальных конгломератах формации указывает на то, что корневые зоны вулканов, давших многообразные продукты извержений, располагались на окраинах прогиба, где были приурочены к крупным глубинным разломам, ограничивающим прогиб на западе, востоке и на юге.
Трахибазальтовая формация Эфиопского (Абиссинского) нагорья и смежных территорий принадлежит к тому же ряду стратифицированных формаций, что и две рассмотренные выше, но резко отличается от них молодым возрастом. Наиболее древние ее слои предположительно относят к верхнему мелу — палеогену и называют «группой Ашанги», более молодые — к неогену и именуют «группой Магдала». Посленижнемеловой возраст определяется налеганием формации на различные горизонты нижнемеловых осадочных толщ, которые они срезают, переходя на подстилающие слои юрских отложений и прямо на кристаллический фундамент. Вулканогенные породы Ашанги представлены преимущественно базальтами, которым подчинены немногочисленные и маломощные пачки осадочных пород. Сравнительно молодая толща Магдала более насыщена пачками бурых песчаников и черных и белых глинистых пород. В ее составе, помимо базальтов, имеются трахиты, трахиандезиты, риолиты, отмечены бостониты, фонолиты и авгититы. Толщи Ашанги и Магдала обычно объединяют под названием трапповой свиты и считают, что они образовались соответственно в верхнемеловое и третичное время.
Кроме трапповой, выделяют еще аденскую свиту, состоящую из пантеллеритов, натровых риолитов, комендитов, трахитов (обычных и натровых), дацитов и залегающих в верхней части разреза оливиновых базальтов. В этой свите известны также фонолиты. Время образования пород свиты, заполняющих рифтовые долины, четвертичное, причем извержения лав продолжались вплоть до настоящего времени.
Сложно построенная трахибазальтовая формация Эфиопского нагорья охватывает огромные территории в Эфиопии и распространяется также на Сомали, на противоположный берег Красного моря. Общая площадь, на которой встречаются породы этой формации, превышает 0,5 млн. км2, а мощности изменчивы и местами достигают 3500 м. По направлению на юг, к рифтовым долинам, расположенным в области Великих Африканских разломов, в системе впадин, окаймляющих плато оз. Виктория с запада и востока, площади, занятые вулканогенными толщами, продолжающими трахибазальтовую формацию, сокращаются. От нее сохраняются, по-видимому, только наиболее молодые лавовые серии, более или менее разобщенные. Таким образом, намечается переход от рассмотренного типа стратифицированных формаций к нестратифицированным. Одновременно меняется и состав лав. Существенное значение приобретают калиевые лейцитовые лавы, а не обычные щелочные натриевые, а также и карбонатиты.
Общие особенности трахибазальтовых формаций определяются их принадлежностью к ряду стратифицированных базальтовых формаций. Как и обычные трапповые, эти формации образуются в континентальной обстановке, но в местности, которая по временам, как, например, на плато Клайда или в Минусинском прогибе, могла затопляться морскими водами и представлять собой систему лагун.
Внешние черты сходства трахибазальтовых формаций с трапповыми обращали на себя внимание, поэтому плато Клайда первоначально считали одним из примеров трапповых полей, так же как среди базальтовых полей Эфиопского нагорья выделяли трапповую свиту, а в Минусинском бассейне пытались выделить самостоятельный базальтовый комплекс траппового типа интрузий. Между тем отличительные черты трахибазальтовых формаций выявляются при внимательном геологическом и петрографическом изучении пород, позволяющем установить тесную связь обычных базальтов этих формаций с натриевыми щелочными породами, а также щелочной эссекситовый характер самих базальтов. Трахибазальтовые формации не вполне симметричны. Асимметрия, связанная со сменой пород трахибазальтового ряда более кислыми по направлению с запада на восток при общем меридиональном удлинении поля распространения пород формации, достаточно определенно выражена в Минусинском прогибе. На Эфиопском нагорье асимметрия аналогичной формации прослеживается по фациальной смене ее в южном направлении калиевыми щелочными породами трахибазальтового ряда, принадлежащими нестратифицированной калиевой щелочной формации.
Типично общее положение рассматриваемых формаций в геологической структуре. На плато Клайда и в Минусинском прогибе они размещаются на каледонском основании (от которого отделены резким угловым несогласием) внутри наложенных межгорных прогибов. Впрочем, возраст формации в Минусинском прогибе девонский, тогда как на плато Клайда — верхнепалеозойский.
Предполагается, что данная формация в Минусинском прогибе образовалась вследствие обрушения осевой зоны обширного свода, возникшего в ордовике и силуре на юге Сибири. В таком плане обнаруживается известная аналогия этого прогиба с Аравийско-Нубийским сводом, в центральной части которого возникла впадина Красного моря, а на юго-западе — обширное поле распространения пород трахибазальтовой формации. Важно отметить, что в данном случае, когда речь идет об Аравийско-Нубийском своде, не вызывает сомнений платформенное происхождение трахибазальтовой формации. В Минусинском прогибе аналогичная формация возникла, вероятно, в начальные стадии развития осадочного платформенного чехла на древнекаледонском основании.
По-видимому, сходными были условия накопления трахибазальтовой формации и на плато Клайда в прогибе, заложившемся на позднекаледонских складчатых структурах. На Африканской же платформе трахибазальтовая формация возникла после того, как прошел почти 600-миллионный интервал времени, отделяющий ее от момента заложения осадочного чехла.
Таким образом, время образования трахибазальтовых формаций определяется не возрастом складчатого фундамента, на котором они возникают, а некоторыми общими деформациями земной коры, вызывающими коробление обширных ее участков и возникновение впадин и прогибов. Эти общие деформации могут, по-видимому, происходить в разное время и локализоваться на различных территориях в зависимости от возникающих конкретных структурных условий.