Document 234649

ВВЕДЕНИЕ
Понятие геологическая формация возникло на той стадии развития геологических знаний, когда стало ясно, что горные породы в земной коре распространены не беспорядочно, а образуют закономерно упорядоченные ассоциации. Это понятие постепенно уточнялось, конкретизировалось и под
геологической формацией в настоящее время понимают закономерно повторяющиеся устойчивые ассоциации горных пород, связанные единством вещественного состава и строения, обусловленным общностью их происхождения. Первоначально оно оформилось для обозначения ассоциаций осадочных горных пород, несколько позднее оно было распространено на магматические горные породы, а затем – и на ассоциации метаморфических горных
пород и рудных полезных ископаемых. В результате произошло становление
нового научного направления в геологии, названного «формационным анализом» или «учением о геологических формациях», а в последние годы – «формациологией», «формационной геологией» или «геологией формаций». Формационный анализ по существу – это сравнительно-исторический метод познания строения и развития земной коры, а также распределения в ней полезных ископаемых на уровне геологических формаций. В иерархии вещества
земной коры геологическая формация как вещественная категория занимает
определенное положение: химический элемент – минерал – горная порода –
геологическая формация – формационный комплекс – земная кора. Различные по своей природе геологические формации являются объектами исследования специалистов разного профиля: стратиграфов, литологов, петрографов и петрологов, тектонистов и др., что позволяет решать различные проблемы, главными из которых являются:
1.
изучение распределения и взаимоотношений формаций на основе стратиграфических, палеогеографических и палеоструктурных исследований;
2.
установление конседиментационных структур, характерных стадий их
развития на базе изучения образовавшихся в них формаций;
3.
проведение тектонического районирования и выделение тектонотипов;
4.
выявление парагенетических ассоциаций формаций, их типовых сочетаний;
5.
установление на формационной основе закономерностей в размещении
и образовании полезных ископаемых.
Эти проблемные вопросы неоднократно обсуждались в нашей стране
на конференциях, симпозиумах в совещаниях.
I.
ИСТОРИЯ СТАНОВЛЕНИЯ УЧЕНИЯ О ГЕОЛОГИЧЕСКИХ
ФОРМАЦИЯХ
Во многих публикациях появление в геологии термина «формация» (от
латинского «farmatio» – образование) связывают с А.Г. Вернером (1749–
1817). При этом подчеркивается, что распространению этого термина предшествовало употребление понятия «горные серии» (series-montano)
И.Г. Леманом (1700–1767) и Г.Х. Фюкселем (1722–1773). На разных этапах
становления учения о геологических формациях основополагающими были
«генетико-стратиграфическое», «стратиграфическое» и «генетическое»
направления.
Генетико-стратиграфическое направление возникло на заре становления учения о геологических формациях. Естествоиспытатели ХVII и ХVIII
веков, проводя стратиграфическое расчленение разрезов горных пород, выделяли формации по вещественному составу (медистый сланец, раковинный
известняк, цехштейн и др.), одновременно устанавливали возраст и условия
образования слагающих их пород. Под формацией на этом этапе понималась
совокупность горных пород, имеющих какие-либо общие признаки по происхождению, по составу и времени образования. Таким образом, формация
выделялась одновременно как категория вещественная, стратиграфическая и
генетическая.
Стратиграфическое (литолого-стратиграфическое) направление, основанное на представлении о формациях как единицах стратиграфии, создали
А. Гумбольт (1769–1859) и Д. Доломье (1785–1852). Это направление усиленно развивалось в середине XIX и начале XX веков в Германии, в то время
как во Франции и Швейцарии господствующим было генетическое направление. Так, Г. Мюллер (1901) выделял кембрийскую силурийскую и др. формации в качестве крупных стратиграфических единиц. Создавшаяся во многих странах неопределенность в понимании формаций обсуждалась на II сессии МГК, состоявшейся в 1881 г. в Болонье, где было принято решение понятие «формация» применять для обозначения совокупности пород, «рассматриваемых с точки зрения их происхождения или способа формирования», т.е.
в генетическом, а не в стратиграфическом аспекте. Однако для американских
геологов до настоящего времени формация является основной единицей
местных стратиграфических подразделений. Например, К. Данбар и Дж.
Роджерс (1962) определяют формации как основные единицы стратиграфического расчленения частных разрезов, каждый из которых должен быть разделен полностью и без перекрытий на поименованные формации.
Весьма болезненно проходил отказ от стратиграфического направления
в учении о формациях среди геологов Сибирской школы. Определение М.А.
Усова (1936), что формация – это «толща, обособленная чисто стратиграфическими методами, все члены которой связаны непрерывной последовательностью образования и которая отделена от других ясными тектоноденудационными перерывами» разделялось до определенного времени М.К.
Коровиным, Л.Л. Халфиным, К.В. Радугиным и др. Формация в таком понимании всегда индивидуальна, неповторима и в этом смысле соответствовала тектоно-стратиграфической единице – свите. В 1953 г. в Новосибирске на I Всесоюзном совещании по геологическим формациям стратиграфическое направление было подвергнуто резкой критике и с этого времени
оно окончательно утратило свое значение в нашей стране.
Генетическое направление зарождается в работах A. Броньяра (1821),
К. Прево (1837), Ч. Лайеля (1859) и др. Ч. Лайель выделял, например, слои-
стые и неслоистые, пресноводные и морские, металлоносные и неметаллоносные формации. Э. Реневью (1897) подчеркивал, что термин «формация»
предпочтительнее для обозначения геологических образований, генетически
существенно отличающихся друг от друга. Представители генетического
направления считают необходимым при выделении формаций предварительное выяснение генезиса ассоциации пород или же генетический тип структуры, во время существования которой обособилась формация.
По мере развития генетического направления в нем в качестве самостоятельных определялись стадийно-зональное, ландшафто-геологическое
и парагенетическое течения или подходы. Объясняется это тем, что представления о геологических формациях у литологов, петрографов, тектонистов существенно отличаются.
Стадийно-зональное (геотектоническое, тектоно-стадиальное, литолого-тектоническое, историко-геотектоническое,
историко-геологическое,
структурно-формационное, генерационное) течение основано М. Бертраном,
который в 1694 г. в докладе на VII сессии МГК впервые «флиш», «молассу»
отнес к формациям, свойственным определенным стадиям развития геосинклиналей. Несколько позднее Л. Кобер флиш и молассу считал образованиями определенных стадий орогенеза. Проблеме выделения формации, в зависимости от стадий развития земной коры и ее главнейших структур, в нашей
стране многo внимания уделяли В.В.Белоусов, B.Е. Хаин, А.В. Пейве,
Н.Б. Вассоевич и др. Стадийно-зональное течение основывается на представлениях о формациях как о крупных комплексах отложений, сформировавшихся в определенных структурных зонах на определенных этапах их тектонического развития. К недостаткам относится то, что формационные исследования на основе детальных тектонических схем приводят к выделению
многочисленных мелких формаций, а при грубых тектонических схемах,
напротив, выделяется ограниченное количество очень крупных и неоднородных по составу формаций, соответствующих целым системам. Стадийнозональное течение, основанное на концепции геосинклиналей, в настоящее
время теряет свое значение в связи с распространением идей новой глобальной тектоники, оперирующей иными структурами земной коры и иными стадиями их развития.
Ландшафто-геологическое (фациальное, палеогеографическое, седиментационное, фациально-генетическое, фациаль-но-петрографическое) течение создали С. Брейслак, К. Прево, А. Гресли и др. В нашей стране это течение развивали А.А. Борисяк, В.А. Обручев, Д.В. Наливкин, Ю.А. Жемчужников, Н.М. Страхов, В.И. Попов, Н.Б. Вассоевич, Г.Ф. Крашенинников,
П.П. Тимофеев, Е.А. Голубовский, В.И. Троицкий, В.Т. Фролов и др. Это течение основывается на понимании формации как фации, отражающей обстановку, условия накопления, и классификация формаций ведется, соответственно, по палеогеографическим, т.е. фациальным признакам. Так, Д.Е.
Наливкин оперировал такими понятиями как «формация – море», «формация
– континент» и выделил их как крупнейшие фациальные единицы.
В.И. Попов, напротив, относит к формациям небольшие по объему генетиче-
ские комплексы. В толще, состоящей из нескольких маломощных слоев горных пород морского и континентального происхождения, каждый из таких
слоев, по В.И. Попову, соответствует конкретной формации. При таком подходе толща расчленяется на генетические типы отложений, а не формации. В
этом случае, как справедливо заметил В.М. Цейслер (1992), исследователь
имеет дело с одним и тем же уровнем организации вещества – горной породой и не пытается выйти на надпородный уровень организации вещества, которым являются формации.
Парагенетическое (петрографическое, структурно-вещественное) течение при формационном анализе основано на представлении о формациях как
толщах определенного состава. Основано оно Н.С. Шатским (1945), который
ввел понятие «парагенезис» или «парагенез» (генезис, происхождение), которым объясняется совместное нахождение пород, генетически связанных
между собой, в результате одновременного или последовательного образования. Формации по Н.С. Шатскому, – это «естественные комплексы (сообщества или ассоциации) горных пород, отдельные члены которых (породы, пачки пород, свиты, отложения) парагенетически связаны друг с другом как в
возрастном (переслаивание, последовательность), так и в пространственном
(фациальные смены) отношении». Парагенез в этом определении понижается
в смысле совместного нахождения составляющих формация горных пород
вне зависимости от их генезиса. Н.П. Херасков, развивая идеи Н.С. Шатского, подчеркивал, что критерии выделения формаций не должны зависеть от
их приуроченности к той или иной структуре. Именно эта независимость
критериев выделения формаций, делает учения о формациях самостоятельным и важным методом исследований. Представления Шатского-Хераскова о
формациях вызвали критику Н.П. Страхова, В.И. Попова, Н.Б. Вассоевича и
др. Критиковался с методических позиций эмпирический подход к выделению формаций, лишающий якобы представление о формациях генетического
содержания. Этот метод был объявлен формальным, морфологическим и
противопоставлялся генетическому на том основании, что при выделении
формаций предпочтение отдавалось изучению парагенезисов. Однако большинство исследователей (А.И. Анатольева, Р.Г. Гарецкий, Б.М. Келлер,
Ю.А. Косыгин, Н.С. Малич, О.А. Мазарович, В.М. Немцович, В.М. Цейслер
и др.) разделяли взгляды Н.С. Шатского и Н.П. Хераскова и отмечали, что
важнейшим критерием проверки правильности отнесения парагенетической
ассоциации пород к самостоятельному формационному типу является их
многократная повторяемость в различных областях и на разных стратиграфических уровнях.
Комплексный подход при выделении формаций просматривается в работах многих исследователей. А.В. Пейве (1948) понимал осадочную формацию как комплекс парагенетических связанных пород, возникший в сходных
физико-географических и тектонических условиях. В.И. Попов отмечал возможность объединить петрогенетическое, фациальное и историкогеологическое направление. Н.С. Шатский также считал, что характер фор-
маций определяется несколькими факторами: тектоникой, климатом, возрастом и др., учитывать которые возможно при комплексности исследований.
Стадийно-зональное и ландшафто-геологическое течение попытался
объединить Л.Б. Рухин, рассматривавший формацию как генетическое сообщество фаций. Н.Б. Вассоевич (1978) полагал, что правильнее не противопоставлять и не развивать существующие подходы выделения формаций, а органически сочетать их, одновременно решая все задачи формационных исследований с самого их начала. Комплексный подход выражается в объединении стадийно-зонального с ландшафто-геологическим и парагенетическим,
но иногда комплексность выражается в объединении первых двух течений
для противопоставления их парагенетическому подходу. Сближение подходов в учении о формациях было осуществлено на совещании «Геологические
формации», прошедшем во ВСЕГЕИ в 1968 г. На этом совещании было достигнуто понимание того, что генетическое и парагенетическое направления
являются последовательными этапами формационных исследований. Выделение двух этапов формационных исследований весьма условно, т.к. решение
многих вопросов происходит не с предусмотренной последовательностью, а
практически одновременно, например, генезис отложений распознается часто
на стадии полевых исследований.
2. ПРОБЛЕМЫ ФОРМАЦИОННОЙ ТЕРМИНОЛОГИИ
Общепринятая формационная терминология до настоящего времени не
разработана. Многие исследователи, занимавшиеся формациями, давали свои
формулировки понятиям «формация», «геологическая формация» и др. Таких
формулировок, часто существенно отличающихся друг от друга, очень много, а потому целесообразно рассматривать лишь наиболее современные их
варианты. Таковым является, например, приводимое ниже определение,
сформулированное В.М. Цейслером (1979).
Геологическая формация (геоформация) – устойчивая во времени и
пространстве совокупность слоев парагенетически связанных горных пород,
образующих в земной коре геологическое тело, обособленное от смежных
тел особенностями вещественного состава и строения. Однако любое из существующих определений понятия «формация» не избавляет исследователя
от необходимости решать вопрос – какую парагенетическую ассоциацию пород следует считать формацией, а какую – более мелким или более крупным
формационным подразделением и как их называть. Причина создавшейся ситуации заключена, как подчеркивает В.М. Цейслер, в том, что любое определение понятия «формация» оказалось «безразмерным». Формациями могут
быть как небольшие парагенетические ассоциации пород – в объеме яруса
или подъяруса, так и очень крупные ассоциации, сопоставимые с целыми системами. В ранге формаций описаны, например, 1,5-метровый пласт цефалоподовых известняков раннего баррема Крыма и таврическая осадочная серия
мощностью до 3 км. Протяженность формационных залежей также варьирует
в широких пределах – от первых километров до первых десятков и даже ты-
сяч километров. Мнения о длительности образования формаций существенно
расходятся. Л.Б. Рухин считал, что формации образуются в течение периода
или эпохи. По мнению В.М. Цейслера, время образования единичной формации составляет от 3 до 12 млн. лет. В.А. Душин диапазон образования формации увеличивает до 40–60 млн. лет, а для докембрийских формаций – до
100 и более млн. лет. Полагая, что термин «формация» лишен определенного
смысла, Н.Б. Вассоевич предложил осадочные ассоциации, соответствующие
по размерам формациям, назвать геогенерациями. Однако это понятие не получило признания и по-прежнему выделяют осадочные формации.
В литературе по формациям часто встречаются понятия «анализ формаций», «формационный анализ», «учение о геологических формациях», которые считаются либо равнозначными, либо противопоставляются. Очевидно, правы те, кто «анализ формаций» и «формационный анализ» противопоставляют и считают составными частями «учения о геологических формациях». Это учение объединяет весь комплекс формационных исследований – от
обоснования выделения «конкретных» формаций до их типизации и выделения «абстрактных» формаций (формационных типов), разработки их классификаций, обоснования палеотектонических и палеогеографических реконструкций по наборам геологических формаций. Понятия «конкретные» и
«абстрактные» формации были введены Н.П. Херасковым (1952).
Конкретная формация является конкретным геологическим телом, обладающим присущим ему составом, строением, формой, размерами и возрастом. Конкретной формацией является, например, «нижняя раннедевонская
молассовая формация Минусинского прогиба». Весь комплекс исследований,
направленных на изучение и выделение конкретных формаций составляет
«анализ формаций». Анализ формаций, по существу, – это первый этап формационных исследований, на котором объектом исследований являются горные породы. В процессе анализа формаций выделяются конкретные формации как реальные геологические тела, распознающиеся среди смежных с ними геологических тел по особенностям состава и строения.
Абстрактная формация (формационный тип, типовая формация) является обобщенным типом конкретных формаций разного возраста, образовавшихся в различных регионах с однотипными геологическими условиями,
обусловившими выдержанность их состава и строения. К абстрактной формации относится, например, «молассовая формация межгорных прогибов»,
еще абстрактнее – «молассовая формация». Таким образом, в ходе формационных исследований конкретные формации переходят из категории эмпирически выявленных парагенезов пород в абстрактные формации. Абстрактные
и конкретные формации, а не горные породы, становятся главным объектом
изучения на втором этапе формационных исследований, понимаемом как
«формационный анализ». Формационный анализ является, по существу, методом изучения закономерностей размещения геологических формаций в
земной коре, на основании которых возможны реконструкции палеотектонических, палеогеографических условий и прогноз полезных ископаемых.
Неразработанной остается терминология тех формационных подразделений, на которые может быть разделена формация по особенностям состава
и строения отдельных ее частей. Геологи давно пришли к выводу о необходимости выделять при крупномасштабном картировании не только формации, но геологические тела, занимающие по своему рангу промежуточное
положение между слоем горной породы и формацией. Этим и обусловлено
появление таких понятий как: «подформация», «градация», «субформация»,
«парагенерация» и др. С содержанием этих понятий можно познакомиться в
Геологическом словаре 1978 года. При сравнении по вложенному в них
смыслу оказывается, что они являются одноранговыми и подменяющими
друг друга подразделениями. К тому же они соответствуют основным картировочным единицам – подсвите и свите. Очевидно по этим причинам эти
формационные подразделения, за исключением субформаций, оказались излишними и не нашли широкого применения при формационных исследованиях.
Субформация, по Б.А. Голубовскому (1983), образована отложениями
одной или нескольких макрофаций, каждая из которых в латеральном
направлении может составлять основу смежной субформации. Основным
критерием разделения субформаций является литолого-фациальный фактор.
Родственные субформации, замещающие друг друга в латеральном и вертикальном направлениях, образуют формацию.
Известны предложения выделять более крупные, чем формация, геологические тела. Необходимость в этом обосновывается стремлением избежать
серьезных ошибок в диагностике структур и стадий их развития, что возможно, если рассматривать конкретные формации не обособленно, а в ассоциации нескольких сопряженных формаций (парагенез формаций). В качестве таких подразделений были предложены: «надформация», «суперформация», «ряд формаций», «формационный комплекс», «формационная
группа» и др. Характеристики этих подразделений, приведенные в Геологическом словаре 1978 года и в первоисточниках, приводят к выводу, что часть
из них равнозначны и подменяют друг друга, а другие весьма существенно
различаются по длительности образования, территориальной распространенности. Наиболее часто при формационном анализе выделяются «формационные ряды», остальные подразделения недостаточно опробированы и здесь
детально не рассматриваются.
Формационный ряд (ряд формаций) – это совокупность формаций,
сближенных в пространстве, во времени и связанных друг с другом общностью условий образования. Различают «ритмический», «типовой стадийный», «латеральный», «вертикальный» и др. формационные ряды. Характеристика латеральных и вертикальных формационных рядов приводится в
разделе «Формационный анализ».
Ритмический формационный ряд, по В.И. Попову (1966), объединяет
формации, отвечающие крупным законченным ритмам (или циклам) продолжительностью до 120 млн. лет.
Типовой стадийный формационный ряд, по В.И. Попову (1966), объединяет формации, образовавшиеся в одну из стадий развития земной коры.
Различают ряды: приокеанические, равнинно-океанические, срединноокеанические, периферийно-океанические, соответствующие океаническим
стадиям; окраинно-материковых островных дуг, квази-платформенные, геосинклинальные, отвечающие окраинно-материковым стадиям; постгеосинклинальные, платформенные, постплатформенные, отвечающие внутриматериковым стадиям развития земной коры.
Рассмотренные формационные ряды по ранговости сопоставимы между собой и соответствуют практически «формационному комплексу» и «суперформации» В.А. Голубовского (1983), «формационной группе» Н.С. Шатского (1955) и др.
В последние годы обосновывается необходимость выделять геологические тела надформационного уровня, названные «геолинзами» (Драгунов В.И., 1990 и др.). Считается, что это тела промежуточного между формационным и геосферным уровнями организации вещества. Выделена, например, ранне-среднерифейская существенно доломитовая геолинза. вскрываяющаяся в виде отдельных выходов на Сибирской платформе, в СеттеДабане и на Приколымском поднятии. К подобной геолинзе отнесен вендско-силурийский ряд формаций существенно известнякового состава, распространенных в пределах Анабарской антеклинзе. Весьма специфичная
геолинза образована позднепермскими и раннетриасовыми трапповыми формациями Тунгусской синеклизы. Геолинзы воспринимаются в качестве элементов тектонической расслоенности или разлинзования литосферы.
Проведенный анализ позволяет констатировать наметившийся терминалогический кризис в формационной геологии. В.М. Цейслер выход из создавшегося положения видит в необходимости договориться какого ранга ассоциации пород следует считать формациями, а какие – более крупными или
более мелкими, чем формация, подразделениями. Отсутствие такой договоренности, по его мнению, становится тормозом в формационных исследованиях. Однако следует учитывать, что под осадочной формацией понимается
естественная парагенетическая ассоциация пород, и мы воспринимаем ее как
геологическое тело. Основным критерием ее выделения должна быть непрерывность однородности состава и строения. Поэтому различные размеры и
продолжительность образования формаций – вполне естественные результаты осадочных процессов, проявляющихся в конкретных геологических условиях. Эту и другие существующие проблемы в формационном анализе, по
нашему мнению, можно решить подобно тому, как аналогичные проблемы
были решены в стратиграфиии петрографии – разработкой, соответственно,
Стратиграфического и Петрографического кодексов. Создание Формационного кодекса должно стать в ближайшее время одним из важнейших направлений развития формационных исследований. При этом необходимо учесть и
использовать существующие наработки и предложения по совершенствованию формационной терминологии.
3. АНАЛИЗ ОСАДОЧНЫХ ФОРМАЦИЙ
Анализ формаций, как отмечено ранее, является первым этапом формационных исследований, направленных на изучение и выделение конкретных осадочных формаций. Каждая такая формация как геологическое тело
обладает определенным составом, структурой, формой, размерами и возрастом, анализируемыми в процессе нескольких последовательных видов формационных исследований, характеризуемых ниже. В целом, выделение осадочных формаций – это операция группирования слоев пород по парагенетическому признаку, вещества в однородные до внутренней структуре геологические тела. Вопросы анализа осадочных формаций В данном разделе
освещаются, главным образом, по опубликованным работам Н.С. Шатского,
Н.П. Хераскова, В.М. Цейслера и др.
3.1. Анализ вещественного состава осадочных формаций
Анализ осадочных парагенетических ассоциаций пород начинается с
анализа их вещественного состава и рекомендуется, прежде всего, выявить
«элементарный» парагенез (элементарный набор) пород, определить «главные» (обязательные) и «второстепенные» (необязательные), «патрические»
(свои) и «аллофильные» (соседские) члены формации.
Элементарный парагенез пород – это элементарная совокупность слоев,
повторяемостью которых образовано формационное тело.
Главные члены ассоциации пород определяют тип формации. Обычно
это две или три породы, отличающиеся составом или структурой. Среди
главных членов всегда присутствует ведущий (формациобразующий) член,
который определяет «лицо» формации и позволяет дать ей название. Рекомендуется к главным членам относить породы, содержание которых более
10% от общей мощности разреза в центральной части формационного тела.
Второстeпенные (необязательные или дополнительные) члены формации определяют ее индивидуальные особенности. Они могут быть показателями условий накопления пород, представлять минеральное сырье (пласты
угля, фосфориты и др.). Содержание второстепенных членов в центральной
части формации менее 10%. В таврической флишевой формации второстепенным членом являются, например, линзы глинистого сидерита, которые
присутствуют не во всех элементарных парагенезах.
Патрические (свои, присущие данному парагенезу) члены формации
связаны прямым генетическим родством. Патрическими являются как главные, так и второстепенные члены формации, если установлена их генетическая связь. Это могут быть линзы фосфоритов, гипса среди известняков, доломитов и мергелей, пласты угля среди терригенных пород и др.
Аллофильные (чужеродные, соседские) члены формации связаны с
патрическими косвенно. Так, при формировании двух смежных формаций
породы одной смешиваются с породами другой в зоне их соприкосновения.
Это могут быть, например, красноцветные терригенные породы в виде вклю-
чений в карбонатной формации, или присутствие карбонатных слоев в красноцветной терригенной формации.
3.2. Анализ строения осадочных формаций
Второй важный показатель, характеризующий формацию, – структура
вещества, отражающая взаимоотношение главных ее членов друг с другом и
по отношению ко всей ассоциации в целом. В.М. Цейслер рекомендует при
характеристике строения формаций использовать разработанные в петрографии представления о структурах и текстурах горных пород. Если в петрографии под структурой породы понимается размерность и форма частиц
(зерен), то под структурой осадочной формации подразумевается форма выделений (слой, линза, желвак и др.) и мощность слоев пород. Под текстурой
породы понимается взаимное расположение минеральных частиц относительно друг друга, а под текстурой формации подразумевается взаимоотношение слоев пород внутри формации. На основе изучения конкретных осадочных формаций В.М. Цейслер типизировал их строение по разным параметрам:
I.
По величине мощности и выдержанности слоев ведущих членов формации выделяют следующие типы:
1. Массивное (слоистость отсутствует).
2. Неяснослоистое (слоистость в обнажениях намечается тонкими линзовидными прослоями, конкрециями, желваками).
3. Яснослоистое (слоистость видна в обнажении), которое в зависимости от средней мощности слоев может быть: а) грубослоистое (десятки метров), б) крупнослоистое (5–10 м), в) среднеслоистое (первые
метры), г) мелкослоистое (дециметры), д) тонкослоистое (сантиметры).
II. В зависимости от соотношения мощностей слоев главных членов формации выделяют следующие типы строения:
1. Равномернослоистое (в интервале 1:1 – 1:2).
2. Неравномернослоистое (в интервале от 1:2 до 1:5).
3. Прослоевое (соотношение менее 1:5).
III. По характеру границ ведущего члена формации выделяют следующие
типы строения формаций:
Тип А – с постепенными переходами в кровле и подошве слоев.
Тип Б – с постепенным переходом в кровле и размывом в подошве.
Тип В – с постепенным переходом в подошве и размывом в кровле.
Тип Г – с четкими ограничениями в кровле и подошве, но без размыва.
Тип Д – со следами размыва В кровле и подошве слоев.
IV. По форме выделения главных членов формации различают типы строения, отображенные на рис. 1: а) массивное; б) параллельнослоистое,
в) линзовиднослоистое; г) косослоистое; д) желваково-вкрапленное;
е) линзовидно-вкрапленное; ж) биогермное; з) слоисто-деформированное;
и) спутаннослоистое; к) глыбовое или олистостромовое.
V. В зависимости от характера размещения слоев горных пород в разрезе
выделяются следующие типы строения формаций:
1. Однородное (монотонное) с разновидностями: а) ритмичнослоистое
(двух-, трех-, «n» – компонентное), б) неслоистое, массивное, в) желваковое.
2. Неоднородное с разновидностями: а) симметричное, б) асимметричное. Симметричные формации Н.С. Шатский считал автохтонными, а асимметричные – аллохтонными. Различают первично асимметричное – трансгрессивно-построенное (от грубообломочных и крупнодетритовых пород в подошве к тонкообломочным и хемогенным в
кровле); регрессивно-построенное (от тонкообломочных и хемогенных пород в подошве к грубообломочным и органогенно-детритовым
в кровле) и вторично асимметричное – за счет размыва верхней части
формации.
Рис. 1. Строение осадочных формаций, по В.М. Цейслеру, (1992)
VI. Формации яснослоистые, в зависимости от характера чередования пород в разрезе, подразделяются на неритмичнослоистые и ритмичнослоистые. Среди последних выделяются формации грубо-, крупно-,
средне-, мелко- и тонкоритмичного строения. Тонко- и мелкоритмичные
формации относятся к флишевым.
VII. По степени выдержанности строения формации подразделяются на:
1. весьма выдержанные – строение сохраняется на всей площади формации;
2. выдержанные – строение сохраняется на 2/3 площади формации;
3. относительно выдержанные – строение сохраняется на 1/3–1/2 площади формационной залежи;
4. невыдержанные – строение сохраняется менее, чем на 1/3 площади
формационной залежи.
Из семи рассмотренных классификационных групп типов строения
формаций первые три (I, II, III) характеризуют структуру формаций, а последние (IV, V, VI, VII) – текстуру формаций.
3.3. Границы осадочных формаций
Границы осадочных формаций могут быть тектоническими, стратиграфическими и фациальными.
Тектонические границы наиболее определенно разграничивают смежные формации по разрывным нарушениям. В этом случае в соприкосновение
приводятся удаленные части смежных формаций, наиболее отличающиеся
составом и строением.
Стратиграфические границы обособляют формации по вертикали в
конкретных разрезах. Они наиболее четкие, если выражены стратиграфически несогласными контактами, свидетельствующими o перестройке структурного плана на рубеже образования двух формаций. Часто между смежными формациями в разрезе наблюдается постепенный переход. Он может быть
быстрым и тогда по резкой смене состава отложений формаций границу
между ними определить несложно. В случае растянутого во времени постепенного перехода между формациями резкой смены состава отложений нет.
Граница между формациями в этом случае проводится условно в той части
разреза, где содержание главных членов формаций примерно равно и составляет 40–60%. Эту границу нельзя выразить линией и она показывается широкой переходной зоной. Следует учитывать, что внутри осадочных формаций
возможны местные или локальные несогласия, называемые внутриформационными. Они не являются результатом существенных структурных перестроек и не приводят к смене парагенетических ассоциаций пород.
Фациальные границы зачастую невозможно показать линией из-за образования между смежными формациями широких латеральных зон взаимопроникновения слоев пород при фациальном замещении. Если ширина такой
зоны соизмерима с размерами смежных формаций, то ее рекомендуется выделить в самостоятельную формацию смешанного состава. Если же ширина
зоны значительно меньше размеров смежных формаций, то фациальная граница между ними показывается переходной зоной, в которой содержание
главных членов обеих формаций примерно равно и составляет 40–60%.
Н.С. Шатский различал два типа фациальных взаимоотношений между
членами парагенезов: фациальные ряды и фациальные сочетания.
Фациальным рядом он называл одновозрастные породы, фациально замещающие друг друга в латеральном направлении в связи с химической или
механической дифференциацией пород ряда.
Фациальное сочетание – совокупность фациально сопряженных пород,
но не связанных взаимными переходами при помощи замещения (яшмы, пирокласты, лавы).
3.4. Формы и размеры формационных тел
Предложенная В.М. Цейслером классификация форм осадочных залежей чехла платформ основана на их сравнении с предметами определенной
формы. Основные типы форм формационных залежей приведены на рис. 2.
Среди них различают в плане следующие формы:
1. Дисковидная – плоская залежь округлой или многоугольной формы.
2. Покрывалообразная – плоская залежь, напоминающая по форме трапецию или прямоугольный четырехугольник.
Рис. 2. Формы залегания осадочных формаций чехла платформ,
по В.М. Цейслеру; 1992
3. Косынковидная – плоская залежь, приближающаяся по форме к треугольнику.
4. Веерообразная – залежь треугольной формы, утолщенная в направлении к одной из вершин
5. Лентовидная – прямолинейно вытянутая плоская залежь.
6. Рукавообразная – линейная волнисто изогнутая залежь различного
сечения.
7. Шнуровидная – прямолинейно вытянутая залежь округлого или неправильного поперечного сечения.
8. Серповидная залежь С-образной формы уплощенного, округлого или
клиновидного сечения.
9. Четковидная – уплощенная или линзовидная залежь, напоминающая
цифру 8.
10. Баранкообразная – различная в сечении залежь, напоминающая
букву О. Характерна биогермным известнякам.
11. Амебообразная – уплощенная залежь с неправильными краями.
12. Кляксовидная – разобщенные, но близко расположенные залежи,
неправильных очертаний. Характерна совокупности биогермных массивов.
13. Седловидная – утолщенная или утоненная в центре ромбовидная
залежь с «оттянутыми» углами.
14. Клиновидная – залежь треугольной формы, утолщенная вдоль одного ребра.
Залежи типа диска, косынки, покрывала наблюдалась, например, среди
морских мезозойских и кайнозойских песчаниково-глинистых и карбонатных
формаций центральных частей бассейнов осадконакопления на ВосточноЕвропейской, Туранской и Западно-Сибирской плитах. Веерообразная и клиновидная форма характерна для меловых и кайнозойских молассовых формаций в предгорьях Тянь-Шаня. Лентовидные, рукавообразные, серповидные
формации распространены среди меловых и палеогеновых обломочных отложений в краевых частях Западно-Сибирской плиты и во многих районах
Закавказья.
Значительно труднее определить первичную форму и размеры деформированных формационных залежей. Это возможно только после «снятия»
результатов разрывной и пликативной нарушенности формационных тел посредством палинопастических реконструкций.
3.5 Наименование осадочных формаций
Общепризнанная номенклатура осадочных формаций на сегодняшний
день не разработана, но в разное время попытки ее создания предпринимались. Н.С. Шатский для обозначения названия формаций предлагал использовать буквы русского алфавита. Например, буквосочетание НТгст
пптк расшифровывается так: НТ – нижняя терригенная формация, относящаяся к (гст) –
классу геосинклинальных, подклассу сероцветных, группе терригенных формаций; (пптк) – подгруппа песчаных, семейству полимиктовых, типу трансгрессивных, подтипу крупноцикличных формаций. Подобная буквенная индексация была применена В.Н. Швановым (1982) для обозначения терригенных формаций, О.А. Мельниковым (1988) – для мезозойских и кайнозойских
толщ Сахалина. Выделенная, например. О.А. Мельниковым полицикличная
угленосно-конгломерат-песчаник-алевролито-аргиллитовая
мегаформация
обозначена индексом – МЛукпа, где МЛ означает – метаобломочнолитолитовая. Предложенные варианты номенклатуры формаций оказались
неудобными из-за громоздкости, а потому не нашли широкого распространения при анализе осадочных формаций других регионов.
В современной практике формационных исследований наименование
осадочной формации вырабатывается после анализа состава и строения парагенеза слагающих формацию пород. Название конкретной формации обычно
выражается перечислением главных членов парагенетической ассоциации в
порядке возрастания их формациеобразующей роли. При одном, двух, в
крайнем случае, трех главных членов ассоциации названия формаций воспринимаются нормально, например: известняковая, известняководоломитовая, аргиллито-мергельно-известняковая. Использование для образования названия формации более трех главных членов ассоциации не рекомендуется, т.к. названия получаются чрезмерно длинными. Следует избегать
в названиях термины, отражающие разную степень диагенетических преобразований пород. Например, неправильным будет название – «глинистопесчаниковая», правильным – «аргиллито-песчаниковая».
И.Н. Тихомиров (1990) предлагает в конце названия формации ставить
в скобках коэффициент, отражающий процентное содержание главных членов формации, a также указывать мощность отложений. Например «алевролито-песчаниково-конгломератовая (235) формация (1200 м)» состоит из
алевролитов – 20 %, песчаников – 30 %, конгломератов 50 % и имеет мощность 1200 м. Название формаций сложного состава он предлагает писать от
хемогенных к тонко-, а затем – к грубообломочным породам: если – сульфаты-доломиты-известняки-мергели-аргиллиты-алевролиты-песчаникигравелиты-конгломеры, т.е. независимо от их соотношения. Некоторые исследователи в названии формации отражают тип ее строения: слоистость,
ритмичность, молассовость («кварц-каолиновая тонкослоистость» или «мелкообломочная граувакковая грубослоистая»), а также другие признаки: углеродистость, угленосность, марганцевоносность, фосфоритоносность, красноцветность, пестроцветность. Нередко отражаются в названии формации
физико-географические условия их образования (морская, эпиконтинентальная и др.) или указывается типичный облик формации, принятой за эталон («известняковая формация доманикоидного типа», «песчаниковая формация ижорского типа» в др.). В исключительных случаях возможно образование названий формаций не по главным членам породной ассоциации, а
по характерным акцессорным компонентам, например: «янтарная», «глауконитовая» и др. Предлагаемые варианты образования названий формаций особых возражений не вызывают, но с целью выработки упрощенной унификации их номенклатуры вполне достаточно, чтобы в названии конкретных
формаций содержались сведения о составе, возрасте и географической привязке. Например, «вендская доломитовая формация Кузнецкого Алатау» в
своем названии содержит всю главную информацию о конкретной формации.
Наиболее затруднено наименование смешанных формаций «переходного» типа. В.М. Цейслер предлагает следующий вариант для разделения и
наименования таких формаций на примере меловых и палеогеновых отложений юго-востока Средней Азии, состоящих из переслаивающихся глинистых
гидрослюдистых и известняково-ракушечных пород. Если содержание глин
менее 10 % от общей мощности карбонатной толщи, то формация называется
ракушечниковой; если – от 10–30 %, то формация – ракушечниковая с гидрослюдистыми глинами; если – от 30–70 % – формация гидрослюдисто-ракушечниковая; если – от 70 до 90 % – формация гидрослюдистых глин с ракушечниковыми известняками; если более 90 % – формация гидрослюдистых
глин.
Некоторые исследователи в последнее время избегают использовать
при анализе осадочных формаций такие исторически утвердившиеся названия, как: «флишевая», «аспидная», «фаллаховая», «молассовая» и др., полагая, что они представляют не единичные формации, а целые группы терригенных формаций. На этом основании фактически утрачивается значительный пласт достижений предшественников, впервые выделивших по определенным признакам формации выше названных типов. По нашему мнению, среди групп терригенных формаций все же возможно распознавать по
главным традиционным признакам конкретные собственно – флишевую (по
структуре), молассовую, аспидную, фаллаховую (по составу и тектоническому положению) формации.
3.6. Графическое изображение конкретных формаций
Форма и размеры конкретных осадочных формаций из-за больших размеров могут быть воспроизведены лишь в виде уменьшенных моделей. Моделями формаций являются графические материалы, составляемые по результатам крупномасштабного геологического картирования. К ним относятся обычные литолого-стратиграфические колонки, литолого-фациальные
профильные разрезы, геологические и литологические карты. При отражении
на них соответствующей формационной информации колонки, профили и
карты становятся формационными.
Рис. 3. Формационная колонка мел-палеогеновых отложений
Колонки позволяют детально отразить все разности горных пород, проследить по вертикали изменение их состава, строения и на этом основании
наметить границы формаций (рис. 3). Для горноскладчатых областей такие
колонки составляются по описаниям обнажений, в которых отражается разобщенные небольшие части вертикальных сечений формационных тел. Для
закрытых территорий колонки строятся по керновому материалу с учетом результатов комплексных геофизических исследований.
Разрезы (профили) составляются по материалам нескольких колонок,
расположенных на одной линии. На таких разрезах отражается простран-
ственные взаимоотношения не только по вертикали, но и по латерали смежных осадочных формаций (рис. 4).
Рис. 4 Схематический формационный профиль Камско-Кинельекого прогиба
Волго-Уральской антеклизы (по Е.Е. Милановскому, 1987; с изменениями)
Условные обозначения: 1 – породы фундамента; 2 – карбонатнотерригенные отложения; 3 – шельфовые органогенные известняки и
доломиты; 4 – глубоководные битуминозные глинисто-кремнистые
известняки, мергели и сланцы; 5 – биогермные известняки и доломиты
барьерных рифов; 6 – углисто-терригенные отложения нижнего визе;
7 – углисто-терригенные отложения среднего визе.
Формации:
1
–
среднедевонско-раннефранская
карбонатнотерригенная; 2 – среднефранско-раннетурнейская доманикоидная; 3 –
поздне-франско-раннетурнейская рифовая; 4 – среднефранскораннетурнейская
известняково-доломитовая;
5
–
раннесредневизейская
углисто-терригенная;
6
–
поздневизейскопозднекаменноугольная известково-доломитовая.
Карты позволяют наглядно изображать в плане внутреннее строение и
состав закартированных осадочных толщ. При крутом моноклинальном или
складчатом залегании конкретные формации на картах видны в сечении,
близком к вертикальному, и на них могут быть отражены мощность, особенности состава, возраст и взаимоотношения смежных формаций (рис. 5).
Рис. 5. Карта геологических формаций, по Цейслеру В.М., 1992
Формации: 1 – песчаниковая нижнемеловая полянская; 2 – мергельно-глинистая
лютская; 3 – глинисто-алевролитовая пестроцветная флишоидная палеоценовая; 4 – терригенно-карбонатная флишевая эоценовая лумшорская; 5 – риолитовая плиоценовая; 6 –дизъюнктивы
Формации: 1 – кремнистых глин
(нижняя часть разреза); 2 – мергельно-глинистая (верхняя часть
разреза); 3 – аркозовых песчаников; 4 – область последующего
размыва формаций; 5 – область
денудации в позднемеловое время;
6 – граница фациального замещения формаций; 7 – контур современного распространения верхнемеловых отложений; 8 – изопахиты верхнего мела, км
Рис. 6. Карта верхнемеловых формаций юго-востока Западно-Сибирской плиты,
по Цейслеру В.М.
Для районов с пологим или горизонтальным залеганием осадочных
толщ формационные карты составляются на основе литолого-фациальных
карт, каждая из которых соответствует одному – двум ярусам иди отделу. На
таких картах изображаются горизонтальные сечения осадочных формаций с
информацией о составе и структуре разных частей формаций (рис. 6), их возрасте, мощности, форме, о взаимоотношении смежных формаций и приуроченности к ним полезных ископаемых.
3.7. Соотношение осадочных формаций с основными
генетическими, структурными, стратиграфическими и фациальными
подразделениями
Необходимость обсуждения вопроса о соотношении конкретных осадочных формаций с основными генетическими, структурными, стратиграфическими и фациальными подразделениями вызвана тем, что решается он разными исследователями неоднозначно. Большинство исследователей понимает термины «осадочная формация», «генетический тип», «структурный
этаж», «свита», «фация» как категории, обозначающие целевые ассоциации
слоев пород, при группировании которых отражаются различные специфические особенности.
Формация объединяет смежные слои пород естественного геологического тела, обладающего определенной характеристикой вещественного состава и строения как в разрезе, так и. по латерали. Крупные формационные
тела обычно имеют «скользящие» границы и потому не пригодны для использования в стратиграфических целях. Для целей стратиграфии слои пород
группируются в свиты, характеризующиеся выдержанным возрастом нижней
и верхней границ, особым литологическим составом, специфической окраской или типом переслаивания. Конкретная осадочная формация может соот-
ветствовать свите (рис. 5) или объединять несколько свит. Реже встречаются
случаи, когда в одной свите выделяются две формации.
Рис. 7. Соотношение формаций и свит в разрезе (по
Голубовскому В.А., с изменениями): Г-Д - формации; А, Б и В свиты: a1, а2, в1, в2, в3; – подсвиты;
I, II и III – районы крупномасштабного
картирования
В.М. Цейслер приводит в качестве такого примера гурудукскую свиту (Т3–J1)
Гиссарского хребта, которая соответствует двум формациям: песчаноглинистой лимнической угленосно-бокситоносной и песчано-глинистой паралической угленосной. Однако следует иметь в виду, что другой исследователь, возможно, выделил бы в этом случае не одну, а две свиты, т.к. подходы
выделения свит и формаций в определенной степени, совпадают.
Структурный (структурно-формационный) этаж или ярус – геологическое тело, образованное парагенезом формаций или формационных рядов
определенного вида, ограниченное снизу и сверху угловыми несогласиями,
характеризующиеся единым планом складчатых структур и одинаковым метаморфизмом. Очень распространено явление, когда структурный этаж соответствует двум–трем формациям (рис.8) или одной формации. Редко формация может соответствовать двум структурным этажам. Это возможно при
наличии крупного внутриформационного углового несогласия, площадь проявления которого меньше площади распространения формации.
Рис 8. Соотношение понятий, используемых при характеристике
осадочных толщ (Цейслер B.М., 1992)
Фация издавна понимается неоднозначно: фация – порода (ископаемая
фация); фация – признаки, запечатленные в породе; фация – среда накопления; фация часть слоя, толщи, формации. По этой причине Н.С. Шатский
считал нежелательным использование термина «фация» при определении
формаций. Он полагал, что этот термин должен использоваться для противопоставления одновозрастных, но различных по составу или строению частей
пласта, пачки, толщи. Однако В.М. Цейслер справедливо отмечает, что замещение одной формации другой по латерали представляет собой фациальный переход, а сами формации можно рассматривать как фации толщ большого стратиграфического диапазона.
Генетический тип – это один слой или несколько смежных слоев, накопившихся в одинаковой палеогеографической (фациальной) обстановке. Осадочная формация, являясь парагенетической совокупностью слоев пород, выступает как закономерная ассоциация генетических типов отложений. Поэтому, одна формация может соответствовать нескольким типам отложений,
но нередко одна формация может быть представлена одним генетическим
типом пород.
Из изложенного выше следует, что между осадочными формациями,
генетическими типами, свитами и структурными этажами возможны самые
различные соотношения. Учитывая, что генетический тип – категория генетическая, свита – стратиграфическая, структурный этаж – тектоническая,
многие исследователи обычно их не отождествляют и не ставят в один
иерархический ряд. Вместе с тем, можно привести не мало примеров иного
понимания рассматриваемого вопроса. Так, О.А. Вотах (1985) рассматривал
иерархическую
соподчиненность
понятий:
минерал–порода–
петрографическая формация–группа формаций–главный структурный комплекс–мегакомплекс (фундамент и чехол) платформы–складчатые области и
платформы. Здесь в одном ряду оказываются совершенно различные по содержанию категории – формации и структуры различного ранга. Пoдoбнaя
таксономия в осадочной оболочке намечена К.Б. Боголеповым: горная порода (пласт, пачка)-геологическая формация-структурный ярус (этаж)-сегмент
осадочной оболочки (платформа, складчатая область). Г.Ф. Крашенинников
ставил в один иерархический ряд фации, генетические типы и формации.
4. ФОРМАЦИОННЫЙ АНАЛИЗ ПРИМЕНИТЕЛЬНО
К ОСАДОЧНЫМ ОБРАЗОВАНИЯМ
Ранее отмечено, что формационный анализ является вторым этапом
формационных исследований, направленных на изучение не горных пород, а
конкретных формаций. На этом этапе анализируется пространственное размещение конкретных формаций, устанавливается парагенетические ассоциации их и на этом основании выделяются «вертикальные» и «латеральные»
ряды формаций. На стадии формационного анализа проводится типизация
конкретных формаций и формационных рядов, выделяются абстрактные
формации (формационные типы) и устанавливается их место в существую-
щих классификациях геологических формаций, создаются новые классификации. При формационном анализе выявляются и классифицируется крупные
конседиментационные структуры. Избежать серьезных ошибок в диагностике структур и стадий их развития возможно, если рассматривать конкретные
формации не обособленно, а в ассоциации (парагенез формаций), образованной пространственно сопряженными формациями с общими признаками. Это
необходимо, т.к. отдельная конкретная формация не может быть надежным
индикатором с тектонической структуры, если учесть возможность явления
«конвергенции».
Конвергенция выражается в образовании сходных формаций в различных по типу структурах или на разных стадиях развития одной структуры
при возникновении благоприятных этому процессу фациальных, климатических и др. обстановок.
4.1. Анализ латеральных и вертикальных рядов осадочных формаций
Латеральный формационный ряд объединяет несколько примерно одновозрастных осадочных формаций, сменяющих последовательно друг друга
в горизонтальном направлении («пояс формаций», по Н.С. Шатскому). Анализ латеральных рядов применяется на палеотектонических реконструкциях
на определенное время, соответствующее веку, нескольким векам или эпохе
(рис. 9). Для этого строится профиль вкрест простирания анализируемой
структуры, на котором изображаются одновозрастные осадочные формации
со всеми присущими им особенностями состава, строения, формы (мощности), генетическими признаками, фациальными и стратиграфическими границами. Сравнение по этим характеристикам формаций в латеральном ряду
позволяет выявить различные по размерам конседиментационные структуры
– от локальной антиклинели до крупного седиментационного бассейна.
Вертикальный формационный ряд объединяет формации последовательно сменяющие друг друга по вертикали. Составляются вертикальные ряды обычно для формаций, распространенных в границах конкретных структур. Возрастной диапазон анализируемого вертикального ряда формаций
может быть различным, но обычно он соответствует времени формирования
одного структурного этажа.
В этом случае совокупность латеральных и вертикальных рядов формаций объединяется В.А. Голубовским (1983) и др. в формационный комплекс (комплекс формаций), отвечающий единому крупному этапу накопления.
Практикуется и изучение вертикальной последовательности формаций
в объеме системы или нескольких отделов. Название вертикального формационного ряда производится либо от названия соответствующего структурного этажа («герцинский формационный ряд»), либо от названия типа структуры, в которой он распространен («формационный ряд краевых прогибов»).
Рис. 9. Схематические латеральные формационные ряды, совмещенные с литологофациальными профилями кембрийских отложений Сибирской платформы
(по Е.Е. Милановскому, 1987, с изменениями).
Отложения: 1 – мелководно-морские пестроцветные песчано-глинистые; 2 – лагунноморские сульфатно-карбонатные; 3 – лагунные существенно хлоридные; 4 – мелководные
пестроцветные сульфатно-карбонатно-терригенные; 5 – мелководно-морские карбонатные
биогермные о рифовыми телами; 6 – мелководно-морские карбонатные пестроцветные; 7
– то же, сероцветные; 8 – глубоководно-морские глинисто-кремнисто-карбонатные битуминозные; 9 – фациальные границы формаций.
Формации: 1 – молассоидная, 2 – галогенная, 3 – рифовая, 4 – доманикоидная, 5 – карбонатная сероцветная, 6 – карбонатная пестроцветная; 7 – терригенно-карбонатная пестроцветная.
Анализ вертикальных рядов формаций в целом заключается в изучении состава и строения формаций, характера разделяющих их границ (перерывы,
угловые несогласия). В комплексе все это позволяет достаточно обоснованно
установить тип структур, последовательность стадий в их развитии, цикличность тектонических процессов, рубежи крупных структурных перестроек.
Например, появление в вертикальном ряду формации, площадь распространения которой больше площади структуры, объясняется отмиранием этой
структуры.
4.2. Классификация осадочных формаций
Одной из основных задач формационного анализа является разработка
классификаций формаций. Известно чрезвычайно большое количество классификаций, основанных на группировании формаций по одному или нескольким разным признакам. Проблеме классификации геологических формаций посвящены работы В.В. Белоусова, Н.М. Страхова, В.Е. Хаина в др.
Более полно и с учетом последних классификаций вопросы систематики
формаций рассмотрены в терминологическом справочнике (1982), в работах
В.Т. Фролова, В.И. Попова, В.М. Цейслера и др. Многие из существующих
классификаций объединяет способ ранжирования формаций, подобный применяемому в систематике органического мира. В соответствии с такой систематикой выделяются типы, классы, отряды, семейства, роды и виды формаций. Созданные классификации осадочных формаций в большинстве своем основаны на группировании формаций по таким главным признакам как:
вещественный состав, внутреннее строение, структурное положение, палеогеографическая обстановка, наличие полезных ископаемых, положение в
разрезе относительно тектонических циклов и др. Из перечисленных признаков только вещественный состав и внутреннее сложение учитывают существенные особенности формаций и создают основу для их систематического
описания. Остальные признаки отражают связь формаций с внешними факторами и классификации, основанные на их использовании, являются целевыми. Нередко при характеристике формаций регионов используются одновременно несколько признаков. Например, наряду с классифицированием
формаций по вещественному составу, одновременно они классифицируются
по тектоническому и другим признакам.
4.2.1. Классификации, основанные на признаках состава
в строения осадочных формаций
При группировании формаций на основании их состава и строения в
систематические таксоны используются следующие категории: индивид –
минеральный состав пород и сложение толщи в конкретной обстановке, вид –
сложение толщи, род – минеральный состав толщи, семейство – структурная
характеристика пород толщи, отряд – способ осаждения вещества, класс –
геохимическая характеристика пород толщи. Обобщенный вариант классификации такого рода приводится В.М. Цейслером (1992). В качестве типов
выделены осадочная, вулканогенно-осадочная, магматическая и метаморфическая группы формаций. Тип осадочных формаций подразделяется на несколько классов: алюмосиликатные, карбонатные, сульфатно-хлоридные (галогенные), силицитовые, смешанные и др. группы формаций. На уровне отрядов внутри класса алюмосиликатных формаций выделяются: грубообломочные, мелкообломочные, глинистые и смешанные группы формаций. Среди грубообломочных формаций выделяются две родовые группы формаций:
полимиктовые и моно-олигомиктовые псефитовые группы формаций. Среди
мелко-обломочных формаций выделяются три родовых группы формаций:
кварцевые, аркозовые и граувакковые. При такой систематике алюмосиликатных формаций конкретная угленосная кварцево-каолиновая формация
нижнего карбона Подмосковья относится, например, к виду – линзовиднослоистых ритмичных, к родовой группе – кварцево-каолиновых, и семейству
– смешанных мелкообломочно-пелитовых, отряду – терригенных обломочных, классу – алюмосиликатных, типу – осадочных. Более сложно классифицируются глинистые формации. С учетом содержания гидроокислов железа и
рассеянного органического вещества выделяют три подсемейства формаций:
богатые органическим веществом (темные), бедные органическим веществом
и неокрашенные гидроокислами железа (светлые) и красноцветные. В зависимости от содержания карбонатного материала различают: карбонатные и
бескарбокатные, а в зависимости от состава глинистых минералов в качестве
родовых выделяются каолиновые, гидрослюдистые, монтмориллонитовые и
смешанные формации.
Класс карбонатных формаций подразделяется на три подкласса: известняковые, магнезиально-доломитовые (доломитовые) и смешанные (карбонатные, сульфатно-карбонатные, терригенно-карбонатные. кремнистокарбонатные) группы формаций. Известняковые формации подразделяются
на три семейства: биогенных, биогенно-хeмогенных и обломочных известняков. Среди биогенных известняков различают формации: водорослевых
(строматолитовые,
кокколитофоридовые),
водорослево-археоциатовых,
мшанковых, цефалоподовых, фораминифаровых, брахиоподовых, гастроподо-пелециподовых и др. известняков.
Класс сульфатно-хлоридных формаций подразделяется обычно на
формации сульфатные и хлоридные. При более детальном изучении пермских соленосных толщ Евразии Г.А. Мерзляков (1979) выделил по составу
хемогенных пород шесть разновидностей галогенных формаций: ангидритгалитовую, доломит-ангидрит-галитовую, глинисто-доломит-глауберитовую, сильвин-карналит-галитовую, кизерит-карналит-галитовую, кизеритбишофит-карналит-сильвин-галитовую.
Класс кремнистых (силицитовых) формаций объединяет: яшмовую,
спонголитовую, радиоляритовую, карбонатно-кремнистую, вулканогеннокремнистую, железисто-кремнистую, кремнисто-доломитовую, углеродистокремнистую и др. группы формаций. Среди них различают два семейства:
прибрежных силицитовых и удаленных кремнистых формаций.
Среди класса смешанных формаций выделяются группы формаций,
главные члены которых состоят из пород выше названных классов. В результате образуется среди смешанных наибольшее количество самостоятельных
групп формаций: глинисто-карбонатная, песчаниково-известняковая, кремнисто-карбонатная, кремнисто-железистая, сульфатно-карбонатная, глинисто-сульфатная и др. группы формаций.
Наряду со стремлением создать всеобъемлющий вариант классификации осадочных формаций, рядом исследователей разрабатываются классификации отдельных групп формаций: алюмосиликатных (В.Н. Шванов), карбонатных (И.К. Королюк), кремнистых (И.В. Хворова) и др.
Классифицирование формаций на основе их строения менее разработано. Обычно противопоставляют тонкослоистые ритмичные (флишевые) формации всем нефлишевым. Как особый тип выделяются флишоидные или ритмично-среднеслоистые толщи, например, паралические угленосные. По направленности изменения вещественного состава различают формации трансгрессивного и регрессивного строения. Они резко различаются, если даже
имеют одинаковый состав. Именно по структуре различаются нижняя, и
верхняя терригенные формации (по В.В. Белоусову). Нижняя терригенная
формация характеризуется трансгрессивным строением разреза – она начинает осадочный мегаритм, а верхняя – регрессивным, т.к. его завершает.
В.М. Цейслер подчеркивает, что формации можно классифицировать по характеру слоистости, типу ритмичности, степени выдержанности строения
разреза, а также – с использованием числовых коэффициентов. Например,
может быть использован коэффициент флишоидности (число ритмов на
10 м), коэффициент выдержанности мощностей одного ритма, получаемый
отношением разностей наибольшей и наименьшей величин значений мощности к средней мощности всех ритмов с учетом числа ритмов на 10 метров и
др.
4.2.2. Целевые классификации осадочных формаций
В целевых классификациях в качестве основных признаков при группировании формаций используется: структурное положение, геоморфологическая приуроченность, наличие полезных ископаемых, палеогеографическая
обстановка, соответствие определенной стадии тектонического цикла и др.
Со времен М. Бертрана широкое распространение получил структурностадийный вид целевой классификации. В этой классификации были выделены платформенные, геосинклинальные и орогенные группы формаций, среди
которых обособлены группы формаций геоантиклиналей, эвгеосинклиналей,
миогеосинклиналей и др., систематизированные в зависимости от стадий
развития соответствующих структур. Такие классификации позволяют типизировать структуры по распространенным в них формациям от мегаокеанов
Ю.М. Пущаровского до мелких конседиментационных прогибов орогенов.
Классификация формаций с позиции геосинклинальной концепции отражена, например, на опубликованной в 1974 г. карте осадочных и вулканогенно-осадочных формаций территории СССР масштаба 1:2500000 (ред.
Э.Н. Янов). Эта карта сопровождается двумя типами классификаций осадочных формаций. Одна классификация базируется на вещественном составе с
отражением лишь вспомогательной роли тектонического фактора. Среди
осадочного типа формаций выделены: геосинклинальная, орогенная и платформенные надгруппы осадочных формаций, каждая из которых представлена многочисленными осадочными формационными типами. Каждый формационный тип обозначен на карте специальным крапом или штриховыми знаками, отражающими вещественный состав и другие признаки. Наряду с
названиями по вещественному составу, широко используются исторически
устоявшиеся термины: флишевая, флишоидная, молассовая, молассоидная,
аркозовая, ломаниковая и др. Иногда в названии некоторых формационных
типов прямо отражается генетический признак (континентальная, морская,
паралическая, лимническая), окраска (пестроцветная, сероцветная, красноцветная, черная). Среди геосинклинальной надгруппы формаций выделены
группа собственно геосинклинальных формаций, в которой обособлены: эвгеосинклинальная (е), миктогеосинклинальная (mк), миогеосинклинальная
(m), флишево-геосинклинальная (f) подгруппы формаций; группа формаций
срединных массивов и геоантиклиналей, в которой обособлены: пригеосинклинальная (рq), геоантиклинальная (q) и подгруппа формаций срединных
массивов (s). Среди орогенной надгруппы формаций выделены эпигеосинклинальная группа формаций, в которой обособлены подгруппы формаций:
пригеосинклинальная орогенная (pо), краевых прогибов (к), межгорная (me),
глыбовых поднятий (о), вулканогенных поясов (vq); а также группа формаций постконсалидационной активизации, в которой обособлены подгруппы
формаций: внутренних (v), предгорных (pz) впадин, сводово-глыбовых поднятий (pг). Среди платформенной надгруппы осадочных формаций выделены
катаплатформенно-авлакогенная группа формаций, в которой обособлены
подгруппы формаций: катаплатформенная (кр) или раннеавлакогенная, и
позднеавлакогенная (а); собственно платформенная группа формаций, в которой обособлены подгруппы формаций: перикратонная (рк), кратонная (кг)
и платформенная аллохтонная (аl); квазиплатформенная группа формаций, в
которой обособлены подгруппы формаций: платформенная аллохтонная (аl)
и нерасчлененная квазиплатформенная (кv). Выделенные подгруппы осадочных формаций расчленены на возрастные формационные типы, среди которых обособлены допозднепротерозойские (1), позднепротерозойские (2),
кембрийско-силурийские (3), девонско-пермские (4), триас-меловые (5), мелчетвертичные (6). Буквами в скобках обозначены сокращенные названия подгрупп формации, а цифрами в скобках, которые ставятся справа внизу у буквенного индекса, обозначается этап развития Земли, т.е. возраст формационного типа. Использованием на формационных картах двух типов классификаций (по вещественному составу и тектоническому фактору) достигается
наиболее полная и необходимая информация об осадочных конкретных формациях.
Например, по вышеохарактеризованным условным знакам можно
определить, что на территории Кузнецкого прогиба (рис. 10) распространены: угленосная паралическая формация девонско-пермского этапа развития
краевого прогиба и триасово-меловая угленосная лимническая квазиплатформен-ная формация.
В связи с развитием концепции тектоники литосферных плит классифицирование, основанное на структурно-стадийной приуроченности формаций, осуществило как бы новый виток.
Наиболее известны классификация В.М. Немцовича (1983), воспроизведенная в табл. 1, и классификация А.И. Бурдэ, основанная на палеогеодинамических реконструкциях с учетом выделенных новых структур земной
коры и новых стадий ее развития. П.Л. Безруков, И.О. Мурдмаа (I971) классифицировали с позиции тектоники плит осадочные формации Мирового
океана. В классификации А.И. Бурде систематизированы осадочные и вулканогенно-осадочные формации на основании палеогеодинамических реконструкциях северо-западной части Тихоокеанского складчатого пояса. В качестве главных морфоструктур дна морей, океанов и окраин континентов выделены: прибрежная зона шельфа океанов, прибрежная и внутренняя зоны
шельфа океанов, континентальный склон, нижняя часть и подножие матери-
кового склона (океан и окраинные моря восточно-азиатского типа), котловины окраинных морей возвышенности ложа (с вулканическими островами),
рифтовые зоны, островные дуги, глубоководные желоба, внешние валы абиссальных равнин ложа океанов, хребты и возвышенности ложа океана (с вулканическими островами), срединно-океанические хребты, трансформные
разломы.
Условные обозначения:
угленосная паралическая формация
угленосная лимническая формация
К4
девонско-пермская формация краевых прогибов
KVs триасово-меловая квазиплатформенная формация
Рис. 10. Осадочные формации Кузнецкого прогиба
Формации этих морфоструктур дифференцированы в зависимости от положения их в высоких, умеренных и низких широтах, а шельфовые – от рельефа побережий и влияния речных систем. Такие классификации помогают выявить аналоги современным морфоструктурам, т.е. реконструировать палеоморфоструктуры в палеогеодинамические обстановки по распространенным в них формациям.
Палеогеографический и климатический факторы также давно используются совместно или самостоятельно для классификации осадочных формаций. Принцип классифицирования формации по палеогеографическому
признаку использовал, например, В.А. Обручев (1939). Он выделял субаэральные, ледниковые, аллювиальная, озерные формации в континентальной среде; прибрежные, неритовые, батиальные формации в морской среде, а
также формации лагунно-озерные, эстуариев и дельт в переходной среде.
Принцип систематизации формаций с выделением групп: континентальные
(субаэральные и субаквальные) и морские (шельфовые, батиальные и абиссальные) сохранился и позднее, например, в классификации Н.В. Логвиненко. В классификации Н.М. Страхова (1973) учитываются два признака: палеогеографический и климатический. Он выделил семейства: ледовых, аридных и гумидных формаций, среди которых обособлены внутриконтинентальные, паралические и морские группы формаций с учетом рельефа в области осадконакопления и положения ее относительно береговой линии. Наряду с вышеохарактеризованными классификациями, существуют классификации основанные только на климатическом признаке, например, классификация осадочных формаций В.М. Синицина. В классификации Б.Е. Хаина
(1973) группирование формаций проведено по климатическому и зональностадийному признакам.
Таблица 1
Классификация геологических формаций (по В.М. Немцовичу, 1988 г.)
Континентальные области
ОРОГЕНЫ
Континентальные области
Континентальные рифтогены
Платформы
Основные типы структур
Земной коры
Межконтинентальные Натриевых
рифты
базальтов
Осадочные и осадочно-вулканогенные
формации
Глинистая
(черных
илов)
Песчаноглинистая
турбидитная
Карбонатная
Эвапоритовая
(галогенная)
ТолеитРиолитГалоген- базальто- ТрахибаЩелочных
базальтоная
вая (трап- зальтовая
базальтов
вая
повая)
АндезитоУленосная
Базальтовая
Риолитовая
базальтовая
Эпирогенные континентальные рифты
ТерригенноМолассовая
Алеврито-песчаная
карбонатная
Песчано- Карбо- Угленос- ГалогенТолеитКоры
глинистая натные
ная
ная
базальвы- ТуфоПлатформенный чехол
товая
ветри- вая
Молассоид(трапФлишоидная Глинистая
вания
ная
повая)
Эклогит- ГнейсоМрамор- ЗеленоФундамент платформ ГнейсоАмфибогрануни- кварцитоносланцевых
(древние орогены)
сланцевая
литовые
ловая
вая
гнейсовые поясов
Салические на контиФлишевая
Флишоидная
Угленосная
Галогенная
нентальной коре (дислоцированные комКремнистоТерригенноБазальтовая
плексы пассивных ма- Карбонатные
сланцевая
карбонатная
териковых окраин)
Эпиплатформенные
Малассоконтинентальные рифидная
ты
ОЛИСТОСТРОМЫ
Салические на коре
Кремнистопереходного типа
Флишевая
Флишоидная
Граувакковая
сланцевая
(дислоцированные
комплексы активных
Натриевых
Базальтматериковых окраин и
Андезитобазальтов
Андезитовая
андезитРиолитовая
островных дуг)
базальтовая
(спилитриолитовая
диабазовая)
Продолжение табл. 1
ОЛИСТОСТРОМЫ
Карбонат- Кремнисто- ГрауваккоТуфовая
Фемические на океа- Флишоидная
ные
сланцевая
вая
нической коре (дислоБазальт-андезитЩелочных базальтов
цированные комплек- Андезито-базальтовая
риолитовая
сы океанов окраинных
Натриевых баНатриевых баморей)
зальтов (спиТолеитзальтов (спиКоматиитовая
литбазальтовая
лит-диабазовая)
кератофировая)
Глубоководные
ПесчаноГлаукофанНатриевых бажелоба
глинистая турГлинистая
сланцевая
зальтов
бидитная
Континентальные области
Зоны переходного типа (транзитали)
Граувакковая
Островные дуги
Андезитобазальтовая
Базальтандезитриолитовая
Песчано-глинистая турбидитная
Окраинные моря
Граувакковая
Туфовая
Активные окраины
континентов андийского типа
Океанические плиты
Срединноокеанические рифты
Песчаноглинистая турбидитная
Флишевая
Кремнистосланцевая
Молассовая
Карбонатные
Карбонатные
Глинистая
(черных
илов)
Андезито-базальтовая
Пассивные окраины
континентов
Океанические области
Андезитовая
Флишоидная
Кремнистая
Натриевых базальтов
Андезитобазальтовая
Риолитовая
УглеродиКарбонатстоПесчано- Терригенноные
кремнистых
Угленосная
глинистая карбонатная
сланцев
Галогенная Базальтовая
Алеврито-глинистая
Карбонатная
Терригеннотурбидитная
(известняковая)
карбонатная
Глинистая
Натриевых
ТолеитЩелочных
(красных
Кремнистая
базальтов базальтовая базальтов
илов)
ПесчаноНатриевых КоматиитоКарбонатКремнистая
глинистая
базальтов
вая
ные
турбидитная
Многообразие целевых классификаций геологических формаций подчеркивает насущную необходимость создания единой логически завершенной классификации осадочных формаций, основанной на группировании их
по вещественному составу и строению, в которой отражалась бы и информация о тектонике, палеогеографии, климате.
5.
ОСНОВНЫЕ ОСАДОЧНЫЕ ФОРМАЦИОННЫЕ ТИПЫ
В настоящее время представления об осадочных геологических формациях сводятся к тому, что эта геологические тела, образованные сово-
купностью слоев, пластов, пачек горных пород, парагенетически связанных
друг с другом как по латерали, так и в вертикальной последовательности,
обособленные от смежных тел особенностями вещественного состава и строения. По данным Ф.Дж. Петтиджона (1981), осадочные породы слагают около 75 % площади суши, образуя приповерхностный слой земной коры мощностью от 0 – на щитах, до 18–20 км в крупных прогибах. Песчаники, глинистые сланцы и известняки составляют 95 % объема осадочного слоя, причем
песчаникам и глинам отводится до 88 %, а известнякам – до 22 %. Наиболее
широко карбонатные породы распространены в пределах платформ. Описание осадочных формаций имеется в работах Н.С. Шатского, Н.П. Хераскова,
Л.Б. Рухина, В.Е. Хаина, В.И. Попова, Э.Н. Янова, В.М. Цейслера и др. В
этом разделе главное внимание уделено тем осадочным формационным типам, в процессе рассмотрения которых отражаются достижения исследователей, впервые выделивших их, и особенности ранних этапов становления учения о геологических формациях. Необходимость в этом обусловлена наметившейся в последнее время тенденцией избегать употреблять названия таких исторически утвердившихся формаций, как флишевая, аспидная, молассовая и др. Вызвано это тем, что, по мнению некоторых исследователей, эти
формации в качестве самостоятельных не существуют, а представляют целые
группы формаций. Образование рассматриваемых формационных типов
складчатых областей и платформ характеризуется с позиций геосинклинальной концепции, но при этом отмечается, в качестве аналогов, современные
геодинамические обстановки, выделяемые с позиций новой глобальной тектоники.
5.1. Формационные типы геосинклиналей
К геосинклинальным осадочным формациям относится большая и разнообразная по составу группа формаций, образующихся в геосинклинальных
областях в собственно геосинклинальный период развития в условиях резко
дифференцированных тектонических движений с большими скоростями и
амплитудами. Эти формации характеризуются резкими и значительно изменяющимися на относительно небольших расстояниях мощностями осадков,
невыдержанностью состава отложений специфических, характерных только
для геосинклиналей, формаций, широким развитием сопутствующих магматических формаций.
Аспидная формация впервые была выделена Б.М. Келлером в 1946 году под названием «кровельная» или «кровельных сланцев» формация. Одновременно Н.Б. Вассоевич в 1947 году выделил на Кавказе аналогичную формацию и назвал ее «аспидной». В.В. Белоусов назвал эту формацию «нижней
терригенной», а Л.Б. Рухин – «глинисто-сланцевой». Сложилось представление, что аспидная формация образуется в начальную стадию развития геосинклиналей на шельфе и континентальном склоне. Главными членами фор-
мации являются мощные пачки черных и темно-серых глинистых алевропелитовых сланцев, чередующихся с невыдержанными тонкими слоями песчаников и иногда – с внутриформационными линзами силицитов и пачками
вулканических туфов. Характерны для формации конкреции пирита, тонкая
ритмичность в глинистых сланцах, а также «гиероглифы» механического
происхождения (механоглифы), наблюдающиеся на нижней поверхности
пластов. К ним относятся причудливо изогнутые валики, борозды, трещины
усыхания, знаки ряби, следы движения подводных оползней, волочения и др.
К числу гиероглифов относятся также следы ползания червей, моллюсков и
других организмов. Мощность аспидной формации – многие километры. В
направлении к платформе она фациально замещается обломочнокарбонатной формацией, а на окраине прилегающей платформы – паралической угленосной формацией. В направлении к геоантиклиналям аспидная
формация замещается формацией рифогенных известняков. В вертикальном
формационном ряду эта формация часто сменяется спилит-диабазовой или
кварц-альбитофировой формацией. В.М. Цейслер формации аспидного типа
относит к смешанным глинисто-песчаниковым формациям и полагает, что
под названием «аспидная формация» в действительности скрываются различные пo составу и строению парагенетические ассоциации от чисто глинистых (сланцевых) до терригенных флишевых и даже песчаниковых полимиктовых. Для обоснования такого вывода он ссылается на работы М.Г. Ломизе,
описавшего терригенный флиш в заленской части аспидной формации Большого Кавказа; и на В.Н. Шванова, описавшего песчаный флиш в ордовикской
аспидной формации Туркестанского антиклинория, и др.
Черносланцевая формация по генетическим условиям образования подобна аспидной формации в связи с чем ее иногда называют аспидной черносланцевой формацией. В то же время по составу эта формация имеет много
общего с доманикоидной формацией. Это обычно черные глинистые или
кремнисто-глинистые осадки с повышенным содержанием органического
вещества, регионально метаморфизованные до углеродисто-глинистых и углеродо-кремнистых сланцев. В качестве второстепенных членов формации
могут содержаться прослои песчаников, алевролитов, мергелей, известняков.
Образуются формации подобного типа в центральной глубоководной части
бассейнов низких широт с характерной восстановительной обстановкой донных фаций «черноморского типа». Как и другие глинистые формации, черносланцевая формация приурочена к нижней или верхней частям крупных тектоно-седиментационных ритмов, замещаясь по латерали и вертикали песчаниково-глинистыми, известняково-глинистыми, глинисто-мергельными, глинисто-кремнистыми парагенетическими ассоциациями, нередко имея с ними
четкие границы. Широко распространены черносланцевые отложения в
складчатых палеозойских областях, например, в Калбо-Нарымском синклинории Алтае-Саянской складчатой области. К черносланцевой формации
здесь отнесены черные углеродистые глинистые и кремнистые сланцы, алевролиты и мелкозернистые песчаники верхнего девона, турне и нижнего везе
мощностью до 7 км, характеризующиеся повышенной ванадиеносностью, а
по мнению некоторых исследователей, – золото-платиноидным оруденением
(Коробейников А.Ф. и др., 1994 г.). Другой пример черносланцевой формации – силурийско-нижнедевонские глинистые, углисто-глинистые граптолитовые сланцы, фтаниты с линзами известняков, распространенные в Лемвинской зоне Урала.
Граувакковая формация (от немецкого grau – серый и Wacke – глинистая порода) сложена мелкообломочным песчаниковым, песчаниковоалевролитовым и аргиллитовым полимиктовым материалом с зеленоватосерой или грязно-зеленой окраской. Мощность таких формаций достигает 3–
5 км. Возможно содержание среди «граувакк» туфогенных пород, кремнистых сланцев, гравелитов и др. Б.М. Келлер (1949), Д.В. Наливкин (1956) полагали, что граувакковые формации образуются на ранней стадии развития
эвгеосинклиналей в результате размыва внутригеосинклинальных поднятий
(кордильер), сложенных вулканогенными толщами основного состава. Позднее установлено, что граувакковые формации образуются и на орогенных
этапах развития складчатых областей, встречаются также и в чехле молодых
платформ, но во всех случаях на уровнях, отвечающих эпохам тектонической
активизации. В.М. Цейслер в числе обстановок накопления граувакковых
толщ перечисляет удаленные части шлейфов конусов выноса, подводные и
надводные дельты, пляж и шельф, золовые равнины и др. К граувакковому
типу формаций относится, например, фаменско-турнейская зилаирская серия,
распространенная в Зилаирском синклинории Южного Урала. Эта толща
граувакковых песчаников, алевролитов и глинистых сланцев мощностью до
3 км с флишоидной ритмичностью. Установлено, что терригенный материал
этой серии приносился с востока, т.е. из внутренних зон Урала. Граувакковыми являются верхнепермские орогенные отложения Северного Приуралья,
среднедевонские отложения Передового хребта Кавказа и др.. С граувакковыми формациями в парагенетических взаимоотношениях находятся глинистые гидрослюдистые, монтмориллонитовые и формации смешанного осадочного и осадочно-вулканогенного состава.
Кульмовая формация или формация кульм (от англ. culm – сажистый
антрацит – на диалекте горняков З. Англии) выделена Н.С. Шатским (1955).
Образование ее связывалось с завершающей стадией развития геосинклиналей. Подстилается эта формация морской известняковой формацией, а перекрывается молассовой орогенной. В латеральном ряду занимает промежуточное положение между кремнисто-сланцевой и отдаленной кремнистой
формациями. Главными членами формации являются тонко-слоистые сероцветные часто углистые алевролиты, аргиллиты, переслаивающиеся с кремнистыми, глинисто-кремнистыми и колчеданными сланцами. Второстепенные члены формации-прослои относительно глубоководных известняков,
мергелей, известковистых песчаников, иногда диабазовые тела и нестратифицированные пласты фосфоритов. Мощность формации до 1000 более метров. К этой формации Н.С. Шатский отнес раннекаменноугольные отложения Карагандинского синклинория.
Яшмовая формация (по Шатскому Н.С., 1955), характеризуется преобладанием в ее составе собственно яшмовых пород. В качестве второстепенных членов парагенезисов присутствуют линзы известняков, глинистых
сланцев, граувакковых песчаников, продукты вулканизма кислого состава,
диабазы, осадочные марганцевые и железные руды. Нередко формация сложена только яшмами, но связь с вулканогенными образованиями сохраняется
и в этом случае в форме залегания ее на спилит-диабазовой формации. Распространена яшмовая формация в эвгеосинклинальных зонах. Она перекрывается кремнисто-сланцевой, а замещается по латерали – отдаленной кремнистой формацией. Большая часть исследователей предполагает, что яшмовые формации образуются на больших глубинах, но допускается возможность их образования на небольших глубинах в связи с вулканическими процессами. Н.С. Шатским, И.В. Хворовой описана яшмовая формация в девоне
Южного Урала. Эта формация сложена красными, зелеными яшмами, (всего
по окраске насчитывается около 250 видов яшм), яшмовидными кремнистыми туфами с прослоями терригенных пород и подчиненными линзами известняков или же чередованием мощных пачек яшм с диабазами, базальтовыми порфиритами, граувакковыми песчаниками и кварцитами. В одних
случаях – это единая толща до 200–400 м тонко- и толстослоистых яшм, а в
других – формация представлена чередованием пачек мощностью от нескольких до 50 м яшм с кислыми туфами, туффитами и яшмами. В строении
формации отмечается ритмичность нескольких порядков. Подобная яшмовая
формация описана Г.А. Каледой в разрезе верхнего силура – нижнего девона
Южного Тянь-Шаня. Среди яшмовой формации он выделяет большое число
субформаций, которые отличаются составом пород, сопутствующих яшмам,
их взаимоотношением, степенью метаморфизма.
Отдаленная кремнистая формация была выделена Н.С. Шатским одновременно с яшмовой среди среднепалеозойских отложений Южного Урала.
Главными членами формации являются черные скрыто-кристаллические
кварциты с прослоями и пачками карбонатных и терригенных пород. Формация может быть фосфоритоносной, марганцевоносной и может содержать
осадочные железные руды. При промышленной фосфоритоности отдаленная
кремнистая формация называется «фосфоритоносной отдаленной кремнистой формацией». Примерами такой формации являются вендскокембрийские фосфоритоносные отложения Северного Каратау, пермская
формация Фосфория Скалистых гор Северной Америки. Образуется отдаленная кремнистая формация на доинверсионной стадии развития геосинклинальных (эвгеосинклинальных) прогибов. Подстилается и перекрывается
эта формация кремнисто-сланцевой формацией.
Кремнисто-сланцевая формация, как яшмовая и отдаленная кремнистая
формации, выделена Н.С. Шатским (1955) в среднем палеозое западного
склона Южного Урала. Формация состоит из кремнистых сланцев, среди которых преобладают кремнисто-глинистые, туффитовые, аспидные разности,
иногда появляются яшмовидные темно-серые, серые и зеленовато-серые
сланцы, а также углеродисто-глинистые сланцы. В ряде формаций этого типа
отмечаются пачки туфов, граувакковых, реже кварцевых песчаников и прослои сургучных яшм. Формация образуется на начальных этапах развития эвгеосинклинальных зон. Она латерально связана со спилит-диабазовой формацией, перекрывается отдаленной кремнистой формацией.
Рифовая формация называется еще «биогермной», «рифоидной» или
«формацией коралло-водорослевых известняков». Она сложена рифовыми
массивными светлыми или розоватыми известняками с богатой и разнообразной фауной. Рифовая формация получила распространение на геоантиклинальных поднятиях, разграничивающих различные структурнофациальные зоны часто с активным вулканизмом. Пo латерали распространение рифовой формации ограничивается эвгеосинклинальными вулканогенными и кремнисто-вулканогенными формациями. Тело рифовой формации в
плане имеет форму кляксы, а в разрезе – грибовидную форму при мощности
десятки и сотни метров. Такого типа формации описаны Штрейсом (1955) в
эвгеосинклинальных силурийских и девонских отложениях восточного склона Урала. К этому типу формации В.М. Цейслер относит оксфордские кораллово-водорслевые известняки южного склона Главной гряды Крымских
гop (гоpa Ай-Петри), образующие караваеобразные и линзовидные тела
мощностью до 700 м. К рифовой формации многие исследователи относят
толщи нижнекембрийских археоциатовых «сахаровидных» массивных известняков мощностью до 1000 м, широко распространенные среди салаиридо-каледонских структур Алтае-Саянской складчатой области.
Рифовой формации обычно сопутствуют обломочные известняки, образующие обширные шельфы вокруг рифовых массивов в результате разрушения последних. С ними ассоциируют известняки сходные с отложениями
лагун современных коралловых рифов, представленные темно-серыми слоистыми, иногда глинистыми, обычно тонкозернистыми с менее разнообразной
фауной.
Иногда обломочных известняков настолько много, что В.М. Цейслер
считает целесообразным выделить самостоятельную группу формаций «обломочных известняков». В качестве примера формации этого типа приводится формация титонских красных брекчиевидных известняков югозападного Крыма. Главные члены формации: красные, розовые, серые известняковые брекчии, переходящие в брекчиевидные и мелкообломочные известняки; второстепенные: розовые, желтоватые и серые пелитоморфные и
коралловые известняки. Строение толщи толсто- и среднеслоистое, ее форма
в плане – асимметричная. Мощность – до 800 м. Фациально связана с ритмично построенной глинисто-известняковой толщей. Другой пример подобной формации – норийские отложения Передового хребта Большого Кавказа, описанные Э.Н. Яновым (1983) как красноцветная морская известняковая формация. Это залежь линзовидной формы мощностью до 500 м. Главные члены формации – фиолетовые брекчиевидные алевритистые известняки, местами водорослевые; а второстепенные – пестроцветные кварцевые и
кварц-полевошпатовые песчаники, гравелиты, конгломераты в виде прослоев
до 2–3 м мощностью. Эта парагенетическая ассоциация формировалась,
предположительно, в полуизолированном бассейне (заливе) на этапе относительного тектонического покоя.
Доломитовая формация, по Э.Н. Янову (1983), или магнезитодоломитовая пo В.М. Цейслеру (1992), в складчатых областях выражена
мощными толщами доломитов. Этот формационный тип наиболее широко
распространен в рифее и венде, в меньшей степени он развит в палеозойских
разрезах и совсем незначительно – в мезозое. Это объясняется общим снижением интенсивности осадочного доломитообразования в более поздние эпохи
развития Земли. Предположительно геосинклинальный тип доломитовой
формации формировался во внешних прогибах геосинклинальных систем, на
срединных массивах в эпохи относительно тектонической стабилизации.
Считается, что формация образуется химическими осадками осолоняющихся
морских бассейнов аридной зоны. Обычно формация состоит из светлосерых, темносерых и иногда пестроцветных доломитов. Широко распространены онколитовые, строматолитовые разности водорослевых доломитов, хотя участие водорослей в доломитообразовании не доказано. Доломиты могут
быть связаны переходами с известняками через известковистые доломиты, а
также с доломитовыми мергелями. Местами среди доломитов присутствуют
линзы кремней, пестрые кремнистые доломиты, осадочные доломитовые
брекчии, внутриформационные конгломераты, являющиеся второстепенными членами формации.
Обширнейшим доломитовым седиментогенезом характеризуется венд
Алтае-Саянской области. Доломитовая формация наиболее представительно
сохранилась в различных блоках салаирид этой области и в пределах докембрийских срединных массивов. Например, к вендской доломитовой формации относятся доломиты западносибирской (по К.В. Радугину) и таржульской (по Г.А. Иванкину и др.) свит, распространенных, соответственно,
на западном и восточном склонах Кузнецкого Алатау. Мощность этой формации от 3 до 5 км и сложена она светло-серыми строматолитовыми и массивными доломитами. Одни исследователи считают эту формацию геоантиклинальной (А.А. Моссаковский), другие – миогеосинклинальной.
Е.Е. Милановский считает более правильным рассматривать формацию доломитов деформированным в конце салаирского цикла чехлом погруженного
срединного массива. Подобная, доломитовая формация описана М.А. Семихватовым в среднем рифее Енисейского мегантиклинория. Это доломиты
аладьинской свиты с магнезитами промышленного значения. Формация образована светло-серыми и желтовато-серыми толстоплитчатыми и массивными доломитами с горизонтами до 8–10 м доломитовых брекчий. Мощность
формации от 500 до 800 м. В Башкирском антиклинории Урала к доломитовой формации относятся доломиты с сидеритами и магнезитами саткинской и
бакальской свит бурзянской серии нижнего рифея. Известны и описаны доломитовые формации в разрезе нижнего протерозоя Восточного Саяна, в ордовике – девоне Южного Тянь-Шаня и Урала, в верхнем триасе и в верхней
юре Кавказа.
Флишевая формация впервые описана в 1827 году Б. Штудером как литостратиграфическое подразделение. К этой формации были отнесены олигоценовые сланцы Швейцарских Альп. Б. Штудер флишем называл петраграфически особый комплекс пород с сланцеватой текстурой, среди которых
преобладают черные и серые мергелистые и песчанистые сланцы, песчаники
с известковистым цементом. Этот термин был заимствован у местных крестьян (флиш – швейцарское Flysch, немецкое fliessen – течь). Долгое время
считалось, что флишевые толщи характерны только для мeл-палеогенового
времени развития Альпийской складчатой области. Позднее флишевые толщи были описаны в докембрии, палеозое, мезозое и кайнозое. Сложилось
представление, что флишевый формационный тип представляет собой мощную морскую серию отложений, характеризующуюся тонко- и мелкоритмичным чередованием 2-х, обычно 3-х (реже 4–5) главных литологических разновидностей слоев, образующих закономерные парагенетические сочетания
– просто ритм (элементарный ритм), измеряющийся сантиметрами, дециметрами, редко больше. Для флиша характерна четко выраженная ритмичная,
вместе с тем, градационная слоистость. Границы между ритмами (многослоями) обычно резкие, а внутри многослоя – слабовыраженные. Формация бедна или совсем лишена органических остатков, но в изобилии могут быть фукоиды (бурые водоросли), гиероглифы, приуроченные к нижним поверхностям многослоев. Характерны следы сильных донных течений в виде тирбоглифов, сопровождавшиеся периодически возникающими суспензионными
потоками. Обычны для флишевых толщ текстуры – различной формы внедрения песчаного осадка в мягкий ил, а также косая слойчатость, знаки ряби
течений. Различают наряду с «типичным флишем», в котором фанеромерные
породы составляют не более 70 % общей мощности, «грубый флиш», характеризующийся повышенной ролью гравелитов, конгломератов, песчаников,
образовавшихся за счет размыва прилегающих Кордильер. Грубый флиш в
ряде случаев сменяется «диким флишем» (швейцарское – wildflysch), под которым понимаются прикордильерные части флишевой формации, характеризующиеся содержанием горизонтов с подводнооползневыми, грубоообломочными и обвальными образованиями. Это брекчии, валуны, глыбы и скалы
чужеродных пород, которыми сложены кордильеры. Если флишевый бассейн
обширен, то типичный флиш переходит в «субфлиш», в котором на долю фанеромерных пород приходится всего лишь несколько процентов. Проблеме
образования флишевых формаций их ритмичности посвящены специальные
исследования Н.Б. Вассоевича, И.А. Вылцана, С.В. Тихомирова, Ю.А. Карагодина, С.Л. Афанасьева и др. Оформилось представление, что флишевые
формации образуются во внутренних и внешних миогеосинклинальных прогибах, ограниченных кордильерами (горные сооружения, острова, отмели, и
др.), при особом геотектоническом режиме, характеризующемся мелкими
колебательными движениями. Причем считали, что образуется флиш на
строго определенном этапе, на заключительной (инверсионной) предорогенной стадии или на средней стадии развития геосинклиналей, предшествующей общей инверсии. Однако исследования И.В. Архипова показали, что
флиш формируется в различных структурах альпийской геосинклинальной
области в разное время. Если рассматривать альпийскую геосинклинальную
область как единое целое, то оказывается, что флиш в ее пределах накапливается с начала до конца геосинклинального цикла (с позднего триаса до олигоцен) в различной палеогеографической обстановке. К такому же выводу
пришел В.М. Цейслер, который относит формации этого типа к классу
алюмосиликатных формаций, к группе смешанных песчаниково-глинистых
(глинисто-песчаниковых) формаций. Анализ современных условий осадконакопления с целью обнаружения флишевых фаций сопровождался крайне
противоречивыми выводами. Одни исследователи констатировали, что в современную геологическую эпоху образование флиша не происходят. Другие
исследователи полагают, что условия благоприятные для образования флишевой формации возникают в современных глубоководных желобах – у подножия скал и высоких подводных хребтов типа островных дуг. В.Е. Хаин
(1973) отмечал, что флиш образуется в узких и глубоких (от нескольких сотен метров до глубины более 1000 м) троговых бассейнах с активными придонными течениями и мутьевыми потоками, стекающими перпендикулярно к
бортам трогов. Известно противоположное мнение – об образовании флиша в
дельтовых, неритовых фациях на глубинах 0–200 м. Обнаружение осадков с
ритмичностью подобной флишевой в Индонезийском архипелаге и других
местах позволяет не согласиться с исследователями, отрицающими возможность образования флиша в современную геологическую эпоху. В качестве
примера флишевой формации часто рассматриваются отложения таврической серии Горного Крыма. Элементарный флишевый ритм образован слоями полевошпат-слюдисто-кварцевого песчаника, слюдисто-кварцевого
алевролита, гидрослюдистого аргиллита с линзовидными включениями глинистого сидерита. Песчаник, алевролит, аргиллит – главные (обязательные)
члены формации, а сидерит распространен не во всех ритмах и является второстепенным (необязательным) ее членом. Многократной повторяемостью
элементарных ритмов образована терригенная флишевая формация таврического типа мощностью до 3 км.
Флишоидная формация выделена Н.Б Вассоевичем (1948) при изучении флишеподобных осадочных толщ, отличающихся от типичного флиша
по ряду существенных признаков. Пo настоящее время существуют противоречивые мнения о местоположении и генезисе флишоидов. Некоторые исследователи пришли к выводу, что термин – «флишоидная формация» лишен
определенности, т. к. элементы флишоидности (ритмичности) свойственны
всем терригенным формациям. Существенный вклад в изучение флишоидных формаций внес И.А. Вылцан (1978), который на материалах АлтаеСаянской области обосновал своеобразие флишоидных формаций и их право
на самостоятельное существование. Среди флишоидной формации он описал
зелено-фиолетовую граувакково-сланцевую, черносланцевую (аспидную)
терригенную и сероцветную карбонатно-терригенную cубфлишевую cубформации. Отличается флишоидная формация от флишевой ритмичностью
нескольких порядков. Выделяют микроритмы, состоящие из пачек с четкой
мезо- и микроритмичностью, чередующихся с мощными (до первых сот метров) неритмичными пачками терригенных пород. Мезоритмы имеют мощность от нескольких метров до первых десятков метров. Мощность микроритмов измеряется сантиметрами или дециметрами. В отличие от флишевой
формации микроритмы флишоидной формации часто двухкомпонентные
(песчаники, алевролиты) при отсутствии аргиллитов, характерных для флишевой формации. Нижние поверхности ритмов резкие, иногда с механо- и
биоглифами. Не характерна для флишоидной формации в отличие от флишевой градационная слоистость. В составе флишоидных формаций главными
членами является песчаники, алевролиты при подчиненной роли аргиллитов,
известняков, мергелей и пирокластических образований. Песчаники и алевролиты часто полимиктовые, граувакковые, реже аркозовые и кварцевые,
формировавшиеся преимущественно в мелководных (пестроцветные разности) и иногда – в глубоководных (серо- и зеленоцветные разности) морских
условиях. По мнению одних исследователей, флишоидная формация, как и
флишевая, образуется на инверсионной стадии развития миогеосинклиналей,
сопровождавшейся возникновением узких прогибов и поднятий (кордильер).
Другие исследователи полагают, что флишоидные толщи образуются на нисходящей стадии активных прогибов и потому тяготеют к низшим частям
крупных циклов седиментации и отражают начальные и средние этапы эволюции структур. По геодинамическим особенностям эти структуры более
всего соответствуют пассивным континентальным окраинам. Парагенетически флишоидная формация связана часто, но не всегда, с флишевой формацией. В вертикальном формационном ряду флишоидная формация перекрывается молассовой или молассоидной формацией. К флишоидной формации
относятся, например, достаточно глубоководные, зелено- и пестроцветные
терригенные, слабо палеонтологически охарактеризованные, отложения
мощностью 5–6 км ордовикской части шигнетской серии внутренней зоны
Западного Саяна. При детальном изучении этой формации установлено, что
скорость накопления отложений можно охарактеризовать как «лавинную седиментацию», достигающую 160 мм за 1000 лет. К флишевой формации относятся отложения верхоянского комплекса (по Н.П. Хераскову), распространенные в Верхоянском антиклинории. Наиболее флишоидными являются
низы верхнепермской части комплекса, выраженные различными сочетаниями аргиллитов, алевролитов и песчаников (олигомиктовых и полимиктовых).
Их чередование носит ритмичный флишоидный характер. Верхнеюрские
морские терригенные отложения флишоидной формации совместно с осадками флишевого типа (общая мощность до 3 км) завершают разрез ИньялиДебинского и Ольджойского прогибов в самой внутренней зоне ВерхояноИндигирской миогеосинклинальной системы.
Молассовая формация выделена впервые М. Бертраном в 1894 г., но
термин «моласса» (от французского – «mollis», мягкий, подвижный, молоть,
слабый) был введен в геологию Г.Соссюром. В качестве прототипа молассовой формации М. Бертран описал рыхлые олигоценмиоценовые песчаники
Предальпийского краевого прогиба в Швейцарии. В настоящее время уста-
новлено, что молассоподобные толщи распространены в разрезах платформ и
складчатых областей от архея до кайнозоя: включительно. Но собственно
молассовыми большинство исследователей считает грубообломочные толщи,
образующиеся в краевых, предгорных и в эпигеосинклинальных (унаследованных) межгорных прогибах. Их формирование совпадает с заключительной – орогенной эпохой (орогенез) в развитии геосинклинальных областей.
Этот формационный тип В.Е. Хаином (1954) был назван «верхнемолассовой
формацией» краевых прогибов. Примерами ее являются артинско-кунгурские
конгломератовые отложения западного склона Урала, плиоценовые – Кавказа, неогеновые – Дарваза. Аналогичные формации образуются в эпиплатформенных (наложенных) межгорных прогибах, формирующихся в результате
повторного орогенеза (дейтероорогенеза). К молассам унаследованных межгорных прогибов относятся, например, поздне-силурийские грубообломочные образования Тувинского межгорного прогиба, а к молассам наложенных
прогибов относятся нижне- и верхне- девонские грубообломочные толщи
Минусинского прогиба. Появление моласс в любом случае свидетельствует о
проявлении тектонической активизации и росте горных систем, которые разрушаясь, становятся источником грубообломочного материала. Поэтому молассовые формации обычно накапливаются в морских изолированных и полуизолированных бассейнах (лагунах), непосредственно граничащих с растущими горными хребтами (горными системами), а также в паралических и
континентальных межгорных или предгорных условиях. Генетически они
образованы пролювиальными, аллювиальными, озерными и прибрежноморскими отложениями. Главными членами молассовой формации являются
полимиктовые со слабой сортировкой конгломераты, гравелиты и грубозернистые песчаники, соответствующие составу пород размываемой суши. Второстепенные члены формации: паттумы, мелкозернистые песчаники, алевролиты, аргиллиты, мергели и даже биогенные известняки. Внутреннее строение молассовой формации обычно толстогрубослоистое, крупноритмичное
или цикличное, горизонтально-, косо- и линзовиднослоистое с многочисленными поверхностями размыва. Вблизи конседиментационных поднятий проявляются многочисленные внутриформационные угловые несогласия. Преобладающие формы молассовых залежей, по данным В.М. Цейслера, клиновидные, веерообразные, реже линзовидные. Строение тел асимметричное,
мощность их от нескольких десятков метров до первых километров. По латерали в сторону внешнего края молассовых залежей по мере удаления от областей размыва уменьшается гранулометрия пород, ритмичность становится
все более отчетливой, одновременно возрастает содержание чуждых молассам второстепенных членов, присущих смежным формациям. Образовавшиеся в аридных климатических условиях отложения молассовой формации
красноцветные и могут содержать залежи каменной и калийных солей, гипса.
Для зон с гумидным климатом характерны сероцветные молассы, с которыми
могут быть связаны уголь, нефть. О.А. Мазарович (1976) изучил молассовые
толщи различных регионов и типизировал их (табл. 2).
Таблица 2
Типизация моласс, по О.А. Мазаровичу (1976)
Стадии горообразования
Типы моласс
Стадия активизации платформ Эпиплатформенные
молассы активизации (межгорные впадины, рифтовые
зоны)
Ранняя стадия платформенного Катаплатформенные
моэтапа
лассы (грабены, наложенные впадины)
Стадия активизации консили- Постгеосинклинальные модированных краевых и средин- лассы активизации (налоных массивов
женные межгорные впадины,
прогибы,
грабены;
наложенные прогибы, тесно
связанные
с
вулканическими поясами)
Орогенная стадия, следующая Эпигеосинклинальные моза главной складчатостью, за- лассы (краевые или передовершающей геосинклинальное вые прогибы, унаследованразвитие
ные (остаточные) прогибы,
наложенные
межгорные
впадины)
Промежуточные орогенные
стадии, осложняющие геосинклинальное развитие
Примеры
KZ MZ Средней Азии,
KZ Байкальской области
Т–JT Челябинского грабена
D, PZ3 – Минусинского
межгорного прогиба;
D – Сарызу-Тенизского
водораздела;
D – Шпицбергена, Восточной Гренландии и
др.
(краевые Р𝟐𝟑 − N Предальпийского прогиба;
Р-ТI
Предуральского
прогиба, S – запада
Центрального
Казахстана, N – Закарпатских
впадин и др.
Интрагеосинклинальные
D-1-2Чингиз-Тарбагамолассы (унаследованные тайского антиклинория,
прогибы, смежные с внут- апт-альб
Румынских
ренними поднятиями в гео- Карпат и др.
синклиналях)
5.2. Осадочные формационные типы платформ
Осадочные формации платформенного типа широко распространены в
чехле платформ. Это большая группа формаций, для которых характерны небольшая мощность отложений (десятки – впервые сотни метров), выдержанность состава на больших площадях, значительное влияние климатического фактора на состав формаций. Тектонические движения, характеризующиеся слабой дифференцированностью, относительно небольшими амплитудами и малыми скоростями, существенного влияния на состав формаций на оказывают. Подобные платформенным, осадочные формации могут
формироваться также на сингеосинклинальной стадии развития срединных
массивов и на пострифтовой стадии развития межгорных прогибов. В чехле
платформ установлено распространение направленных рядов формаций, среди которых наиболее полным оказывается трансгрессивный ряд формаций.
Регрессивный ряд формаций редко наблюдается полным из-за последующих
размывов. Н.С. Малич (1975) в истории формирования чехла выделяет нес-
колько «тектоно-седиментационных циклов». Каждый полный цикл включает в себя начальную – трансгресгрессивную и конечную – регрессивную стадии и отделяется от последующего цикла перерывом в морском седиментогенезе, соответствующим регрессивному максимуму. В течение тектоноседиментационного цикла формируются направленные латеральные и вертикальные ряды формаций, объединяемые в «тектоно-седиментационные комплексы». Н.С. Малич в каждом тектоно-седиментационном цикле выделяет
четыре стадии: трансгрессивную, инуадационную, регрессивную и эмерсивную, каждой из которой соответствуют определенные осадочные формационные типы.
5.2.1. Осадочные формационные типы трансгрессивной стадии
Трансгрессивная стадия – это начало тектоно-седиментационного цикла. Среди осадочных формационных типов этой стадии основными являются
нижняя лагунно-континентальная терригенная, нижняя морская терригенная,
фаллаховая и др. формации, залегающие несогласно на подстилающих толщах. На этой стадии могут образоваться при благоприятных условиях железорудная, марганцеворудная, фосфоритоносная, горючесланцевая и др. формации.
Нижняя лагунно-континентальная терригенная формация (базальная)
приурочена к началу каждого тектоно-седиментационного цикла и потому
неоднократно повторяется в разрезе чехла. Сложена формация терригенными
отложениями дельт, лагун, озер, созданных подпором наступивших на окраины платформ морей и сопутствующим при этом повышением базиса эрозии,
а также терригенными отложениями русловых, пойменных, болотных фаций
низменной равнины. В условиях гумидного климата формация наряду с
главными членами: песчаниками, гравелитами, алевролитами и аргиллитами
может содержать второстепенные члены: лимнические угли, сидериты, переотложенные продукты каолиновой и латеритной кор выветривания. Примером такой формации В.Е. Хаин (1973) считает среднеюрские отчасти угленосные отложения Прикаспийской синеклизы. Такой же формацией, по
нашему мнению, является нижне-среднеюрская толща тюменской свиты Западно-Сибирской плиты. В условиях аридного климата формация становится
красноцветной и может содержать в значительном количестве залежи гипса,
солей. К такому типу лагунно-континентальной формации относятся нижнеэйфельские отложения, распространенные в центральной части ВосточноЕвропейской платформы. Здесь, трансгрессивно залегающая эвапаритовая
толща (нижнеморсовские слои) в значительной мере сложена галитом (до
60 м в районе Тулы), а в краевых частях солеродного бассейна она фациально
замещается ангидрито-доломитовой формацией (субформацией). Формирование эвапаритовой толщи происходило в обширном полуизолированном заливе, проникавшем в пределы центральной части платформы с запада, через
Палеоприбалтийский пролив.
Морская нижняя терригенная формация по составу песчаная или песчано-глинистая мелководная образуется при охвате трансгрессией центральных частей платформ. В гумидном климате формация образуется устойчиво
и длительно, перекрывая лагунно-континентальную базальную формацию. С
морской нижней терригенной формацией в гумидных условиях могут быть
связаны руды железа, марганца, желваковые фосфориты, залежи бурых углей, бокситов, из которых некоторые могут встречаться совместно или порознь. В последнем случае их называют паралической угленосной, бокситовой и т.д. платформенной формацией (субформацией). В аридном климате
условия образования морской нижней терригенной формации малоблагоприятные, т.к. в засушливой обстановке с суши мало поступает обломочного материала. В этом случае формация может выпадать и непосредственно на
красноцветной лагунно-континентальной нижней терригенной формации
может залегать аридная карбонатная формация, характерная для инундационной стадии.
Фалаховая формация, выделенная Б.М. Келлером, обычно состоит из
мелкообломочных кварцевых, аркозово-кварцевых песчаников, часто вместе
с олигомиктовыми песчаниками. Образуется формация за счет размыва кристаллических пород фундамента докембрийских платформ или за счет размыва и переотложения кор выветривания, образовавшимся по этим породам.
В процессе транспортировки материала из него удаляется глинистая составляющая, и он оказывается обогащенным устойчивым к разрушению минералами титана, циркония, алмазами, золотом и др. В этом случае фалаховая
формация оказывается парагенетически тесно связана с формацией каолиновых глин, в зонах смыкания этих формаций образуется кварцево-каолиновая
формация. Фалаховая формация может состоять из остаточных (элювиальных) продуктов глубокого химического выветривания, распространенных в
протоплатформенном чехле (по В.Е. Павловскому) докембрийских платформ. Примером этого типа фалаховой формации являются среднерифейские
конгломереты, гравелиты, кварцевые песчаники, залегающие в основании
ятулинского комплекса Балтийского щита. К фалаховой формации относятся
нижнепротерозойские кварцево-песчаниковые отложения, залегающие в основании курской и криворожской серий Восточно-Европейской платформы.
Эти фалаховые образования находятся в парагенезисе с формацией железистых кварцитов (джеспилитовая формация). К фалаховой формации относятся также нижнепротерозойские овручские песчаники Украинского щита и
шокшинские кварцитовидные песчаники Балтийского щита. Шокшинские
кварцито-песчаники накапливались в обстановке дельт и мелководного бассейна. Для этих отложений характерны горизонтальная и косая слоистость,
знаки ряби на поверхностях наслоения. Розовые и малиновые шокшинские
кварцито-песчаники используются для облицовки архитектурных сооружений. К фалаховым образованиям относятся нижнерифейские кварцевые и аркозовые песчаники мукунской свиты, распространенные в авлакогенах Сибирской платформы. Как фалаховая формация Н.С. Зайцевым описана кокчетавская серия верхнего рифея в Кокчетавском антиклинории складчатого Ка-
захстана. Сложена формация белыми мономинеральными кварцитами с реликтами горизонтальной и косой слоистости. Отдельные пропластки обогащены цирконом и рутилом. В качестве второстепенных членов формации содержатся прослои серицит-кварцевых сланцев, иногда появляются пласты
мелкогалечниковых конгломератов. Накапливались эти отложения в плоских
мелководных прогибах в условиях относительно спокойного (квазиплатформенного) тектонического режима, выровненного рельефа и длительного перемыва обломочного материала. Приведенные примеры свидетельствуют о
широком распространении фалаховых формаций в протоплатформенном
чехле докембрийских платформ. Но известны эти образования и в разрезе
фанерозойского чехла: это гдовские песчаники венда, ижорские песчаники
кембрия, песчаники волжского яруса, палеогена и неогена ВосточноЕвропейской платформы. Считается, что фалаховые формации являются
надежным индикатором платформенного режима, но их образование возможно и в миогеосинклинальных зонах, прилегающих к докембрийским
платформам, на срединных массивах складчатых областей. Фалаховые формации, широко распространенные среди рифейских отложений Казахстана,
Северного Тянь-Шаня, Урала, некоторых районов Алтае-Саянской области,
свидетельствуют о широком региональном проявлении обстановки временной тектонической стабилизации в пределах Урало-Монгольского складчатого пояса в конце среднего – начале позднего рифея.
5.2.2. Осадочные формационные типы инундационной стадии
Инундационная
стадия
–
это
средняя
стадия
тектоноседиментационного цикла, соответствующая максимальному распространению трансгрессии, устойчивому и полному затоплению бассейнов. Формации
этой стадии залегают согласно на формациях трансгрессивной стадии. Различают: нижний терригенно-карбонатный подкомплекс формаций (начало стадии), средний – карбонатный подкомплекс формаций (середина стадии) и
верхний терригенно-карбонатный подкомплекс формаций (конец стадии).
Формации карбонатного подкомплекса (доманикоидная, известковые и др.)
могут выпадать, замещаясь формациями верхнего терригенно-карбонатного
подкомплекса. Среди основных осадочных формационных типов инундационной стадии развития платформ наиболее часто встречаются опоковая,
гумидная карбонатная, аридная карбонатная, меловая, рифовая или рифоидная, доманикоидная формации.
Опоковая формация сложена опоками, трепелами, представляющими
собой белые или серые микропористые породы, состоящие аз аморфного
кремнезема (опала) с примесью глинистого материала (кремнистая глина). В
них содержатся остатки диатомей, радиолярий, спикул губок, образующих
прослои диатомитов, спонголитов, иногда радиоляритов. В качестве второстепенных членов могут содержаться олигомиктовые алевролиты, глауконитовые песчаники. Мощность формации может изменяться от нескольких десятков до первых сотен метров. По вопросу образования опок нет единого
мнения. Одни исследователи считают их продуктом изменения диатомитов,
спонголитов, трепелов, а другие – относят их к морским химическим образованиям и подчеркивают, что они не являются аналогом глубоководного диатомового ила. В этом случае опоковые образования рассматриваются как относительно мелководные химические осадки, приуроченные к эпохам пенеплинизации окружающей море суши, с которой выносился растворенный
кремнезем. К опоковой формации относятся позднесантонские и раннекампанские кремнистые породы Русской плиты, формировавшиеся в северных
глубоководных участках позднемелового бассейна с прохладной климатической обстановкой при значительном удалении от областей сноса. К этой же
формации относятся позднемеловые и палеогеновые отложения бореальной
области Западно-Сибирской плиты. Трепелы и опоки образовались здесь в
наиболее глубоководных частях морского бассейна при значительном удалении от областей сноса.
С опоковой формацией могут быть связаны залежи фосфоритов, марганца, осадочных железных руд.
Гумидная карбонатная формация образуется в центральной части
платформенных морских бассейнов. Сложена она обычно органогенными известняками, образующимися во время максимальной трансгрессии при максимальной пенеплинизации обрамляющих участков суши в образовании на
них кор выветривания. В связи с этим в периферических частях формации в
качестве второстепенных членов появляются прослои углистых аргиллитов,
каолиновых и кварцевых песчаников. По латерали такая формация может замещаться формацией глауконитовых песчаников, иногда с промышленным
содержанием железных оолитовых руд; бокситоносной формацией, образующейся за счет перемыва латеритной коры выветривания на прилегающей
суше; паралической угленосной формацией и др. В.М. Цейслер гумидную
карбонатную формацию называет формацией «биогенных известняков».
Анализируя разнообразие толщ биогенных известняков, он выделяет, в качестве самостоятельных, формации (возможно их правильнее считать субформациями) пелециподовых ракушечников, фораминиферовых известняков,
кораллово-водорослевых известняков.
Аридная карбонатная формация (известняково-доломитовая) характеризуется широким развитием, наряду с известняками, первичных доломитов,
образующихся в мелководных эпиконтинентальных морских бассейнах и
осолоненных лагунах. Нередко такая формация содержит прослои или линзы
гипсов, красных и пестрых глин, песчаников и мергелей, иногда солей. При
значительном содержании гипсов и доломитов выделяется гипсодоломитовая формация, которая сосредотачивается в центральной части бассейнов и замещается к их периферии известняково-доломитовой формацией,
что связано с опресняющим влиянием речных вод суши. К таким аридным
эвапарито-карбонатной и известняково-доломитовой формациям относятся
кембрийские, позднеордовикские и силурийские толщи соответствующего
состава Сибирской платформы, московско-гжельские и сакмарско-артинские
отложения Восточно-Европейской платформы.
Меловая формация (формация писчего мела) состоит из писчего мела,
мелоподобных известняков и мергелей. Эта и ей подобные формации, почти
лишенные органогенных построек, И.К. Королюк отнесены к формациям
группы «кархем», которые сложены тонкозернистыми тонко- и микрослоистыми хемогенными, биохемогенными и биогенными известняками и первичными доломитами. Главным членом меловой формации является белый
писчий мел – своеобразная белая, сравнительно слабо сцементированная (полувязкая и маркая) микропористая чисто карбонатная порода биогенного
происхождения. На 90–98 % она состоит из остатков нанопланктона, а именно – из кокколитов – фрагментов мельчайших панцирей одноклеточных золотистых водорослей – кокколитофорид. В состав мела входят также более
крупные раковины фораминифер, главным образом, – глобегирин. Писчий
мел – это пелагический осадок, формировавшийся в центральной части теплого мелководного платформенного водоема на глубинах от 100 до 300 м.
Привнос неоднократно перемытого тонкого терригенного материала (кварцевые алевролиты, пески) был ничтожным и осуществлялся с плоской низменной суши. Область осадконакопления испытывала относительно слабое и неустойчивое погружение, о чем говорят небольшие мощности толщ и наличие
перерывов внутри их. Массовое образование толщ писчего мела происходило
в позднемеловую эпоху на юге Восточно-Европейской платформы, на
Мангышлаке, Туаркыре и др. На юге Восточно-Европейской платформы образование меловой формации началось в туронское и конъякское время, а завершилось в позднекампанское и маахстрихтское время. В районе Харькова
за это время сформировалась толща писчего мела до 750 м мощности.
Рифовая (рифоидная) или формация кораллово-водорослевых известняков, по В.М. Цейслеру, сложена светлосерыми, темносерыми и розоватосерыми известняками мощностью до 100 м. Известняки имеют биогенное
происхождение – это коралловые известняки, в образовании которых участвуют известковые водоросли, мшанки, фораминиферы и др. Образуется формация в удаленных от берега мелководных участках бассейна с нормальной
соленостью, с высокой прозрачностью воды при средней температуре не ниже 20° С. Тело формации имеет линейную форму в плане, что обусловлено
приуроченностью рифовых построек к зонам глубинных разломов. К такой
формации относится, например, цепочка рифовых массивов, образовавших
гряду барьерного типа длиной более 1,5 тыс. км и шириной в несколько десятков километров, простиравшуюся в ассельско-сакмарское время от северо-восточного края Прикаспийской синеклизы до восточного края Печерской
синеклизы (гряды Чернышова). Цепь барьерных рифов формировалась над
зоной разломов и флексур фундамента, ограничивавших Предуральский краевой прогиб с запада. Суммарная мощность рифовых массивов 0,6–1 км и
более. Рифовые гряды обрываются к востоку крутыми склонами высотой до
1 км, а на западе фациально замещаются маломощными мелководными карбонатными и сульфатными толщами. Рифовые массивы в Башкирском Приуралье были отпрепарированы последующей денудацией и выражены в рельефе в виде островных горок (шиханов) высотой до нескольких сотен метров.
Рифовые массивы, погребенные под облекающими их отложениями, являются хорошими коллекторами и содержат месторождения нефти (Ишимбаево и
др.).
Подобная формация барьерных рифов формировалась в томмотское
время в узкой Анабаро-Алданской зоне. Отложения формации обнажаются в
районе «Ленских столбов». В ней широко распространены археоциатоводорослевые биогермы образующие крупные рифовые тела, одним из которых является Оймуранский рифовый массив шириной 25 км и мощностью
200–300 м. Он вместе с другими массивами играл роль фациального барьера
между восточной (открытое море) и западной (солеродная лагуна) частями
раннекембрийского бассейна. Существование барьерного рифа продолжалось
и во второй половине раннего кембрия и даже в амгинском веке, но он значительно сместился к востоку. К северо-востоку рифовый барьер быстро замещается глубоководными доманикоидными отложениями, мощность которых во много раз меньше, чем биогермных известняков (см. рис.9).
Доманикоидная формация, как формационный тип, объединяет большую группу формаций, образующихся в относительно глубоководной застойной или слабо аэрируемой части морских бассейнов в условиях быстрого
и не вполне компенсированного погружения. Подобные условия наблюдаются, например, в глубоководных частях Черноморского бассейна. Главная
особенность формаций доманикоидного типа – высокое содержание органического вещества сапропелевого состава, что позволяет рассматривать их как
нефтегазоматеринскими. Наиболее распространены доманикоидные формационные залежи в чехле докембрийских и молодых платформ, в смежных с
ними внешних зонах краевых прогибов, реже – в осадочном чехле некоторых
межгорных прогибов. К доманикоидной формации относятся собственно доманиковые отложения нижнефранкского подъяруса, широко распространенные в Южном Тимане, в Печерской синеклизе, в Волго-Уральской антеклизе
и в прилегающих районах Предуральского краевого прогиба. Впервые на них
обратил внимание А. Кайзерлингер в 1845 г. как на отложения особой «доманиковой» фации. Это черные и буровато-черные битуминозные глинистые
и известково-глинистые сланцы, переслаивающиеся с темно-серыми битуминозными тонкослоистыми известняками и мергелями, а также с прослоями и
линзами кремней. Мощность доманиковых отложений в Волго-Уральской
области 50–100 м, реже – 130 м. К доманикоидной формации относятся подстилающие доманик франские отложения туймазинской свиты мощностью
до 100 м, формировавшиеся, по мнению А.А. Трофимука, во время трансгрессии мелкого моря; а также – «инфрадоманик», представляющий собой
живетскую толщу черных битуминозных известняков и сланцев (афонинские
слои), распространенных на западном склоне Урала по рч. Чусовой. Широко
распространены отложения доманикоидного типа в пределах ЗападноСибирской плиты. К ним относятся волжско-берриасские отложения баженовской свиты («баженовиты»), представленные маломощной толщей (10–
60 м) темнобурых сильно битуминозных кремнистых глин, переслаивающихся вверху с темнобурыми глинистыми известняками. В баженовских отложе-
ниях органического углерода содержится до 10–12 %, рассеяны стяжения
марказита, раковины аммонитов, фораминифер. Формировались эти отложения из донных илов, накопившихся в относительно глубоководной (около
0,5 км) обстановке с сероводородным заражением придонных фаций, в условиях быстрого малодифференцированного и некомпенсированного погружения обширной (более 1 млн. км2) внутренней части плиты. Доманикоидными
являются отложения куонамской свиты Анабарской антеклизы, имеющие ботомско-тойонско-амгинский возраст. Эта толща мощностью до 30–50 м черных и бурых тонкослоистых битуминозных глинистых и кремнистых известняков и горючих сланцев с включениями пирита и остатками трилобитов.
Содержание углерода в горючих сланцах достигает 15–20 %. Куонамские отложения считаются относительно глубоководными, отлагающимися в условиях некомпенсированного погружения, застойного режима и, возможно, сероводородного заражения придонных вод. В пределах Скифской плиты и
Предкавказского прогиба доманикоидными являются раннеолигоценовые
буровато-коричневые листовые известковистые глины и мергели с прослоями битуминозных сланцев хадумского горизонта майкопской серии, а в
Предкарпатском прогибе – среднеолигоценовые черные и бурые битуминозные глинистые сланцы менелитовой свиты.
5.2.3. Осадочные формационные типы регрессивной стадии
Регрессивная стадия – это поздняя стадия тектоно-седиментационного
цикла, отражающая начало устойчивых медленных поднятий и сокращение
границ бассейнов осадконакопления. В условиях аридного климата на этой
стадии образуются формации соленосной (галогенной) группы: сульфатнокарбонатная, галититовая, калиеносная, связанные постепенными переходами с формациями инундационной стадии. В условиях гумидного климата образуются формации угленосной группы (паралическая, лимническая и лимно-паралическая формации), залегающие либо на формациях соленосной
группы, либо – на формациях инундационной стадии со стратиграфическим
перерывом. Этот перерыв объясняется небольшими изменениями структурного плана платформ, соответствующими общему непродолжительному воздыманию.
Галогенная (соленосная) формация как формационный тип объединяет
разнообразные по строению и составу аридные формации (cyбформации), в
составе которых участвуют галогенные породы. Это отложения различных
типов солеродных бассейнов; лагунных, заливных, краевых зон неплатформенных морей, внутриплатформенных бассейнов типа кунгурского или
цехштейного – с крайне тектонически пассивной обрамляющей сушей. В
структурном отношении эти формации центральных и краевых зон платформ, внешних зон некоторых краевых прогибов и некоторых межгорных
прогибов. К площадям распространения галогенных толщ приурочены соляные массивы, соляные купола, штоки, компенсационные синклинали и др.,
представляющие собой своеобразный комплекс диапировых структур.
Наиболее мощными по масштабам солеродными процессами характеризуются платформенные области в начале трансгрессивной или регрессивной стадии. В этом разделе основное внимание уделяется соленосным толщам регрессивной стадии платформ. Галогенные формации характеризуются тонкоритмичным строением и резко различаются по внутренней структуре и по
составу в зависимости от положения среди других формаций в рядах: карбонатная-галогенная-карбонатная, терригенная-галогенная-терригенная, терригенная-галогенная-терригенная. В галогенных формациях присутствуют либо
только ангидриты в сочетании с доломитами и терригенными породами, либо
гипсы и галититы (галиты) в сочетании с доломитами и терригенными породами, либо гипсы, галититы и калийно-магниевые породы в сочетании с теми
же дополнительными породами. В первом случае формации называются
сульфатными, во втором – галититовыми, в третьем – калийными. Калийные
формации возникают при полно развитом галогенезе, а галититовые и сульфатные – при неполном его развитии. Существуют и другие виды типизации
галогенных формаций. Г.А. Мерзляков (1979), сравнивая по составу хемогенные породы пермских соленосных толщ Евразии, выделил шесть разновидностей галогенных ассоциаций: ангидрит-галитовую, доломит-ангидритгалитовую, глинисто-доломит-глауберит-галитовую, сильвинит-карналитгалитовую с обилием хлоридных пород, кизерит-карналит-галитовую, кизерит-бишофит-карналит-сильвин-галитовую.
К одной из крупнейших эвапаритовых толщ, сформировавшихся в реггессивную стадию развития платформ, относится кунгурская галогенная
формация, распространенная на востоке Восточно-Европейской платформы и
во внешней зоне Предуральского краевого прогиба. В кунгурском веке связь
существовавшего здесь бассейна осадконакопления полностью прекратилась
с бассейном Тетис и стала ограниченной с Палео-баренцовым бореальным
морем. Вследствие этого кунгурские отложения приобрели лагунный характер. Соленосность водоема и, соответственно роль галогенных осадков в целом возрастали к югу. Осевая зона Предуральского прогиба в кунгурское
время была заполнена мощными (1–2 км) толщами глинисто-сульфатных
(ангидриты, гипсы) и хлоридных отложений. Значительную роль в них играют пачки каменной соли суммарной мощностью до 1–1,5 км. Местами присутствуют прослои калийных солей, слагающие в районе Соликамска толщу
мощностью до 100–130 м. Подчиненную роль играют слои доломитов и известняков с остатками брахиопод, пелеципод, гастропод, фузулинд и аммоноидей, свидетельствующие об эпизодическом прониконовении в Предуральский прогиб с севера вод открытого моря. На восточном крыле Предуральского прогиба в кунгурское время шло образование конгломератопесчаниковых отложений молассовой формации, фациально замещающих
галогенную формацию. Здесь местами возникали отдельные рифовые тела
вследствие распространяющегося влияния уральских рек. В западном
направлении распространения галогенной формации, ограничивается раннепермской грядой барьерных рифов и здесь кунгур представлен ангидритдоломитовой формацией с мергелями мощностью от десятков до 100–150 м.
В Прикаспийской синеклизе в кунгурское время накопилась уникальная по
мощности (от 1–3 км в периферических зонах до 4–6 км во внутренней части)
соленосная толща. В основном она состоит из мощных пачек галита, разобщенных маломощными прослоями глинистого материала. В верхней части
формационной залежи появляются пласты калийных и магниевых солей –
сильвинита, карналита, бишофита. Накопление отложений формации началось в огромной глубоководной лагуне с осаждения из мощного столба пересыщенного рассола огромной массы соли. Этот процесс шел на фоне очень
быстрого и глубокого (до 6 км) погружения дна лагуны, глубина которой была значительной перед накоплением пластов галита и ничтожной – в конце
накопления пластов калийных солей. Калиеносная часть галогенной формации занимала значительно большую площадь, чем галитовая, и распространялась за пределы прикаспийской впадины, возможно, даже в пределы Донбасса. За кунгурское время в Прикаспии сконцентрировалась колоссальная
масса галита – до триллиона тонн и значительные запасы калийных солей –
до 45 млрд. тонн. Выпаривание и выпадение столь огромных масс солей, по
мнению некоторых исследователей, должно было привести к значительному
опреснению Мирового океана в послекунгурское время. Наряду с представлением о том, что источником кунгурских солей являются воды Мирового
палеоокеана, высказывается идея о поступлении соли из мантии Земли, подобно тому, как это согласно альтернативной гипотезе солеобразования происходит ныне в глубоководной ванне зоны Красноморского рифта. Эти идеи,
однако, весьма дискуссионны. Подобная галогенная формация образовалась
в томмотское время в Иркутском амфитеатре и прилегающих районах Сибирской платформы. Это отложения усольской свиты, которая во внутренних
районах Иркутского амфитеатра выражена каменной солью. Мощные пласты
галита разделяются прослоями ангидритов и доломитов. Соленасыщенность
усольской свиты достигает 50–70 %, а в нижней ее части – 80–90 %. Суммарная мощность пластов соли до 1000 м. В Прибайкалье и в Присаянье
усольская свита выражена ангидрито-доломитовой толщей с примесью глинистого и песчаного материала.
Подобный состав в Иркутском амфитеатре имеют отложения атдабанского, ботомского, тойонского и амгинского возраста, однако их соленасыщенность меньше, чем усольской свиты, (25–50 %). Общая мощность
соленосной доломито-ангидрито-галитовой формации томмотско-амгинского
возраста в Иркутском амфитеатре достигает 1,5–2,5 км. Позднее в соленосных отложениях Иркутского амфитеатра были открыты промышленные
месторождения сильвина, карналлита.
Угленосная формация регрессивной стадии развития платформ образуется при благоприятных гумидных климатических и палеогеографических
условиях. Примером такого типа угленосной формации может считаться тунгусская угленосная серия Сибирской платформы. Образование формации
началось в одних районах Тунгусской синеклизы в серпуховское, в других –
в среднекаменноугольное или позднекаменноугольное время, продолжалось
в раннепермское и закончилось в позднепермское время. Наиболее мощные
(до нескольких десятков метров) и многочисленные угольные пласты размещаются в средней (продуктивной) части серии (нижняя пермь и низы верхней перми) и тяготеют к западной и южной окраинам Тунгусской синеклизы,
где во время угленакопления преобладали обстановки аккумулятивных аллювиально-дельтовых равнин, а также пресно- и солоноватых озер в лагун.
Во внутренней безугольной части Тунгусской синеклизы в это же время существовал сильно опресненный полуизолированный мелководный морской
залив (или лагуна), связанный с мелководным морем пониженной солености,
располагавшимся в Хатангском прогибе. Из этого моря в места угленакопления очевидно временами проникали морские воды, что подтверждается
наличием в тунгусской серии прослоев с раковинами морских брахиопод и
пелеципод. На основании этого тунгусскую серию в целом можно рассматривать как угленосную формацию лимно-паралического типа.
5.2.4. Осадочные формационные типы эмерсивной стадии
Эмерсивная стадия – это заключительная стадия тектоноседиментационного цикла, выражающаяся в общем поднятии платформы и
осушении бассейнов осадконакопления. В начале этой стадии возможна разгрузка мантийных магматических камер с образованием вулканогенных и
вулканогенно-осадочных формаций. В конце стадии происходит полное отмирание (пауза) тектонической активности и образуются формации кор выветривания, которые залегают с перерывом на формациях регрессивной стадии. Корой выветривания является совокупность продуктов выветривания,
залегающих на месте образования или перемещенных на небольшое расстояние. Состав и тип древней коры выветривания определяется составом коренных пород, климатическими условиями и стадией выветривания. Известны
латеритовый, каолиновый, нонтронитовый и другие типы кор выветривания.
Древняя кора выветривания может распространяться на большую площадь,
иметь плащеобразную форму и горизонтальную зональность. Мощность
площадных кор достигает десятки метров. Древние коры выветривания площадного типа обычно приурочены к поверхностям несогласий между
древними и более молодыми породами. Возраст кор выветривания самый
различный, так как выветривание происходило уже на самых ранних этапах
геологической истории Земли. С породами архея и нижнего протерозоя связана кора выветривания и железные руды Криворожские и Курской магнитной аномалии. Девонская кора выветривания распространена в пределах Воронежской антеклизы, а мезозойская и палеогеновая – на Урале, в Казахстане, Западной Сибири и др.
Формация латеритной коры выветривания образуется в условиях жаркого переменно-влажного (тропического) климата на высоком пенеплене в
результате химического выветривания пород, богатых алюмосиликатными
минералами. В разрезе коры этой формации выделяется несколько зон, связанных постепенными переходами. Выше первичных пород расположена зона обесцвечивания, в которой происходит гидролиз минералов с выносом
щелочей и образованием каолина, аллофана, гидроокислов железа и алюминия. Еще выше, в пятнистой зоне, алюмосиликаты окончательно разлагаются, а гидроокислы железа и алюминия накапливаются в конкрециях, окрашенных в красный цвет. Количество конкреций увеличивается в следующей
железной зоне или «железном панцире». Они сливаются часто в сплошную
каменную породу, иногда с большим количеством пустот (ячеистый латерит). Мощность этой зоны от 1 до 10 м. Содержание железа в ней достигает
60–80 %. Максимальное содержание алюминия (до 60–70 %) обычно приурочено к верхней части пятнистой и к низам железной зоны. Железная зона перекрывается красными и желтыми глинами, если они не смыты тропическими дождями.
Формация каолиновой коры (каолинито-кварцевая, каолинито-песчаная
формация) чаще всего развивается на кислых кристаллических породах и характеризуется наличием трех зон. Каолиновая кора на гранитных массивах
начинается зоной гранитной дресвы. Выше следует гидрослюдистая зона.
Верхняя зона – каолиновая, состоящая из каолинита с примесью зерен кварца
неразложившихся слюд и полевых шпатов. Общая мощность такой коры на
Урале до 50–80 м, из которых на каолиновую зону приходится 30–50 м. Каолины могут иметь и вторичное происхождение в результате размыва и переотложения первичных каолинов. Формация каолиновой коры образовалась
в датско-раннепалеоценовое время в южных и юго-западных районах Сибирской платформы. Процессы выветривания здесь достигали латеритной стадии, что способствовало образованию формации кор выветривания смешанного каолинит-латеритного типа (формация нерасчлененных кор выветривания).
6. ОСАДОЧНЫЕ ФОРМАЦИИ МИРОВОГО ОКЕАНА
Характеристика океанских осадочных формаций дается по П.Л. Безрукову и Н.О. Мурдмуа (1971). Их вариант тектонического районирования
океанов представляет один из известных вариантов сочетания подходов с позиций геосинклинальной концепции и новой глобальной тектоники. Эти исследователи осадочные формации шельфов и материковых склонов относят к
эпиконтинентальным платформенным формациям. В умеренном гумидном
поясе образуется песчано-алевролитовая формация с глауконитом, в аридной
зоне – терригенно-эвапоритово-карбонатная (кокколитово-фораминеферовая)
лагунно-прибрежно-шельфовая формация. На шельфе арктических областей
формируются обычно формация терригенно-кремнистая (диатомовые илы) и
песчано-алевролитовая формация с существенными грубообломочными и
глинистыми составляющими.
По периферии океанов на глубинах 2,5–5,5 км образуются приконтинентальные формации, ограниченные, с одной стороны континентальным склоном, а с другой стороны, – пелагическим краем океанических котловин. Геодинамические условия в этой зоне океанов нередко сопоставляются с миогеосинклинальными обстановками. К таким формациям относится,
например, карбонатно-терригенная формация абиссальной аккумулятивной
равнины Аравийского моря и Бенгальского залива Индийского океана. Это
осадки конусов выноса крупных рек с фораминиферовыми илами. У подножия континентального склона Антарктиды и на юге аккумулятивной равнины Индийского океана образуется кремнисто-терригенная формация из чередующихся алевролитовых, глинистых и диатомовых осадков.
Выделяются формации талассократонов, объединяющих глубоководные котловины, хребты и валы ложа океанов. Характерны для этой области
океанов пелагические формации, образующиеся при ничтожном поступлении
терригенного материала и спокойном тектоническом режиме в течение длительного времени. В аридной зоне, ниже критической глубины (4,5–4,7 км)
накопления карбонатных отложений, образуется со скоростью 1–2 мм за 1000
лет формация пелагических глин (красные глубоководные глины). Это глубоко окисленные бескарбонатные глинистые, цеолитово-глинистые и пеолитовые осадки мощность не более 100 м с крупными скоплениями железомарганцевых конкреций. В условиях подъема глубинных вод и высокой биологической активности образуется глинисто-кремнистая (диатомоворадиоляриевая) формация. На глубинах 3,4–4,5 км возможно образование
биогенных кремнисто-карбонатной (кокколитово-фораминиферовой) и глинисто-карбонатной формаций мощностью до 400–600 м. Вершины и склоны
хребтов и поднятий в центральной части талассократонов на глубинах от 100
до 4500 м перекрыты карбонатной пелагической (кокколитовофораминиферовой) формацией. В рифтах среднеокеанических хребтов на
благоприятных глубинах образуется карбонатная формация с зеленокаменными и гипербазитовыми породами – продуктами подводной денудации.
Рифовая кораллово-водорослевая формация в пределах талассократонов располагается на вершинах погруженных одиночных вулканов (гайотов)
или вулканических хребтов, создавая коралловые атоллы, архипелаги, барьерные рифы. Располагающийся на шельфе Большой барьерный риф, объединяет гряду коралловых рифов и островов, тянущуюся на 2300 км вдоль северо-восточного побережья Австралии. Ширина гряды на севере около 2 км, а
на юге – до 150 км. Рифовая формация, распространенная в пределах некоторых островных дуг, отличается от шельфовых и талассократонных рифовых
формаций наличием продуктов андезитового вулканизма. Необходимым
условием образования рифовой формации является постепенное погружение
цоколя, компенсируемое ростом рифов, отсутствие речного питания терригенным материалом.
К кайнозойским геосинклиналям отнесены котловины окраинных морей, глубоководные океанические желоба, островные дуга и др. Формации
котловин окраинных морей представляют сложное чередование терригенных, вулканогенных и биогенных осадков мощностью до 1,5–3,0 км. В бореальной зоне – это кремнисто-диатомовая, а в субтропической и тропической
зонах – карбонатная фораминиферовая формации. В островных дугах тропической зоны, помимо охарактеризованной выше рифовой формации, образуется карбонатно-вулканокластическая формация с мелководными бентоген-
ными, пелагическими фораминиферово-птероподовыми осадками и прослоями перикластического материала вулканов андезитового пояса. К прибрежным фациям этой формации приурочены россыпные месторождения ванадиеносных титаномагнетитов. В глубоководных желобах осадочные формации
представлены турбидитными толщами с ритмичной флишоидной слоистостью и оползневыми текстурами. Мощность варьирует от 1,5 до 3 км. Преобладают глинистые, обломочно-глинистые, туффитовые осадки с прослоями
вулканических пеплов и изредка карбонатных осадков. Формации океанических желобов типа западноамериканских имеют черты сходства, с одной стороны, с приконтинентальными формациями абиссальных равнин, с другой, –
с формациями желобов, сопряженных с островными дугами. Здесь накапливается обломочная – туффитовая турбидитная толща. В ПеруанскоЧилийском желобе в аридной зоне мощность отложений незначительная и
дно, склоны желоба почти обнажены. Южнее – в гумидной зоне этого желоба
мощность осадков достигает 2,0 км.
Литература
1. Безруков П.Л., Мурдмуа И.О. Осадочные формации океанов. В кн. История Мирового океана.– М.:Наука, 1971.– С. 107–127.
2. Бурдэ И.И. Формационный анализ осадочных отложений при палеогеодинамических реконструкциях. // Советская геология.– 1986.– № 6.–.С.62–
74.
3. Вылцан И.А. Флишоидные формации (опыт анализа на примере палеозойских формаций западной части Алтае-Саянской складчатой области). –
Томск: Изд-во ТГУ, 1978.– 208 с.
4. Геологические формации. Терминологический справочник.– Том 2.– М.:
Недра, 1982.– 397 с.
5. Голубовский В.А. Формационный анализ сложных регионов.– М.: Недра,
1983. – 217 с.
6. Драгунов В.И. Понятие о парагенезисе и становление формациологии в
формационной геологии. В кн. Геологические формации и закономерности
размещения полезных ископаемых. – М.: Наука, 1990. – C.11–29.
7. Коробейников А.Ф., Масленников В.В. Закономерности формирования и
размещения месторождений благородных металлов Северо-Восточного Казахстана.– Томск: Изд-во ТГУ, 1994. – 336 с.
8. Крашенинников Г.Ф. Принципы выделения и классификации осадочных
формаций. В кн. Геологические формации (материалы к совещанию).– Л.:
ВСЕГЕИ, 1968.–С.13–16.
9. Круть И.В. К состоянию учения о геологических формациях // Изв.
АН СССР. Серия геол. – № 9.– 1968. – С.98–113.
10. Мазарович О.А. Геотектонические условия формирования моласс // Геотектоника.– 1972.– № 1.– C.29–44.
11. Материалы Новосибирской конференции по учению о геологических
формациях.– Том.1.– Новосибирск: Изд-во ЗСФ АН СССР, I955.– 226 с.
12. Милановский Е.Е. Геология СССР. Часть 1. – М.: Изд-во МГУ, 1987. –
415 с.
13. Немцович В.М. Опыт классификации формаций при региональных геологических исследованиях // Советская геология. – 1988.– № 2. – С. 71–79.
14. Попов В.И., Запрометов В.Ю. Генетическое учение о геологических формациях. – М.: Недра, 1985.– 458 с.
15. Тихомиров И.Н. Об унификации подходов к выделению и систематики
геологических формаций. В кн. Геологические формации и закономерности
размещения полезных ископаемых. – М.: Недра, 1990.– С.86–89.
16. Хаин В.Е. Учение о формациях на современном этапе // Изв. АН СССР.
Сер. геол.,–1980. –№ 11. – С.5–18.
17. Херасков Н.П. Геологические формации (опыт определения) // Бюлл.
МОИП. Отдел.геол. вып.5.– 1952. – C.31–52.
18. Цейслер В.М. Геологические формации. Вопросы выделения и тектонического анализа (материалы к совещанию). – М.: Наука, 1979.– 80с.
19. Цейслер В.М. Анализ геологических формаций.– М.: Недра,1992.– 138 с.
20. Шатский Н.С. Геологические формации и осадочные полезные ископаемые. Избранные труды. Т.З. – М.: Наука, 1965. – 348 с.
21. Шванов В.Н. Опыт классификации осадочных формаций по вещественным (литогическим) признакам // Вестник ЛГУ. Геология и география. –
№ 24. – вып.4.– 1982.– С.43–52.
22. Янов Э.Н. Осадочные формации подвижных областей СССР. – Л.: Недра,
1983. – 236 с.