Понятие «геологическая формация» широко используется геологами разного профиля: стратиграфами. литологами, петрографами, тектонистами, металлогенистами. При общем однозначном понимании геологических формаций как сообществ горных пород представители разных направлений неодинаково оценивают признаки, которые позволяют обособить сообщества горных пород как геологических формаций.
Составители терминологического справочника «Геологические формации» (1982) собрали воедино множество определений термина «геологическая формация» из работ ведущих ученых, а также различные характеристики отдельных формационных типов. Анализ формулировок показывает, что каждый исследователь выбирает признаки, наиболее ему близкие по роду деятельности, важные для решения его практических задач. Это обусловливает субъективный подход при выделении формаций.
При обособлении тел ассоциаций горных пород, именуемых геологическими формациями, обычно учитываются следующие признаки:
1. Вещественный состав пород (определяется перечнем горных пород, составляющих толщу).
2. Строение толщи (определяется типами переслатвания - взаимоотношением пород в разрезе).
3. Мощность однородной толщи.
4. Степень обособленности в разрезе крупного тектоно-седиментационного цикла (герцинского. альпийского и т.п.).
5. Наличие определенного вида полезного ископаемого в разрезе толщи.
6. Возрастной объем толщи
7. Генезис толщи.
8. Приуроченность к определенной структурной форме земной коры.
9. Положение в разрезе крупного тектоно-седиментационного цикла (Герцинского. альпийского и т.д.) Перечисленные признаки по своей сути могут рассматриваться как прямые (1-5). наблюдаемые непосредственно в
обнажении, и косвенные (6-7), объективные 1-6 и субъективные (7-9).
Рассмотрим какую роль отводят представители разных направлений перечисленным признакам при выделении формаций.
Фациально-генетическое направление. Использует термин «формация» для обозначения совокупностей генетических типов отложений (фаций). Исследователи этого направления полагают, что. только установив генетическую природу отложений, доказав, что она одинакова для всей ассоциации пород, последнюю можно рассматривать в качестве той или иной формации (морской, лагунной, мелководной, глубоководной и т.д.). разрабатывается Л.Б. Рухиным, В.И. Поповым, В.Т. Фроловым.
Тектоно-стадиальное направление. Начало этому направлению положено работами М. Бертрана. В нашей стране тектоно-стадиальное направление активно развивается в работах тектонистов, некоторых литологов и петрографов, пытавшихся выделение формаций увязать со стадиями развития земной коры и ее главнейших элементов. В.К. Хаин наиболее обстоятельно разработал тектоно-стадиальный подход к выделению формаций. По В.Е. Хаину формация - естественное и закономерное сочетание (парагенез, комплекс, набор, ассоциация) горных пород (осадочных, вулканогенных, интрузивных), связанных общностью условий образования и возникающих на определенных стадиях развития структурных элементов земной коры.
Структурно-вещественное (парагенетическое направление). Использует понятие «геологическая формация» по отношению к сообществам горных пород определенного вещественного состава и строения (сложения), которые устойчиво проявляются в разрезе земной коры. Разработано Н.С. Шатским, Н.П. Херасковым, разработавшим представления о геологических формациях как парагенезисах горных пород, подобно тому как горные породы являются парагенезисами минералов.
Стратиграфическое направление. Этого направления придерживались представители сибирской школы геологов (М.А. Усов, М.К. Коровин, Л.Л. Халфин и др.) М.А. Усов определял формацию, как толщу непрерывных осадков, отделенную от других формаций тектоно-денудационным перерывом. Л.Л. Халфин определял формацию как естественную единицу локальной стратиграфии, представляющую собой индивидуальный комплекс отложений, все члены которого связаны непрерывной последовательностью образования и который в целом меняется по простиранию в узких фациальных рамках, имея нижней и верхней границами перерыв седиментации. Представители данного направления отождествляют формации со свитами, осадочными комплексами, горизонтами, «циклами» и т.д., подчеркивая, что все формации индивидуальны и являются тектоно-стратиграфическими единицами.
Минерагеническое направление при изучении формаций пользуется большой популярностью. Выделяются угленосные, соленосные, бокситоносные, фосфоритоносные. железорудные и прочие формации. Определяющая роль отводится присутствию в разрезе формации того или иного вида полезного ископаемого. Остальные характеристики являются как бы второстепенными.
Вопрос. Пространственное размещение формаций и их рядов в осадочных бассейнах различных структурно-тектонических зон.
Вопросы пространственного размещения осадочных бассейнов и выполняющих их формаций и рядов в настоящее время лучше изучены в пределах сегмента континентальной коры. В структуре земной коры выделяются подвижные тектонические зоны, тяготеющие к орогенам, и устойчивые кратонные блоки с платформенным режимом. Формирование осадочных формаций определяется типом структуры, режимом дифференциальных движений земной коры, вулканическими процессами, климатом и жизнедеятельностью организмов, влияющими на состав осадочного материала и условия его отложения.
Для подвижных зон с активным геодинамическим режимом, большой амплитудой и скоростью колебательных движений и их значительной дифференцированностью характерны осадочные формации, которые обладают большой мощностью и распространены преимущественно в пределах сильно вытянутых обычно складчатых зон параллельных конвергентным границам плит и в финальную стадию, испытывающих общее воздымание.
Пространственно сопряженные переходные зоны характеризуются продолжающимся разломообразованием, в целом энергичным компенсационным погружением и последующим скучиванием, достигающим своего максимума, в эпохи поднятия смежных складчатых областей. Формации в этих зонах обладают также большой мощностью, располагаясь в пределах формирующихся прогибов близ указанных структур. Переходные области имеют ряд сходных черт со складчатыми областями, поскольку они располагаются в непосредственной близости к ним и частично приобретают складчатое строение. Вместе с тем выполняющие их толщи осадков характеризуются значительной мощностью, часто не уступающей мощности отложений подвижных зон, и превосходят последние по скорости накопления.
Несмотря на определенное сходство, переходные области не следует смешивать с типичными подвижными поясами, так как они резко выделяются лишь в период интенсивного поднятия смежной складчато-орогенной зоны. Весьма значительное погружение переходных областей в процессе развития вызывает их самостоятельное общее поднятие, которое сопровождается складкообразованием и превращением подобных краевых прогибов в горную страну.
Наконец, платформенные осадочные формации формируются при недифференцированных движениях небольшой скорости и малой амплитуды. Для них характерна малая мощность, преобладание обломочных пород, сложенных в основном весьма устойчивыми против выветривания и механического истирания минералами. Изучение состава и строения осадочных формаций показывает, что образуются они при определенном типе тектонических движений. Поэтому платформенные формации могут встречаться и в подвижных зонах (геосинклиналях), возникая в эпохи кратковременного существования здесь квазиплатформенного режима.
Этот важный вывод был сделан Ф.Ю. Левинсон-Лессингом, подчеркнувшим, что для понимания пространственного размещения магматических формаций необходимо отличать настоящие платформы (кратогены) от временных, которые лишь временно обладают платформенным типом тектонических движений.
Приуроченность определенных групп формаций большей частью лишь к определенным структурным областям земной коры связана с тем, что для них свойственны и определенные типы режима колебательных движений», и, как показали новейшие исследования, их связь с соответствующими геодинамическими типами бассейнов и зон.
Вопрос. Формации начальных этапов развития активных зон (аспидная, кремнисто-вулканогенная).
Глинисто-сланцевые (аспидные) формации. Образуются в начальный этап геотектонического развития и типичны для многих линейно-вытянутых подвижных зон. Они характеризуются большой мощностью и однородностью. В связи с проявлением метаморфизма их называют нередко аспидными. Последние не характеризуют первоначального состава исходных пород, кроме преобладающих глинистых – пород в формации могут встречаться слои разнообразных по составу песчаников, в том числе и часто преобладающих граувакк. Присутствуют также спилитовые и андезито-базальтовые породы и их туфы, которые, однако, не являются обязательными в данной формации, мощность глинисто-сланцевых формаций измеряется сотнями и тысячами метров. Глинистые сланцы обычно черного и темно-серого цвета (за счет органического вещества), иногда зеленовато-серые, обогащенные туфогенным материалом. Данному типу формаций соответствуют кембро-ордовикские слабометаморфизованные зелено-фиолетовые сланцы Горного Алтая и Западного Саяна, силурийские граптолитовые сланцы Урала и Средней Азии, юрские глинистые и аспидные сланцы главного Кавказского хребта.
Глинисто-сланцевые отложения часто замещаются кремнисто-вулканогенными и карбонатными породами, реже, минуя известняки, непосредственно сочетаются с флишевыми отложениями. Полезными ископаемыми эти отложения, как известно, бедны. В базальных частях иногда встречаются прослои углей малой мощности. Кроме того, они быстро выклиниваются, что и обусловливает отсутствие в них крупных промышленных месторождений.
Глинисто-сланцевые формации по условиям образования характеризуются однообразностью и относятся к начальной стадии прогибания подвижных зон. Это обычно морские отложения, по преимуществу в нижних частях мелководные, в верхних частях иногда глубоководные. В разрезах верхнего девона – нижнего карбона Западной Калбы (Восточный Казахстан) глинисто-сланцево-кремнистые аналоги данной формации, относятся к глубоководным отложениям, сформировавшимся в геодинамической обстановке активной континентальной окраины.
Кремнисто-вулканогенные формации. Формируются также в первую стадию развития подобных мобильных зон и играют видную роль в сложении многих складчатых гор, особенно палеозойского возраста. Они сложены обычно разнообразными кремнистыми сланцами, яшмами и другими кремнистыми породами, которые ассоциируются со спилитовыми и андезитобазальтовыми эффузивными и сопутствующими им туфогенными породами. Такого рода отложения широко распространены в кембрии Алтая и Саяна, на Урале, в силурийских и девонских отложениях. Мощность этих образований измеряется от сотен до 1000-1500 м. Нередко в их составе могут присутствовать однородные мощные пачки основных эффузивов, содержащих шаровые лавы. Основные эффузивы обычно переслаиваются с кремнистыми сланцами. Мощность пачек достигает 100-150 м. В нижнепалеозойских кремнисто-вулканогенных формациях среди грубо-слоистых кремнистых сланцев и яшм иногда присутствуют пласты черных тонкослоистых глинистых сланцев с остатками граптолитов. Кремнистые формации молодого возраста имеют иной состав и облик. В кремнистых породах развита очень тонкая слоистость (до 0,1-0,2 мм), группирующаяся в весьма мелкие циклические тела мощностью в несколько сантиметров. Часто подобные циклиты сложены мелкозернистым песчаником или алевролитом и слоями диатомитов. Мелкие циклиты (ритмы) (по 20-50) группируются в более крупные циклические единицы. Значительная мощность кремнистых толщ, их стратиграфическое положение и постепенные переходы яшм в туфы с остатками радиолярий, а также переслаивание с известняками, содержащими морскую фауну, свидетельствуют о первичном отложении кремнезема в этих толщах. Тесная связь кремнистых толщ с подводными эффузивами и туфами дает основание предполагать вулканическое происхождение части слагающего их кремнезема. Последний мог выноситься магматическими водами и выщелачиваться нагретой морской водой из остывающей лавы и тонкого вулканического пепла.
Данные формации ассоциируют с линзовидными рифовыми массивами известняков, гипабиссальными и интрузивными разновидностями основных пород, связанных с основными эффузивными образованиями.
Кремнисто-вулканогенные формации по простиранию часто могут замещаться глинисто-сланцевыми формациями. Они принадлежат обычно к глубоководным отложениям центральных участков прогибов подвижных зон, формирующихся в эпоху их наибольшего прогибания, напряженного вулканизма и малого приноса обломочного материала. Для них характерна относительная редкость остатков донных организмов. Наиболее вероятно, что многие кремнисто-вулканогенные толщи формировались в условиях холодного климата. Эти толщи наблюдаются лишь в пределах сравнительно узких, но сильно вытянутых зон, составляющих небольшую часть общей площади данных тектоно-структур.
Вопрос. Субформации начальных этапов развития активных зон (кремнисто-железистые, кремнисто-марганцевые).
Железорудные и марганцевые субформации пространственно и генетически ассоциируют с отложениями кремнисто-вулканогенной формации. К ним тяготеют в этих зонах и сингенентичные железные руды, особенно в докембрииских толщах, где представлены обычно кремнисто-железистыми и эффузивно-осадочными железорудными субформациями.
Кремнисто-железистые субформации. В качестве примера можно взять отложения криворожской свиты, описанной Я.Е. Белевце-вым, который выделяет в ней три отдела.
Нижний отдел сложен аркозово-филлитовыми породами с конгломератами в основании, указывающими на длительный перерыв. Средний железорудный отдел начинается тальково-песчаными сланцами, обогащенными грубообломочным материалом. Характерна фациальная изменчивость пород. Выше залегают кварцево-силикатные, железо-силикатные сланцы и кремнисто-железистые породы (джеспилиты). Для рудной толщи характерна тонкая слоистость, ритмичность (выделяются 7 ритмов) и полное отсутствие обломочного материала. Горизонты прослеживаются на 30-40 км. Третий отдел начинается конгломератами, далее идут песчаники, песчано-глинистые сланцы, известняки и доломиты.
Наиболее вероятные условия образования кремнисто-железистых толщ – это их формирование в глубоководной обстановке.
Кремнисто-марганцевые субформации пространственно и генетически связаны с кремнисто-вулканогенными формациями. В них иногда наблюдается скопление марганцевых руд. По сочетанию с яшмовыми и вулканогенными толщами этот тип марганцевых субформаций отличается от марганцевых отложений переходных областей. Хорошо изученным примером кремнисто-марганцевых субформаций являются девонские марганцевые отложения Южного Урала. Они подчинены мощной вулканогенной толще верхне-силурийско-девонского возраста, располагаясь в ней на четырех стратиграфических уровнях. Марганцевые рудоносные горизонты отличаются от вмещающих пород широким распространением яшм, яшмовидных туффитов и кремнистых сланцев. Указанные породы переслаиваются и замещаются глинистыми и грубозернистыми туффитами. В переслаивании спорадически участвуют линзы известняков. Мощность пластов марганцевых руд изменяется в широких пределах, наиболее тонкие прослои свойственны яшмовым рудам, большие мощности приурочены исключительно к туффитам. Браунитовые марганцевые руды залегают среди красных яшм и яшмовидных туффитов, а карбонатно-силикатные руды – среди серых и зеленоватых туффитовых пластов. Браунитовые и карбонатно-силикатные руды Н.П. Херасков рассматривает как метаморфизованные окисные и закисные марганцевые отложения, что согласуется с приуроченностью браунитовых руд к красным яшмам, представляющим собой более мелководные отложения, чем серые и зеленоватые туффиты. Накопление отложений рассматриваемой субформации происходило, по-видимому, на дне водоема с расчлененным рельефом. На это указывает быстрая смена окисных марганцевых руд закисными на близких, расстояниях (100-300 м), что обусловливалось началом роста со временных складчатых структур, Вопрос об источнике марганца решается неоднозначно. По Н.П. Хераскову, этот источник связан с вулканогенными образованиями, а по Л.Б. Рухину – с наземным выветриванием.
Вопрос. Карбонатные формации инверсионной стадии, бокситовые и фосфоритовые субформации.
Карбонатные формации и субформации формируются в инверсию в конце первой стадии геотектонического развития подвижной зоны.
Карбонатные формации и их подчиненные аналоги участвуют в строении многих складчатых (геосинклинальных) сооружений. Это в большинстве случаев известняки, среди которых редки доломиты. Мощные толщи первичных доломитов встречаются или в до-кембрийских складчатых зонах, или по периферии более молодых складчатых сооружений.
В составе карбонатных формаций отмечаются разноокрашенные известняки белые и темно-серые, почти черные и красные микрозернистые. Некоторые известняки имеют массивную текстуру, неслоистые, другие – обладают ясной пластовой текстурой, иногда плитчатостыо. Весьма редко встречаются брекчированные и конгломератовидные разновидности. Нередко наблюдается общее окремнение известняков или наличие в них желваков кремня, прослоев кремнистых пород и мергелей. Мощность карбонатных формаций может быть велика – до 3500 м. В составе карбонатных формаций часто выделяются не только рифовые разновидности, но также глинистые и кремнистые ассоциации пород.
В районах распространения флишевых формаций карбонатные отложения могут местами их замещать. В некоторых случаях карбонатные отложения ассоциируются с угленосными, красноцветными и соленосными формациями. Карбонатные толщи образуются преимущественно в тектонически-вялые эпохи общего погружения и малого приноса обломочного материала, главным образом, в условиях теплого климата и мелководного морского бассейна.
В состав карбонатных формаций нередко входят рифовые субформации, которые являются показателем определенных физико-географических, а также и тектонических условий образования осадков. В этом плане несомненный интерес представляют рифовые толщи, по мере развития Земли характер рифообразующих организмов и рифов изменялся. В палеозое это были археоциаты и водоросли; затем кроме известковых водорослей выступают кораллы вначале табуляты, а потом ругозы, в мезозойскую эру – шестилучевые кораллы.
Современными исследованиями установлено, что большинство рифообразователей существовало в тропической и субтропической обстановке. Известняки рифов характеризуются отсутствием обломочного материала, массивностью и линзовидным залеганием. Данным телам свойственна большая мощность. Они формируются во время стабилизации подвижных зон в эпоху накопления карбонатных формаций, наблюдаются и среди вулканогенных толщ. Рифы образуются и в переходных областях во время ослабления тектонических движений и приостановки отчетливой дифференциаций колебательных движений. В подобных рифах иногда могут находиться нефтяные месторождения.
Субформации пластовых фосфоритов и бокситов. В подвижных (геосинклинальных) системах встречаются нередко субформации пластовых фосфоритов с промышленными залежами фосфоритов которые образуют характерный комплекс фаций среди карбонатных и кремнистых ассоциаций пород. Связанные с ними месторождения составляют около 3/4 всех запасов фосфоритов.
В основании фосфоритной субформации залегают кремнистые сильно фосфатизованные аргиллиты и на них фосфатная пачка, представленная пластовыми фосфоритами с прослоями фосфатных кремнистых пород, фосфатизированных доломитов и аргиллитов. Выше залегают карбонатно-железистые марганцевые породы. Разрез завершается мощной толщей доломитов. Образование фосфоритов происходило в морском бассейне в пределах полосы длиной в несколько сотен и шириной всего несколько десятков километров. Они формировались среди карбонатных и кремнистых пород химического происхождения на значительном расстоянии от береговой линии. Наиболее благоприятной обстановкой для накопления фосфатов в пределах прогибов с дифференцированными движениями, вероятнее всего, в палеогеографическом отношении являлись проливы, расположенные между платформой и воздымающимся в подвижной зоне поднятием. Важно отметить, что весь этот процесс накопления развивался в периоды времени, предшествующие закрытию бассейна-прогиба и превращению его в ороген.
Бокситовые субформации также формируются в периодически подвижных областях и известны с кембрия. В случае залегания их среди более древних пород под влиянием метаморфизма они преобразуются в залежи корунда. Залежи бокситов широко распространены в девонских слоях Урала, в мезозойских и кайнозойских отложениях альпийской складчатой зоны.
Для бокситовых субформаций наиболее характерной особенностью является частая их приуроченность к краевым участкам подвижных зон, где они занимают длинные и узкие полосы. Вообще эти субформации образуются в зоне накопления известняковых толщ, по периферии области распространения кремнисто-вулканогенных формаций, которые в свою очередь тяготеют к центральным участкам бассейнов осадконакопления. Случается также, что бокситовые субформации залегают в разрезе по соседству с флишевыми толщами или смещаются во времени в направлении к платформе.
Вопрос. Формации завершающих орогенных стадий тектонического режима: флишевая и молассовая.
Флишевые формации образуются в предорогенную стадию геотектонического развития подвижных тектоно-структур. Флиш представляет собой мощную серию морских осадочных образований, характеризующихся регулярным (ритмическим) сложным чередованием обычно не менее трех литологических разновидностей слоев, зернистость которых уменьшается вверх по разрезу, независимо от их состава.
В некоторых случаях флиш может быть представлен менее типичной разновидностью, состоящей из чередования двух компонентов. Образование флиша, всегда происходило только в эвгеосинклиналях в начале их общего поднятия. Мощность флишевых циклитов (ритмов) измеряется обычно десятками или единицами сантиметров.
В кавказском флише нижние элементы циклитов - песчаники -состоят из зерен обычных обломочных минералов или обломочных зерен кальцита, в этом случае они представляют собой обломочный известняк. Окраска флишевых песчаников обычно серовато-зеленоватая. Алевролиты являются обязательным членом циклита. Зернистость их уменьшается вверх по разрезу, минералогический состав различен, некоторые из них целиком состоят из терригенного материала, другие - из мелкообломочного известняка. Верхний член циклитов флиша – глинистые породы, часто с карбонатностью от 5 до 90%. Одной из характерных особенностей флиша является присутствие в них микроскопических ископаемых. В области подводного поднятия типичный флиш замещается полуфлишем с меньшим количеством гиероглифов и фукоидов, а далее – глинистыми или карбонатными отложениями. Существует связь формирования флиша в современную эпоху с геодинамической обстановкой свойственной подножию материкового склона, где накапливаются мощные толщи осадков (лавинная седиментация) за счет турбидитов с рядом характерных признаков – наличия тонкой ритмичности, градационной и оползневой текстуры и другими особенностями присущими флишу. Флишевые циклиты образуются вследствие пульсационных тектонических движений.
Молассовые формации формируются в заключительную стадию геотектонического развития складчатых зон. Различаются окраинные или типичные морские и внутриконтинентальные молассы, которые выделены в особый континентальный по характеру фаций тип формаций. Окраинные молассы или морские сероцветные возникают в предгорных прогибах, где они являются конечным членом осадочных формаций. Сложены морские сероцветные формации разнообразным терригенным материалом, где конгломераты играют чаще подчиненную роль. Состав галек в конгломератах моласс закономерно изменяется в вертикальном разрезе. В нижних горизонтах, соответствующих морской молассе, наблюдаются гальки осадочных пород, образованные, за счет разрушения верхних горизонтов поднимающейся области. Пo мepe дальнейшей денудации морская моласса переходит обычно в верхнюю континентальную молассу, конгломераты в ее составе нередко обогащаются гальками метаморфических и изверженных пород. Вверх по разрезу отмечается и увеличение размеров галек.
Общая мощность моласс может быть значительной (2-3 и более км). Окраска моласс определяется климатическими условиями, обилием органического материала, иногда составом материнских пород и удаленностью аккумуляции от области сноса. Конгломератовые молассы могут замещаться песчаными толщами.
Вопрос. Формации переходного тектонического режима (угленосные, нефтематеринские, соленосные, красноцветные).
Угленосные фармации образуются в краевых прогибах при развитии в них дифференцированных нисходящих тектонических движений, проявляющихся сопряженно с восходящими движениями в области соседней подвижной зоне. различаются геосинклинальные, переходные и платформенные угленосные толщи. В составе переходных угленосных формаций выделяются два типа - предгорный и межгорный.
Предгорные угленосные формации, состоящие из спектра переслаивания регрессивных континентальных и трансгрессивных морских фаций, формировались на обширных низменностях, расположенных на удаленной периферии поднимающихся горных хребтов, возникая, как правило, на обширных приморских низменностях, эти формации сложены чередующимися слоями песчаников, алевролитов, аргиллитов, реже – известняков, а также пластов угля. Межгорные угленосные формации связаны с грабенами в пределах горных областей, которые возникли в результате глыбовых движений в зоне складчатых сооружений. Они сложены породами исключительно континентальных фаций, большей частью речными, болотными и озерными отложениями. Предгорные формации, содержащие наиболее крупные запасы углей, распространены широко в палеозое, а межгорные – в мезозое.
Нефтематеринские формации могут формироваться в краевых прогибах при благоприятных палеогеографических, климатических и тектонических условиях.
С большой долей вероятности нефтегазообразование может происходить, по-видимому, в песчано-глинистых, карбонатных и кремнистых отложениях. При этом должны соблюдаться два основных условия: обогащение исходных илов органогенным материалом и наличие благоприятной обстановки для его захоронения и преобразования. Весьма благоприятными для нефтеобразования, глинистые отложения, откуда микронефть может мигрировать и накапливаться в пластах пористых пород. Накопление органического вещества, которое может служить исходным материалом для нефти и газа, происходит в различных по составу и генезису осадках. В некоторых комплексах осадочных пород нефть возникает значительно чаще, чем в других, поэтому такие комплексы и принято называть нефтематеринскими формациями.
Соленосные формации образуются в краевых прогибах усилении дифференциации тектонических движений и аридизации климата. Древние аналоги этой формации являются палеогеографическим указателем на лагунную приморскую обстановку осадкообразования в условиях жаркого и засушливого климата. Среди молодых неогеновых отложений известны крупные залежи солей континентального происхождения. Соленосные толщи формируются преимущественно в краевых прогибах, тяготея к периферическим участкам платформ.
Древнейшие Соленосные формации известны из кембрийских отложений. В нижней части разреза соленосных формаций залегают обычно карбонатные глины, мергели, доломиты, а выше по разрезу – ангидриты и гипс. Средняя часть формации является собственно соленосной, для нее характерны залежи каменной соли, чередующиеся с пластами ангидритов, соляных глин и мергелей. В виде одного или нескольких горизонтов встречаются также калийно-магнезиальные породы, разделенные каменной солью. Верхняя часть этих формаций сложена вновь ангидритами или гипсами и карбонатными породами. Собственно соленосные отложения в некоторых областях повторяются в разрезе несколько раз, намечая крупные циклы (ритмы).
Соленосные формации сочетаются обычно с тремя типами отложений полимиктовыми песчано-глинистыми отложениями серого или серовато-зеленого цвета, красноцветными отложениями и морскими карбонатными толщами.
Красноцветные формации образуются в собственно орогенную стадию геотектонического развития структур и формирования верхней молассы.
Эти формации встречаются в отложениях разного возраста, начиная с докембрия, и нередко распространены на очень большой площади.
Красноцветные формации пространственно располагаются в непосредственной близости от области размыва и по мере удаления от нее могут замещаться морскими отложениями.
Мощность красноцветных отложений варьирует в широких пределах, в тектонических депрессиях измеряется тысячами метров, а за их пределами быстро уменьшается. Данные формации имеют пестрый состав пород, чаще других встречаются глинистые, мелкозернистые песчанистые и алевропелитовые отложения, реже — пачки конгломератов. В их составе кроме обломочных пород иногда содержатся пласты доломитов, известняков, гипса. Кроме преобладающей красно-коричневой окраски пород в них присутствуют соли, окрашенные в зеленые или зеленовато-серые и даже белые цвета. Уменьшение красноцветности и большая пестрота пород наблюдаются по мере удаления от области сноса, в том же направлении происходит уменьшение и крупности зерна.
Характерной чертой глинистых отложений красноцветных толщ является то, что они слабее отсортированы, имеется заметная примесь песчаного материала, среди минералов чаще присутствуют гидрослюды, реже – каолинит и монтмориллонит. Наблюдаются знаки ряби, трещины усыхания, следы ползанья наземных позвоночных, эрозионные врезы, отсутствие морских организмов. Среди остатков чаще встречаются позвоночные, кистеперые, двоякодышащие и некоторые другие виды рыб, а также типично наземные амфибии и рептилии. Из текстурных признаков нередко проявляются косая слоистость, среди которой часто наблюдаются формы, типичные для потоков.
Несмотря на фациальную изменчивость красноцветных тол устанавливается их ритмическое строение. В основании их разрезов залегают континентальные конгломераты, красные песчаники и алевролиты, в верхней части они переходят часто в зеленоват серые мергели, известняки или песчано-глинистые породы прибрежно-морского происхождения.
Основная часть красноцветных отложений образуется на приморских равнинах в условиях влажного, теплого возможно, периодически засушливого климата. В составе красноцветных формаций присутствуют речные, дельтовые, озерные прибрежно-морские отложения.
Красноцветные отложения часто сочетаются с соленосными.
Вопрос. Субформации переходного тектонического режима (оолитовые желзорудные и марганцевые).
Оолитовые железорудные и марганцевые субформации формировались в условиях нисходящих прерывистых тектонических движений в области краевых прогибов и одновременного поступления продуктов химического выветривания.
Наибольшие запасы осадочных железных руд сосредоточены в докембрийских кремнисто-железистых толщах геосинклинального типа. Основным видом железных руд в более молодых отложениях являются мелководные оолитовые окисные, шамозитовые, реже сидеритовые руды. Оолитовые железо-рудные субформации представляют собой толщи всего в несколько десятков метров мощности, где железорудные пласты залегают главным образом среди песчано-глинистых, реже карбонатных пород.
Рассматриваемые железорудные субформации принадлежат к мелководным отложениям. Это подтверждается присутствием в них и вмещающих породах трещин усыхания, волноприбойных знаков, косой слойчатости, галек, оолитов, размывов и т.д. Оолитовые. железные руды образуют протяженные полосы, прослеживающиеся более чем на 100 км.
Марганцевые субформации могут иногда пространственно и генетически сопрягаться с железорудными. Они чаще всего приурочены к песчано-глинистым и кремнистым породам. Рудный горизонт залегает на песчанике или известняке. Выше сле дуют кремнистые глины и спонголитовые песчаники. Благоприятные условия определялись наличием впадин в первичном рельефе.
Возможно так же что рудоносный горизонт местами залегает непосредственно на неровной поверхности докембрийских кристаллических пород или на каолинизированных продуктах их выветривания. На некоторых участках рудоносное тело подстилается песками и глинами. Обнаружено, что в местах куполообразных поднятий древних кристаллических пород рудоносный горизонт постепенно выклинивается до полного исчезновения. Во впадинах, наоборот, мощность его достигает максимальной величины Следовательно, на размещение марганцевых субформаций, так же как оолитовых железорудных субформаций, значительное влияние оказывают рельеф области отложения и режим тектонических движений, определявший возникновение крупных элементов в рельефе.
Вопрос. Формации и субформации, образующиеся при платформенном типе тектонических движений (углисто-боксито-железистые, кварцево-песчаные, глауконито-фосфоритовые, известняковые, молассовые терригенные пестроцветные).
Угленосно-бокситово-железистые формации образуются в начальную стадию тектонического цикла развития платформ. В их пределах известны песчано-глинистые с конгломератами формации со скоплениями бокситов, железных руд, бурых углей и огнеупорных глин. Такие формации залегают на ясно размытой поверхности, отделяясь от подстилающих пород значительным перерывом. В области погружающейся платформы унаследованный рельеф почти всегда обнаруживает неровности, которые сказываются на размещении отдельных типов отложений. Огнеупорные глины, приурочены к замкнутым озерным депрессиям, бокситы – к долинообразным понижениям или, как и железные руды, к краевой части древних озерных депрессий и т.д. Бокситовые субформации формируются в ту же стадию развития платформ, они более разнообразны по фациальному составу, чем смежные подвижные области и подстилаются не известняками, а песчано-глинистыми породами. Для бокситовых отложений характерна отчетливо выраженная бобовая структура, свидетельствующая об их отложении из истинных или коллоидных растворов. Бокситы на большинстве месторождений представлены лишь одним пластом, но в некоторых случаях известны два пласта.
Очень характерной разновидностью платформенных бокситовых субформаций являются латериты, хотя их достоверные аналоги известны только из четвертичных отложений.
Так же в состав угленосно-бокситово-железистых формаций входят отложения субформации осадочных железных руд характер этих железорудных отложений может быть различным. Одной их разновидностью являются элювиальные накопления, наблюдающиеся в коре выветривания основных пород, другая разновидность сложена, как и предыдущая, гидроокислами железа, но образуется за счет окисления озерных сидеритовых руд. Встречаются и первично-окисные железистые руды, сложенные оолитов