Геологічні формації
Геологічні формації це угрупування геологічних тіл (верств тощо), які поєднані в парагенетичному, генетичному, стратиграфічному або будь-якому відношенні. Серед формацій розрізняють літологічні, петрографічні, осадочні, вулканогенні, магматогенні, рудні, рудоносні тощо.
Формації тлумачать різним чином. Найбільш прийнятне визначення дане Шатським, в основу якого покладене уявлення про парагенезис гірських порід, як про їх сумісне знаходження.
Формації це природні комплекси, угрупування або асоціації гірських порід, окремі частини яких тісно парагенетично пов’язані одна з іншою як у просторовому відношенні (фаціальні зміни і таке інше) так і в віковому (перешарування, послідовність).
Шатський писав, якщо мінерали-парагенезиси елементів, гірські породи – парагенезис мінералів, геологічні формації – парагенезиси гірських порід (1965). Формації – є природно-історичні тіла, такі самі як гірські породи мінерали, грунт, які можливо науково описати й вивчити геологічними методами, перш за все засобами картування.
Види формацій (формації абстрактні) виділяють на основі конкретних формацій. А останні є певними угрупуваннями гірських порід, що мають сталі або близькі асоціації в різних геологічних системах. Але завжди в одноманітних тектонічних умовах (Шатський). Формації можуть змінювати одна одну по горизонталі й вертикалі або різко, або поступово. Деякі формації утворюють формаційні ряди.
Серед визначень формацій, які дані прихильниками їх генетичного розуміння найбільше прихильників мають такі:
Білоусов визначає формації як комплекс фацій осадочних товщ, які відповідають певній геотектонічній зоні.
Страхів, розуміючи парагенезис як спільне походження, виділяє формації як комплекс осадочних порід, парагенетично пов’язаних одна з іншою й, в наслідок цього зустрічаються в подібному складі в різних геологічних епохах.
Визначенні В.Ю.Хаїна дуже просте (1964). Він літологічними формаціями називає закономірне поєднання парагенетично пов’язаних літофацій.
Тобто, формації – це закономірне та природне поєднання (парагенезис, комплекс, асоціація) певного набору гірських порід – осадочних, вулканогенних, інтрузивних, що утворюються на певних стадіях в основних структурних зонах земної кори.
Ряди фацій та формацій.
Подібно до того як фації замінюють одна одну, формації також змінюються іншими при зміні тектонічного режиму, клімату на широких територіях.
1)Геосинклінальні системи завжди несиметричні – формації в них мають також несиметричне поширення.
2)Геосинклінальні системи можуть утворювати подвійні дуги.
3)Внутрішня дуга завжди є зоною більш древніх складок й більш давніх піднять. Ще більш молода міогеосинклінальна зона, яка знаходиться між дугами… Найбільш молодою є складчастість на периферії зовнішньої дуги.
4)Центри вулканічних вивержень приурочені до внутрішньої дуги.
5)Склад геосинклінальної формації залежить від відстані між дугами.
6)Периферією зовнішньої дуги формується міогеосинклінальна зона. Яка перетворюється на крайовий (передовий) прогин, який заповнюється переважно лагунно-континентальними, але не типово морськими відкладами.
7)Джерелом осадків тут є внутрішні масиви, вулкани тощо.
8)Класифікація формацій відбувається за тектонічною та кліматичною основами:
I. Геосинклінальна група формацій – морські осадочні та вулканогенні.
А.Евгеосинклінальні – прогинах між найближчими дугами.
Б.Міоевгеосинклінальні поширені в прогинах між віддаленими дугами.
В.Міогеосинклінальні складені осадочними породами є переважно:
а) зовнішні тобто з зовнішнього боку дуг та б)внутрішні – утворюються з внутрішнього боку дуг
Г.Евгеосинклінальні формації, що утворюються з зовнішнього боку дуг в зоні “дочірніх” розломів.
II. Перехідна група формацій – утворена підчас загального підйому гірських порід, тому вони складаються головним чином континентальними та лагунними відкладами.
А.Група формацій, що утворились в епоху загального підняття геосинклінальних систем: а) зовнішніх прогинів (зовнішній бік дуг), б) тилових прогинів, що утворились з внутрішнього боку дуг.
Б.Формації, що утворилися біля підніжжя глибових гір, що піднімаються: а) формації міжгірних депресій, б) формації периферії глибових гір.
III. Платформна група формацій.
А. Формації, що примикають до діючих геосинклінальних систем (Г.С.)
Б. Формації, що дотичні до нещодавно припинивши активність Г.С.
В. Формації стабільних ділянок платформ.
Г.С. мало залежні від клімату.
Перехідні формації утворюються за режиму опускання, що компенсується осадконакопичення, мілке море, рівнинні ділянки суші. Їх склад залежить від характеру піднять. Суттєві ознаки – значна потужність, поширення серед них піщано-глинистих відкладів, мала кількість або відсутність вулканогенних товщ. Типові: моласові, вугленосні, соленосні та інші відклади, що суттєво відмінні від платформних та геосинклінальних.
Платформні формації
Просторове поширення платформних формації залежить від тектонічного режиму платформ, дотичних геосинкліналей та клімату. На платформах на початку великих циклів – відкладались теригенні, в середині – карбонатні, при кінці – теригенні.
До цього типу відносять автохтонні та алохтонні – групи формацій, що утворились в умовах слабко диференційованих тектонічних рухів з малими швидкостями й відносно невеликими амплітудами. Поширені в межах древніх та молодих платформ, а також в окремих ділянках геосинкліналей та складчастих областей, виникає в моменти тимчасової стабілізації останніх за рахунок зносу уламкового матеріалу з платформ. Звичайно характеризуються невеликими потужностями й витриманістю на значних площах.
Магматичні платформні формації: трапова, трахибазальтова, лужних базальтоідів, кімберлітова – відносно мало поширені, більш типові осадочні платформні формації: кварцова, опокова, вугленосно-бокситово-залізиста, галогенна.
Взагалі для уламкових відкладів платформ характерна перевага моно мінеральних кварцових та олігоміктових порід, широкий розвиток продуктів (кір) вивітрювання. На їх утворення дуже впливає клімат.
Вони поділяються на автохтонні та алохтонні.
Автохтонні утворені хемогенними, органогенними й уламковими породами, що виникли за рахунок вивітрювання й перемивання гірських порід окремих ділянок платформ, які тим або іншим чином біли підняті вище рівня моря (або місцевого базису денудації).
Представлені переважно карбонатними й галогенними породами, кварцовими пісками (пісковиками), глинами тощо. В крайових частинах платформ заміщуються алохтонними.
Алохтонні утворюються в результаті руйнування окраїнних гірських споруд, що оточують платформи. Представлені звичайно пісковиками з пачками конгломератів та гравелітів, алевролітами, аргілітами, глинами тощо.
На ділянках віддалених від зовнішніх джерел зносу заміщуються автохтонними формаціями.
Авлакогенні формації виокремлюються у вендських та кембрійських відкладах Єнісейської гілки байкалід та на Східноєвропейській платформі.
Складені червоноколірними алевролітами, пісковиками й конгломератами, в чергуванні яких помітна флішоїдна ритмічність. Вони асиметричні, як на площі, так й в розрізі.
З розмивом й структурними неузгодженнями перекривають комплекси, що їх підстеляють. Місцевим розмивом відокремлені від перекриваючих відкладів. Потужність сотні й тисячі м. Утворюються в умовах заповнення вузьких прогинів авлакогенного типу на платформах (вендський комплекс Волино-Подольської плити, поліська серія Прип’ятського прогину тощо. Та в геосинкліналях після фази, яка передує пенепленизації.
Просторове поширення платформних формації залежить від тектонічного режиму платформ, дотичних геосинкліналей та клімату. На платформах на початку великих циклів – відкладались теригенні, в середині – карбонатні, при кінці – теригенні.
Вугленосно-боксито-залізисті формації мають континентальний або паралічний генезис. Належать до групи платформних, складаються мало потужними піщано-глинистими породами з бокситами, залізними рудами, бурим вугіллям, вогнетривкими глинами.
До їх складу входять озерні, болотні, алювіальні, лагунні та прибережно морські відклади. Утворювались за геократичних епох в переважно континентальних умовах на рівнинного рельєфу за вологого жаркого клімату. Приклади: Нижній карбон Підмосковної котловини, Юра Східного та Південного Уралу, Казахстану.
Такі формації залягають на розмитій поверхні відкладів, що підстеляють.
Характер похованого рельєфу цих відкладів впливає на поширення окремих типів відкладів: Вогнетривкі глини в озерних депресіях, боксити тяжіють до долиноподібних понижень, або як і залізні руди, до краєвид частин озерних депресій. Поклади бурого вугілля, бокситів, бурих залізняків. Вогнетривких глин зустрічаються разом і окремо. В останньому випадку говорять про вугленосні, бокситові та інші платформні субформації.
Вугленосні субформації формації (за іншими джерелами). Це зонально побудовані геологічні тіла певної потужності й простягання, складені парагенетично пов’язаними поліфаціальними комплексами вугленосних порід (ритмами або циклами осадконагромадження різних порядків).
Їх розрізняють за комплексом ознак:
1) потужність; 2) характер переходу від відкладів, що підстеляють; 3) ландшафтно-фаціальні умови осадконакопичення та утворення вугілля; 4) якісна та кількісна характеристика вугленосності; 5) метаморфізм вугілля та епігенез порід, що їх вміщують; 6) умови залягання (тектоніка); 7) прояви та характер магматизму; 
руйнування вугленосної формації й сучасні контури вугленосних площ.
Вони мають більш-менш чітку зональну будову, що визначається типом хвильових прогинів, в яких утворюються та змінюються. За типами прогинів виділяють три головні групи вугленосних формацій: геосинклінальні, проміжні, платформні, в яких виокремлюють типи, підтипи, види. Утворюються за обов’язкового гумідного або семігумідного клімату в умовах різноманітного геотектонічного режиму (у різних типах хвильових прогинів).
Найбільш сприятливі для вуглеутворення фаціальні обстановки є лагунні, озерно-болотні та річкові.
Вугленосна субформація Нижнього карбону Підмосковної котловини – малопотужна піщано-глиниста товща, що включає кілька прослоїв бурого вугілля. Склад різноманітні континентальні та морські відклади: прибережно-морські піски, алеврити, лагунні глини з сидеритами, алювіальні піски, озерні та болотні вогнетривкі глини, озерно-болотні, лагунні й прибережно-морські вуглі й інші типи відкладів.
У південно-західному крилі Московської синеклізи присутні також вогнетривкі глини в пониженнях рельєфу у вигляді лінз; часто з прошарками вугілля. В інших районах без вугілля, відкладалися після перерви… Іноді потужність досягає 10-20 м, площа до кількох км 2.
Це переважно древні озерні чи болотні відклади.
Інший комплекс це континентальні бокситові субформації, на відміну від геосинклінальних вони більш різноманітні за фаціальним складом, підстелені не вапняками, а піщано-глинистими породами, а перекриваються не морськими, а континентальними прісноводними товщами, які вище можуть змінюватися морськими. Вони відкладались у лиманоподібних затоках.
До цієї субформації належать латерити тропічних країн, латеритні та осадочні боксити КМА, півдня України, осадочні бокситоносні відклади Тихвінського, Північноонезького та Тіманського районів. Осадочні боксити переважно червоні бобово уламкові, гіббсітові, залягають в основі або серед червоноколірних товщ каолінітового складу, часто в карстових депресіях. Фаціально переходять в сірі вогнетривкі глини, іноді вугленосні.
Юрська піщано-глиниста товща Уралу, Казахстану. Тут вони разом з бурими залізняками, вогнетривкими глинами, а іноді з вугіллям. Топотип формації це середній девон на Північному Уралі, де боксити залягають в основі формації й часто всередині її. Умови.
Рівнинний рельєф, кори вивітрювання, що сприяє глибокому розкладу латеритного типу, боксити утворені нормально осадочним шляхом без значної кількості уламкового матеріалу. Певно, при відповідних кліматичних умовах. Латерит-боксити на підвищеннях. Перенесені в западинах (карст, озера, верхів’я річок, прибережні ділянки моря, межуючи з суходолом, що мав рівнинний рельєф; заболочування місцевості (тоді боксити мають сульфіди та карбонати заліза й фаціально заміщені вугленосними товщами.
Тому важливо виявити особливості древнього рельєфу – це критерій пошуків. Наступна трансгресія ховала поклади від розмиву. Взагалі це субформація основи великих комплексів осадочних відкладів. Перекривається кварцово-піщаними відкладами.
Оолітові залізорудні субформації являються другим за значенням джерелом заліза. Це товщі всього кілька десятків метрів, де вміщуючи залізо пласти (до кілька м) залягають серед піщано-глинистих, зрідка карбонатних порід. Відомі чотири типа: А. – Керченська пліоценова утворилася в низці похилих мульд з кутами нахилу схилів 3-5 о. Б. – Лотаринзького типу (верхня юра) пласти до 4-5 м, загально потужність 45 м.
Утворилися периферією давнього масиву Арденських гір та Центрально-Французького плато в зоні варисційської (герцинської) складчастості. Найбільш якісні руди залягають в глибоких частинах мульд, де не мають домішок теригенного матеріалу. В.- Лейяс Англії – аргіліти з кількома рудними пластами. Г. – Клінтонські залізні руди Апалачів та Ньюфаундленду. Всі мілководні, за літологічними ознаками (тріщини висихання, хвилеприбійні знаки, коса шаруватість, гальки, ооліти, внутрішньо пластові розмиви. Утворюються в зоні піщано-глинистих та черепашкових осадків.
Вапнякові формації дуже поширені серед платформ. Представлені переважно чистими або доломітизованими вапняками. Типові доломітові товщі на платформах звичайно обмежені. Часто мають пачки глин, незначної потужності або містять домішки глинистих частинок, можуть містити кременисті конкреції.
Переважають ясно-сірі, ясно-жовті, зелено-сірі, рідше – чорні та бурі кольори. Зернистість різна. Від дрібних до великих зерен. Мають пласти відносно малі потужності, але витримані, зустрічаються біогерми та біостроми. Карбонатні формації приурочені до середньої частини великих ритмів. Поєднані з кварц-піщаними або глинистими товщами.
В крайових ділянках областей поширення карбонатних формацій в них іноді є поклади вугілля або горючих сланців. Нижній ордовік Прибалтики) кукерсити – залягають у вапняках, чергуються з вапняками. Домінік Західного Передуралля. Горючі сланці відомі також у глинистих формаціях.
Деякі горизонти платформних чорних сланців збагачені ураном. Вони залягають серед теригенних або карбонатних порід й нерідко, пов’язані просторово з горизонтами фосфоритоносних порід.
Серед типово платформних формацій кварц-піщані формації дуже поширені. Піщані товщі можуть входити до складу відкладів інших типів. Для них характерний одноманітний мінеральний склад, переважає кварц, польові шпати рідкі до 5%. Важких мінералів соті й тисячні долі процента. Переважають найбільш стійкі проти вивітрювання мінерали. Кварцові піски з вмістом до 99% можуть бути сировиною при виробництві скла.
Характерна риса – одноманітність – вони переважно білого кольору (іноді жовті, рожеві) у глауконітових пісків зелений колір. Характерна слабка цементація, можуть містити лінзи й шари кварцитів, глин, іноді каолінітові або близькі до них. Їх потужність до кількох десятків м.
Поширені на платформах, залягають периферією областей зносу, що зазнають повільного підняття.
Нижній кембрій та нижній карбон Ленінградської області, мезозойські та кайнозойські товщі Східноєвропейської платформи, валанжин Московської синеклізи, канівська та полтавська серії ДДЗ тощо.
Заміщуються іншими формаціями – вугленосно-боксито-залізистими, або червоноколірними відкладами. Іноді переходять в карбонатні без проміжної товщі глин. Мають морський приурочені до узбереж, річковий та еоловий генезис.
В геосинкліналях утворюються лише за періодів стабілізації рухів земної кори: кизелівська товща Уралу, чокрак та караган Кавказу мають потужності 100-150 м й більші.
Глауконіт-фосфоритова субформація.
Глауконіт-фосфоритові відклади зустрічаються досить часто в розрізах платформних областей. Вони являють значний практичний інтерес в зв’язку з родовищами фосфоритів до них приурочених. За даними Казакова формування платформних фосфоритів пов’язане з трансгресіями. Тому глауконіт-фосфоритова субформація починається звичайно з базального конгломерату (гальки більш давніх фосфоритів, кременів, пісковиків, вапняків, кристалічних порід до 0,5 м.
Вище залягають кварц-глауконітові піски з дрібними зернами й конкреціями фосфоритів або піщані глини до кількох м потужності. В деяких випадках піщано-глинисті осадки виклинюються, тоді вище лежачий шар фосфоритів майже зливається з базальним конгломератом. Головний фосфоритовий шар складають жовна фосфоритів уособлені, або злиті в єдине ціле, тоді утворюється фосфоритова плита.
Вище й нижче плити фосфорити розубожуються. Ще вище залягають глауконіт-піщані та карбонатні відклади. Така чотиричленна будова характерна для багатьох проявів глауконіт-фосфоритової субформації. Ступінь збагачення фосфоритами визначається близькістю до берега й характером порід, що підстеляють. Приклади: сеноманська фосфоритова субформація Поділля, хоперські (маастрихт) мають промислове значення лише там, де під ними карбонатні породи. в інших місцях пласт виклинюється. Платформні фосфорити пов’язані з тектонічними депресіями: Московська синекліза, ВПП, ДДЗ, Тургайський прогин, Лено-Вілюйська депресія.
Трансгресії та відносно повільне накопичення головні передумови їх утворення.
Галогенні формації – відносять до групи арідних, в складі яких беруть участь галогенні породи; це відклади різних типів соленосних водойм: лагунні, затокові, краєвид зон не платформних морів, внутрішньо континентальні солеродні басейни типу кунгурського та цехштейнового морів. В галогенних формаціях присутні, або лише гіпси (та ангідрити) в поєднанні з доломітами й теригенними породами, або гіпси та галіти й калійно-магнезіальні породи у поєднанні з перерахованими додатковими породами. У першому випадку формації називають сульфатними, в другому – галітовими; в третьому – калійними.
Калійні формації виникають за цілком розвинутого галогенезу, галітові та сульфатні – за його неповного розвитку. Вони зберігаються у перехідних областях за умов накопичення та захоронення, що запобігає розмиву.
Характерна тонка шаруватість солі – вважається сезонною ознакою (до 3-6 мм, см?). В цехштейні Німеччини нараховують до 500 років. Час утворення калійних солей Зальцбургу – 200 років; кейпер в Англії – 20000 років. Отже накопичення солі відбувається доволі швидко. Помічено, що положення арідної зони в мезозої та кайнозої подібне до сучасного, а палеозої солеродні басейни витягнуті майже в меридіональному напрямку. Приклади: Перм Західного Уралу; кембрій Сибіру, Північної Америки; неоген Передкарпаття тощо.
Гіпсово-доломітова субформація (належить карбонатній формації) поширена на платформах й дотичних до них перехідних областях. Фаціально вона змінюється соленосною та червоноколірною. В осадових комплексах бувають поширені доломіти, прошарки, лінзи та гнізда гіпсу, й ангідриту, який утворюється за рахунок перетворення. Крім доломіту та гіпсу присутні мергелі, глини, зазвичай більш або менш доломітизовані.
Подібні відклади відомі на кількох стратиграфічних рівнях (горизонтах) Східноєвропейської платформи. Теодорович описав їх з верхніх самарських та артинських відкладів Поволжя.
На схід вони заміщені морськими карбонатними відкладами. Характер доломітів дуже різноманітний: дрібнозернисті, кавернозні та дрібно уламкові доломити. В інших районах – оолітові та брекчієвидні, часто з гіпсом та ангідритом.
Утворювались за епох загального підняття у відокремлених від моря лагунах та великих лагунних басейнах за жаркого клімату.
Рифова субформація. Карбонатна формація взагалі покажчик певних фізико-географічних, а часто і тектонічних умов утворення осадків. З цієї точки зору особливо важливі рифові товщі, складені коралами, строматопоратами, моховатками, водоростями тощо.
Рифові ознаки: первинний скельний стан під час відкладення осадків, значна складність його рельєфу, явища приростання, сліди обточування водою. Необхідно довести, що це була досить велика “позитивна” форма рельєфу дна. Рифову екосистему в кембрії складають археоціати. Найбільш характерні рифи для геосинклінальних епох накопичення карбонатних осадків в умовах теплого клімату.
Часто їх знаходять серед вулканогенних товщ. В перехідних зонах пов’язані з тимчасовим призупиненням коливальних рухів, або їх диференціацією, яка достатня для утворення рифів за межами глибин. До них приурочені родовища нафти і газу, які найбільш вивчені. Відомі й серед платформних областей, де не мають великої потужності (до 50-60 м в силурі Волині за моїми спостереженнями). Довжина рифового пасма від кількох десятків до тисяч кілометрів. Потужність до 600-800 м ( Туві). Вивчення рифів важливе для розуміння особливостей тектонічного режиму районів їх утворення, в іноді для пошуків нафтових родовищ, які пов’язані з пористими та кавернозними породами рифів. Треба згадати також боксити…
Червоноколірні формації – це різнорідна група формацій, яка включає частину моласоідних та моласових формацій, червоноколірні піщано-алевритові формації межгірних западин, алохтонні червоноколірні формації платформ тощо. В складі формацій відомі відклади різних німій (комплекс сервій, сервія – комплекс фацій, що переходять одна в іншу, котрі пов’язані географічними явищами, областями) – шельфів, прибережних рівнин, лагун, дельт, пустель тощо, а також їх різноманітних сервій та фацій.
Найбільш поширені червоноколірні формації:
передгірні, міжгірні, та прибережних рівнин. Необхідною умовою утворення червоноколірної формації є мала кількість органічної речовини, що похована в осадках (при вмісті С орг. в гірській породі 0,1% та менше; відношення Fe+3 до Fe+2 > 3, це викликає червоне забарвлення. Більшість таких формацій (з підвищеною карбонатністю) утворилась за арідного клімату, але зі значними сезонними зволоженнями. Без карбонатні – утворились в умовах гумідного клімату.
Червоноколірні міжгірні формації – складаються глинистими та алевролітовими пісковиками, нерідко гравелітами й конгломератами, іноді з домішками карбонатів. Потужності сотні й тисячі метрів. Чергуються у формаційному ряду з сіроколірними, в тому числі карбонатними. Утворюються в міжгірних западинах звичайно за перехідного етапу.
Червоноколірні передгірні формації складені переважно червоноколірними глинистими, алевролітовими й піщаними породами (рідко конгломератами!), в тому чи іншому ступені вапняковистими й доломітистими, нерідко з прошарками мергелів, вапняків, доломітів, гіпсів та ангідритів, звичайно не утворюють виражених ритмів. Потужність сотні м.
Утворюються в приморських алювіальних умовах за періодів піднять в областях зносу в перехідний етап переважно або в регресивну та емерсивну стадії геократичних етапів або циклів.
Передгірні червоноколірні формації регресивної стадії звичайно карбонатні. Передгірні червоноколірні формації емерсивної стадії звичайно не містять карбонатних порід.
Моласові формації (формації внутрішніх молас) поширені в каледонідах Північної Америки в Ньюфаундленді. Вони часто вугленосні, буває містять лави. Порушують звичайну послідовність формацій у формаційних рядах геосинкліналей, утворюючись задовго до кінця геосинклінального періоду розвитку області епіконтинентального орогенезу. Розрізняють окраїнні та серед континентальні моласи. Вони пов’язані з руйнуванням гір. Середконтинентальні моласи слід називати моласоідними формаціями.
Манганоносна формація перехідних областей виділена в палеогенових відкладах південного схилу Українського щита, поширена на Кавказі та Північному Уралі, в Мангишлаку та силурійських товщах Арабо-Нубійського масиву.
В нижній частині формації залягають ортокварцитові та кварцові піски з домішками глауконіту, потужність від кількох до 50 см.
Вище, іноді з розмивом, іде рудна складова формації – оксидні, змішані та карбонатні манганові руди ооліто-пізолітові, жовново-конкреційні, грудкуватої та лінзоподібної текстур. Руди містяться в піщано-глинистій або кременистій масі. Середня потужність рудної частини розрізу 2-5 м, досягала 15-20 м..
Верхній член формації – глини, збагачені кременистим матеріалом та глауконітом. Загальна потужність кіль десятків м. Залягає з перервою на тих, що залягають нижче утвореннях й перекривається глинисто-алевролітовими й глауконіто-кременистими відкладами, які заміщують формацію за межами її поширення. В напрямку області зносу формацію заміщує теригенна, іноді вугленосна, континентальна товща.
Утворюється в гумідній та арідній кліматичних зонах в ході інтенсивного вивітрювання гірських порід, звичайно основного складу, накопичення продуктів кори вивітрювання, переносу й акумуляції рудного компоненту в прибережних ділянках морського басейну або лагун.
Формації нафтоматеринські – вапняково-глинисто-бітумінозні – складені тонкошаруватими чорними бітумінозними вапняками, мергелями, глинистими породами, горючими сланцями, зрідка пісковиками й пластами кременів. Потужність від 5-20 до 100 м.. Звичайно промислово-нафтоносні та (або) нафтоматеринські. Представлені морськими й лагунними фаціями. Приурочені до крайових прогинів й дотичних до них ділянок платформ.
Пов’язані парагенетично з паралічними вугленосними формаціями. Розвинуті у відкладах середнього палеозою Передуралля й інших регіонів. До нафтоматеринських формацій можуть бути віднесені більшість осадочних формацій субаквального генезису, тому що при досягненні певної стадії катагенезу вони можуть стати нафтоматеринськими. Це пояснюють тим, що багато осадочних порід містять органічну речовину, а в її складі бітумінозні компоненти та краплі нафти, що є материнською речовиною для нафти.
Головні типи геосинклінальних формацій
Глинисто-сланцеві – потужні значно метаморфізовані глинисті товщі мають назву – аспідні сланці. Вони представлені пісковиками, флішем, моласами, грауваками. Глинисті сланці мають чорний або темно-сірий колір, коли вони збагачені органічною речовиною, але часті зеленкуваті – збагачені вулканічними складовими. Приклади: силур України та Середньої Азії, де чергуються з кременистими сланцями, аргілітами й туфами. (Алайський хребет – 2000 м).
Юра Головного Кавказького хребта – щільні глинисті та аспідні сланці. В типових геосинклінальних глинисто-сланцевих (аспідних) формаціях, особливо тих, що містять піщані прошарки, часто помітна ритмічність флішового типу, присутні прошарки граувак та лінзи конгломератів.
Такі товщі В.Білоусов називає флішоідними. Заміщуються кременисто-вулканогенними та карбонатними (вапняковими) товщами. В деяких випадках формація може межувати з флішоідними відкладами. Ці формації бідні на корисні копалини. Коли є пласти вугілля, вони швидко виклинюються, мають складну будову, промислового значення не мають.
Сидеритові руди. Утворення глинисто-сланцевої формації збігається з фазою опускання, відклади переважно морські утворюються на малих та великих глибинах. Чорний колір завдяки С орг. Утворенню глинистих товщ сприяла розвинута річкова система.
Флішові формації – виникають у середніх та зовнішніх прогинах геосинкліналей на останньому етапі їх розвитку, коли утворюються глибокі прогини й відносно вузькі підняття (кордильєри). Найбільш примітна риса формації є ритмічна шаруватість, яка викликана періодично виникаючими суспензійними потоками.
Флішова формація або типовий фліш, звичайно супроводжується іншими формаціями флішового ряду. В бік кордильєри (або двох, коли вони обмежують флішовий трог) типовий фліш, в якому зернисті породи (фанеромери) складають не більше 2/3 загальної потужності, переходить у грубий фліш, а останній може заміщуватися диким флішем, що містить горизонти й включення гірських порід, якими складені кордильєри.
Іноді це брили підводного осування й обвальні утворення. За достатньої ширини флішового басейну, або відсутності іншої кордильєри – типовий фліш переходить в субфліш, в якому фанеромерних порід кілька відсотків від загальної потужності відкладів.
Кременисто-залізисті субформації. Приклад криворізька серія, яка поділена Я.М.Белевцевим на три світи – аркозові-філітову з базальними конгломератами (до 20-25 см в перетині).
Вище чергування пісковиків та конгломератів; друга “світа” (залізорудна) починається тальк-піщаними сланцями, збагаченими грубоуламковими породами. Далі кварцово-силікатні, залізо силікатні сланці, кременисто-залізисті породи (джеспіліти). Характерна тонка шаруватість та ритмічність (7 ритмів) відсутність грубого уламкового матеріалу.
Потужність шарів міняється але горизонти простежені на 30-40 км без суттєвих змін. Третя “світа” серії починається конгломератами, вище яких пісковики, метапіщано-глинисті сланці, вапняки й доломіти.
Накопиченню заліза сприяли кременисті мули з домішками гідроксидів заліза. За М.П.Семененком їх накопичення пов’язане з вулканічними водами. Інші дослідники підкреслюють роль залізобактерій. Аналоги криворізьких руд є в Південній Африці. Індії, Канаді. AR, PR, Cm Східної Азії.
Другий приклад, залізні руди Малого Хінгану. Смугасті породи чергування гематиту, магнетиту та кремнезему різної товщини. Рудний горизонт у вигляді пласту в потужній карбонатній товщі.
Осадочно-ефузивні залізорудні субформації.
Характеризуються зв’язком з ефузивними товщами. Рудні тіла цієї субформації або всередині ефузивних товщ, або близько до неї, поширені у вигляді серій лінз від 100 до 1000 м довжиною при потужності до десятків метрів.
Приклади: гематити Рейнських сланцевих гір, тісно пов’язані стратиграфічно з ефузивними породами середнього девону.
Кременисто-манганові субформації. В кременисто-вулканогенних формаціях іноді помітні накопичення руд Mn, разом з яшмовими та вулканогенними товщами. Цей тип манганових субформацій істотно відмінний від Mn формацій перехідних областей. Приклад: Кременисто-манганова субформація девону південного Уралу. За Херасковим вони містяться в силурійсько-девонській товщі, залягаючи на чотирьох рівнях.
Від товщі, в якій вони містяться, відрізняються поширенням яшм, яшмоподібних туфітів та кременистих сланців. Вони чергуються та фаціально заміщені глинистими та більш грубозернистими туфітами. Спорадично зустрічаються лінзи вапняків. Ефузиви та типові туфи поширені в суміжних частинах розрізу, зрідка в рудоносних товщах.
Потужність пластів різноманітна: тонкі серед яшм, великі потужності серед туфітів. Мінеральний склад руд різноманітний: браунітові серед червоних яшм та яшмоподібних туфітів, карбонатно-силікатні руди серед сірих та зеленкуватих туфітових пластів.
Браунітові окремо від заліза; закисні карбонатні руди мангану місцями включають значну кількість сполук заліза (залізо-манганові руди). Глибина басейну визначається за близькістю черепашкових та рифових вапняків. В самих яшмах є рештки донних організмів. Басейн мав розчленований рельєф, на що вказує швидка зміна типу руд (100-300 м). В Чіатурі це заміщення кілька км. Утворення родовищ їх джерело пов’язують з вивітрюванням й зносом у депресії. До кременисто-манганової субформації належать родовища, в чорних аргілітах (Китай).
Карбонатна (вапнякова) геосинклінальна формація.
Складається головним чином пелітоморфними, або органогенно-уламковими (на підняттях) вапняками з морською, звичайно донною фауною, доломітистими вапняками, іноді доломітами (переважно в палеозойських відкладах), мергелями, з якими сумісні глини, алевроліти, силіцити, пластові фосфорити, горючі сланці. Характерні кременеві конкреції. Нашарування правильне, витриманий фаціальний склад. Потужності – сотні – тисячі м. Поширена в міогеосинкліналях й передових прогинах, в межах яких в умовах гумідного клімату утворюються субформація бітумінозних вапняків, а за аридного клімату – субформація бар’єрних рифів. Розрізняють також субформацію масивних вапняків, шаруватих вапняків, карбонатно-теригенну.
Типові приклади: кембрій Уралу, девон Південного Тянь-Шаню; верхня юра Кавказу, Криму.
Субформація рифогенних вапняків (рифова) описана Штейном, 1955) в силурі та девоні східного схилу Північного та частково Середнього Уралу. Складається вапняками двох типів. Перший власно рифогенні утворення: масивні ясно-сірі, часто рожеві вапняки монолітної структури з характерною брекчієвидною текстурою. Фауна надзвичайно багата й різноманітна.
Вапняки другого типу подібні до відкладів лагун сучасних коралових рифів – темні верствуваті, іноді глинисті, звичайно тонкозернисті з менш різноманітною фауною. Смуга поширення формації обмежена на заході та сході зонами розвитку вулканогенних товщ, вікові границі формації зміщені в різних розрізах. Тіло формації має в перетині грибоподібну форму. Потужність десятки – сотні м. Поширена у відкладах різного віку, як у геосинкліналях так й на платформах. Залягає переважно вздовж границь різних структурно-формаціних зон.
Субформація пластових фосфоритів.
В деяких геосинклінальних системах знайдено промислові поклади пластових фосфоритів, що утворюють комплекс фацій переважно серед карбонатних та кременистих порід. Запаси геосинклінальних родовищ складають біля ¾ світових запасів фосфоритів. Утворюються за умов розчинення органічних речовин в умовах надлишку CO2, який в глибоких холодних водах сприяє розчиненню значної кількості фосфатів (зона апвелінгу), деяка кількість фосфатів випадає в осадок. Найбільша інтенсивність на глибинах 50-80 м. В платформних морях зона має ширину до 1000 км. В геосинклінальних морях схил більш крутий й зона конкрецій фосфатів вужча – фосфати кращої якості. Посушливий клімат сприяв малій кількості теригенних осадків.
Окраїнами суші розвинуті червоноколірні породи. Доведеним вважається існування холодних течій. Приклади: палеоген та крейда Північно-Західної Африки; перм Скелястих гір Північної Америки (1500 км в Канаді – в кварцитах, в США – в аргілітах та кременистих сланцях, далі на південь у вапняках); кембрій Кара-Тау та Східних Саянів, де фосфорити поширені у смузі в кілька десятків кілометрів за потужності 2,5-3м. Серед карбонатних та кременистих порід.
Бокситова геосинклінальна субформація є частиною карбонатної формації – бокситові та бокситоносні відклади геосинклінальних областей, що містять боксити. Топотип на Уралі. В геосинклінальних областях поширені три типи бокситових родовищ (як на платформах): латеритний, осадовий на силікатних породах та карстовий, який явно переважає.
Бокситова геосинклінальна субформація залягає в нижній частині та в середині формації мілководних вапняків: приурочені до горизонтів перерв в накопиченні осадків, до середини та зрідка до кінцевих етапів історії розвитку геосинклінальних областей; поширені на площі від її центру до окраїн, в історії Землі від ріфею до антропогену. Боксити цієї субформації відкладались на суші частково в морі.
