Рухин Л.Б. Основы литологии. Учение об осадочных породах
Подождите немного. Документ загружается.
668
ОСАДОЧНЫЕ
ФОРМАЦИИ
ГЛАВА
ХУI
Г
ЛАВНЫЕ
ТИПЫ
ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫХ
ФОРМАЦИй
§
81.
Глинисто-сланцевые
формации
Для
многих
геосинклиналей
типичны
мощные
и
сравнительно
одно
родные
значительно
метаморфизованные
глинистые
толщи.
Подобны~
формации
иногда
называют
аспидными.
Однако
это
название
не
харак
теризует
первоначальный
состав
осадочных
пород,
типичных
для
дан
ных
формаций.
*
Кроме
преобладающих
глинистых
пород,
в
разрезе
рассматриваемых
формаций
в
виде
обязательного
компонента
встречаются
слои
разнообраз
ных
по
составу
песчаников,
в
том
числе
граувакк.
Значительно
реже
наблюдаются
известняки.
Присутствуют
спилитовые
и
андезито-базаль~
товые
породы и ИХ
туфы,
которые,
однако, не
являются
обязательным
членом
данной
группы
формаций.
Мощность
глинисто-сланцевых
формаций
измеряется
сотнями,
а
в
ряде
случаев
и
тысячами
метров.
Глинистые
сланцы
обычно
окра
шены
в
черный
и
темно-серый
цвет,
особенно
в
тех
случаях,
когда
они
обогащены
органическим
веществом,
но
часто
встречаются
и
зеленовато
серые
разновидности,
более
богатые
туфогенным
материалом.
Примером
палеозойских
глинисто-сланцевых
формаций
являются
мощные
толщи
граптолитовых
сланцев,
широко
распространенные
среди
силурийских
отложений
Урала
и Средней
Азии.
Например,
в
Алайском
хребте
мощность
граПТОЛИТОВ!>IХ
сланцев
достигает
2000
оМ.
Граптолитовые
сланцы
представляют
собой
мик
росло
истые,
нередко
кремнистые
аргиллиты
и
характеризуются
обычно тонкой
слоистостью
(благодаря
чему
они
легко
раскалываются
на
тонкие
плитки),
малочис
ленностью
остатков
донных
организмов,
черным
цветом
и обилием
грап
толитов.
В
том
или
ином
количестве среди
типичных
граптолитовых
сланцев
присутствуют
и
менее
ясно
слоистые
разновидности
и
пласты
песчаников,
большей
частью
мелкозернистых.
Очень
часто
граптолитовые
сланцы
чередуются
с
кремнистыми
сланцами,
спилитами
и
туфами.
Примером
мезозойских
глинисто-сланцевых
формаций
являются
юр
ские
отложения
Главного
Кавказского
хребта.
Они
представлены
боль
шей
частью
плотными
глинистыми
и
аспидными
сланцами.
В
типичных
геосинклинальных
глинисто-сланцевых
(аспидных)
фор
мациях,
особенно
содержащих
значительное
количество
песчаных
про
слоев,
наблюдается
часто
ритмичность
флишевого
типа.
Поэтому
данные
толщи
В.
В.
Белоусов
называет
флишоидными.
В
флишоидных
толщах
особенно
часто
присутствуют
граувакки,
а
иногда
и
линзы
конгломе
ратов.
Глинисто-сланцевые
формации
часто
замещаются
кремнисто-вулкано
генными
и
карбонатными
(известняковыми)
толщами.
В
некоторых
слу-
•
Это
замечание
применимо
к
наименованию
других
формаций,
в
том
числе
такиХ,.
классических,
как
флиш
и
молассы.
Глинисто-сланцевыми
являются
различные,
по
времени
своего
возникновения,
формации.
Для
более
ранней
из
них,
характеризующей
длительный
начальный
период
развития
геосинклинали,
и
был
предложен
термин
«аспиднаю>
(Н.
Б.
Вассоевич,
Б.
М.
Келлер,
В.
Е.
Хаин)
.
Для
более
поздней,
связан
ной
уже
с
краевым
прогибом,
предложено
наим
е
нование
нижнемолассовая,
или
«шли
ровая».
Эти
названия
формаций,
хотя
и
условны,
но
гораздо удобнее
иных,
более
гро-
моздких.
Ред.
.
ГЛАВНЫЕ
ТИПЫ
ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫХ ФОРМАЦИЙ
669
чаях
глинисто-сланцевые
формации,
минуя
известняки,
непосредственно
сочетаются
с
флишевыми
отложениями.
Эти
формации
относительно
бедны
полезными
ископаемыми.
Иногда
содержат
в
себе
прослои
углей.
Однако
малая
мощность
пластов
углей,
быстрое
их
выклинивание
и
сложность
геологического
строения
обусловливают
отсутствие
в
них
крупных
про
мышленных
месторождений
углей.
Другим
видом
полезных
ископаемых,
наблюдающихся
в
глинисто
сланцевых
формациях,
являются
сидеритовые
руды.
Примером
служат
ааленские
глинисто-сланцевые
отложения
Кавказа,
в
которых
известны
маломощные
пласты
углей
и скопления
сидерита.
Физико-географические
условия
отложения
глинисто-сланцевых
ТОЛЩ,
формирующихся
на
начальной
стадии
прогибания
геосинклиналей,
были
в
общем
довольно
однообразными.
Подавляющее
большинство
их
представляет
собой
несомненно
морские
отложения,
возникающие,
од
нако,
на
неодинаковой
глубине
в
различных
участках
геосинклинали
Б
зависимости
от
характер
а
рельефа
морского
дна
и
прилежащих
участ
ков
суши.
В
некоторых
случаях
глинистые
сланцы,
в
особенности
их
раз
новидности,
лишенные
остатков
донных
организмов,
образовались
Б
условиях
сильно
расчлененного
рельефа
дна
на
весьма
значительных
глубинах.
В
других
случаях
примерно
такие
же
глинистые
породы
возни
кали
на
малой
глубине.
Черный
цвет
глинистых
сланцев
объясняется
<>билием
в
них
органического
вещества,
накоплению
которого
способ
ствовали
пышная
растительность
на
прилежащей
равнинной
суше
и
бы
строе
отложение
осадочного материала.
Образованию
глинистых
толщ,
несомненно,
благоприятствовало
также
наличие
развитой
речной
сети,
выносившей
В
прилежащие
водоемы
2начи
тельное
количество
мелкообломочного
материала.
§ 82.
Кремнисто-вулканогенные
формации
В
строении
многих
складчатых
гор,
в
особенности
·
палеозойских,
видную
роль
играют
кремнисто-вулканогенные
формации.
Эти
толщи
сложены
обычно
разнообразными
кремнистыми
сланцами,
яшмами
и
дру
гими
кремнистыми
породами,
ассоциирующимися
со
спилитовыми
и
ан
дезито-базальтовыми
эффузивными
породами
и
сопутствующими
им
туфами.
Эти
отложения,
например,
широко
распространены
на
Урале
в
силурийских
и
девонских
отложениях,
в
Мугоджарах,
в
Казахстане
и других
горных
областях.
Мощность
их
измеряется
сотнями;
метров,
достигая
в
некоторых
случаях
1000-1500
м.
ОНИ
часто
заключают
од
нородные
мощные
пачки
основных
эффузивов
(в
частности
шаровых
лав).
Эффузивы
нередко
переслаиваются
с
кремнистыми
сланцами.
Подобные
паЧIШ
переслаивания
достигают
иногда
100-150
м
мощности.
В
нижнепалеозойских
креМНИСТО-ВУЛI\аногенных
формациях
пач
«ам
грубослоистых
I\ремнистых
сланцев
и
яшм
подчинены
иногда
пла
с
ты
черных
ТОНI\ОСЛОИСТЫХ
глинистых
сланцев
с
граптолитами.
Состав
и
оБЛИI\
молодых
I\ремнистых
формаций,
есте«твенно,
не
СI\ОЛЬКО
иной.
Например,
одна
из
наиболее
молодых
I\ремнистых
форма
ций
-
МИОЦеновая
формация
Монтерей
в
Калифорнии
-
состоит
не
из
яшм,
а
преимущественно
из
диатомитов
и
I\ремнеЙ.
Она
битуминозна
и
является
нефтепроизводящеЙ.
В
ней
встречается
большое
I\оличество
про
слоев
ВУЛI\аничеСI\ИХ
туфов,
глинистых
сланцев
и,
реже,
песчаНИI\ОВ.
Для
самих
I\ремнистых
пород
характерна
очень
ТОНI\ая
слоистость
(до
0,1-0,2
ММ),
группирующаяся
в
ясно
выраженные
ритмы,
мощностью
670
ОСАДОЧНЫЕ-
ФОРМАЦИИ
в
несколько
сантиметров,
отчетливо
заметные
в
обнажении.
Часто
по
добные
ритмы
сложены
(
снизу
вверх)
прослоями
мелкозернистого
песча
ника
или
алевролита
и
слоями
диатомита.
Эти
мелкие
ритмы
в
количестве
20-50
группируются
в
более
крупные
комплексы.
К
молодым
разновидностям
К
'
ремнисто-вулканогенных
формаций
от
носится
данауская
толща
Борнео,
сложенная
нремнистыми
сланцами
и
диабазовыми
туфами.
Эта
мезозойская
формация
обычно
приводится
в
литературе
нак
пример
ископаемых
глубоководных
осадков.
,
Постоянство
стратиграфического
положения
и
значительная
мощ
ность
кремнистых
толщ,
присутстние
в
них
кремние.тых
органических
остатков
(радиолярии,
спикулы
KpeMH~ICTЫX
губок),
постепенный
пере
ход
яшм
в
туфы,
содержащие
остатки
радиоляр:ий,
иногда
наблюдающаяся
ассоциация
с
известняками,
с
хорошо
оохранившимися
остатками
мор
ских
организмов
-
все
это
свиде
т
ельствуе
т о
преобладающем
первичном
отложении
кремнезема
в
этих
толщах,
тем
более,
что
контактовые
мета
морфизирующие
ВQздействия
основных
эффузивных
пород,
С
которыми
переслаиваются
яшмы,
невелики
.
.
.
Тесная
связь
кремни~тых
толщ
с
подводными
эффузивами
и
туфами
дает
основания
предполагать
вулканическое
nроисхождени-е
части
сла
гающего
их
кремнезема,
который
выное.ится
магматическими
водами
и
выщелачивается
нагретой
морской
водой
из
остывающей
лавы
и
тон
I\OrO
вулканического
пепла.
РассмаТРИ
'
ваемые
формации
широко
распространены
среди
геоси~
клинальных
отложений
различного
возраста.
Кроме
Урало-Тяньшанской
геосинклинали,
они
встречаются
в
аналогичных
по
возрасту
слоях
ка
ле:цонск'Ой
геоеинклинали
Анг.1lИИ,
в
каменноугольных
толщах
ва:рие
ской
геосинклинали
Западной
E~poны,
среди
юрских
пород
Сихотэ-Алипя,
в
сантонских
отложениях
Малого
Кавказа,
в
.
мезозойских
отложениях
Альп
и
Аппенин,
в
юрских
и
миоценовых
породах
.
Калифорнии
и
[в
других
областях
Северн'Ой
Америки.
Длн
этих
формаций
характерна
.
ассоциация
с
линзовидными
рифо
выми
массивами
известня
·
ков,
гинабиссальным.и
и
интрузивными
разно
видностями
основных
пород,
тесно
связаннЫх
с
ОСНQВ.ными
эффузивными
породами.
Кремн
'
исто-вул
'
каногенные
формаци
и
очень
че.сто
замещаются
глиние.то-сле.нцевыми
формациями,
н
чисЛiУ
которыос
В
пале03GЙС:КИХ
геосин
клиналях
относятся
граптолитовые
'
сланцы.
Значите-льно
реже
наблю
дается
з~мещение
карбонатными
отложениями.
Примером
та
кого
заме
щения
являются
кремнистые
отложения
верхнего
силура
Северното
Урала,
з
·
алегающие
среди
известняков.
Чаще
кремнистые
отложения
(иногда
без
эффузивов)
подстилают
нарбонатные
породы-,
в
частности
на
Кавказе
(Ананур~кий
горизонт).
Большинство
кремнисто-вулканогенных
формаций
представляет
со
бой
глубоководные
отложения
центра
льных
участков
геосинклиналей,
формирующихся
в
эпоху
их
наибольшего
прогибания,
напряженного
вулкаНИ
'
зма
и
малого
приноса
обломочного
материала.
Об
этом
свидеТ
'
ель
ствует
почти
по
лное
отсутствие
обломочного
материала
в
кремнисто
вулканогенных
толщах.
Характерна
так
же
малочисленность
остатков
донных
организмов.
Многие
кремнисто-вулканоген~ые
толщи
образо
вывались,
вероятно,
в
условиях
холодного
климата.
Образуясь
в
эпоху
начин
·
ающеЙся
резкой
дифференциации
колеба
тельных
движений
в
геосинклиналях,
:Кремнис
то-
вулканогенные
толщи
наблюдаются
в
пределах
сравнительно
узких,
но сильно
вытянутых
зон,
ГЛАВНЫЕ
ТИПЫ
ГЕОСИН:КЛИНАЛЬНЫХ
ФОРМАЦИЙ
671
часто
составляющих
незначительную
часть
от
общей
площади
геосинкли
нали.
Молодые
кремнисто-вулканогенные
формации
бывают
битуминозны.
Иногда
даже
древние,
сильнФ
метаморфизованные
яшмовые
толщи
со
держат
в
себе
относительное
большое
количество
органического
вещества
и
незначительные
выделения
битумов
(например,
прожилки
асфальти
тов
и
креМНИСТQ-вулканогенной
формации
Мугоджар).
С
:кремнисто-вулканогенн,ыми
формациями
связаны
в
'-
ряде
случаев
месторождения
осадочных
железистых
и
марганцовых
руд.
§ 83.
Кремнисто-железистые
и
осадочно-эффузивные
железорудные
субформации
Геосинклинальные
железные
руды
в
докембрийских
толщах
пред
ставлены
обычно
кремнисто-железистыми
породами,
с
которыми
и
свя
зана
подавляющая
часть
известных
запасов
осадочных
железных
руд.
Кроме
кремнисто-железистых
осадочных
руд,
только
в
геосинклиналь
ных
районах
встречаются
эффузивно-осадочные
разновидности
железо
рудных
субформаций,
отличающихся
от
предыдущего
типа
непосред
ственной
ассоциацией
с
вулканогенными
толщами.
Возможно,
что
и
кремнисто-железистые
отложения,
не
переслаивающиеся
с
эффузивами,
в
большинстве
случаев
возникли
за счет
отложения
железа,
принесенного
в
МОрСIJие
водоемы
в
связи
с
вулканической
деятельностью.
Другим
источ
ником
железа
являлось
выветривание
основных
пород,
в
то
время
широко
распространенных
на
прилежащих
материках.
Кремнисто~желези(\тые
субформации.
В
качестве
примера
кремнисто
железистых
субформаций;
рассмотрим
,
отложения
криворожской
свиты
описаН'Ной
Я.
Н.
Белевцевым,
который
выделяет
в
ней три
:
отдела.
Нижний
отдел
сложен
аркозово-фил
'
литовыми
породами.
Его
отло
жению
предшеств
'
овал
'
длительный
пере
,
рыв,
после
которого
нача:n:осъ
об
разование
конгломератов
с
гальками
до
20-25
СМ
в
поперечнИI{&.
Выше
залегают
мно
'
гократно
пересла'ИвающиесSl
пеочаники
и
конгло
мераты.
Средний
(железорудный)
отдел
начинается
-
талъ:ково-песчаными
сланцами;
обогащенными
грубообломочным
материалом.
Для
него
ха
рактерна
быстрая
фациаiIьная
изменчивость
пород.
Выше
,
залегают
кварцево-силикатные,
железисто.,.силикатные
сланцы
и
:кремнисто-~ле
зистые
пороцы
(джеспилиты).
Для
рудной
толщи
свойствеНН
'
а
тонкая
слоистость,
ритмичность обравования
(выделяется
7
ритмов)
и
полное
отсутствие
обломочного
материала.
КОЛИ1fество
и
мощность
слоев
в
од
ной
и
той
же
пачке
непрерывно
меняются.
Однако
наряду
с
этим
мощные
горизонты
прослеживаются
н
'
а
расстоянии
30-40
ком
бев
существенных
из
менений.
Формирование
третъего
отдела
криворожской
свиты
началось
вновь
с
образования
конгломератов,
выше
которых
находятся
песчаник
'
и,
метаморфизованные
песчано-глинистые
сланцы,
иввестняки
и
доломиты.
Н.
П.
Семененко
отмечает
фациальное
замещени~
:криворожских
руд.
В
эпоху
образования
кремнисто-железистых
осадков
вдоль
берега
протягивалась
узкая
_
полоса
обломочных
отложений
"
сменявшихся
пре
имущс-ственно
кремни
'
стыми
илами
с
примесью
гидроокисных
соедине
ний
железа
.
Накоплению
железистых
осадков,
из
которых
затем
образо
вались
:криворожские
руды,
ка:к
полагает
Н.
П.
Семененко
(Семененко
и
др.,
1956)
способствовали
вулканические
воды.
672
ОСАДОЧНЫЕ
ФОРМАЦИИ
Другим
примером
ТИПИЧНЫХ
кремнисто-железистых
субформаций
являются
осадочные
железорудные
толщи
Малого
Хингана.
По
данным
С.
А.
Музылева,
они
представляют
собой
полосчатые
породы,
состоящие
из
чередующихся
рудных
и
безрудных
проелоев,
то
очень
тонких,
то
бо
лее
или
менее
мощных.
Безрудные
прослои
представлены
кремнистыми
сланцами;
рудные
прослои,
в
зависимости
от
степени
метаморфизма,
со
стоят
из
гематита,
магнетита
и
кремнезема.
Рудный
горизонт
залегает
в
виде
ясно
выраженного
пласта
среди
сланцев
в
мощной
карбонатной
толще.
В
докембрийской
железорудной
толще
Южной
Африки
мощность
залеж
е
й
железистых
кварцитов
колеблется
от
несколышх
метров
до
300
оМ.
Сложены
они
ритмически
чередующимися
кремнистыми
и
железистыми
прослойками,
то
л
щина
Т.IOторых
измеряется
от
долей
миллиметра
до
не
скольких
сантиметров.
В
мощных
прослойках
ааметна
еще
более
тонкая
горизонтальная
слоистость.
ТОНIшя
ритмичная
слоистость
руд
и
полное
отсутствие
в
НИХ
обломочного
материала
характерны
и
для других
древ
нейших
кремнисто-железистых
руд.
Соотношение
с
другими
железорудными
толщами
.
в
большинстве
случаев
для
кремнисто-железистых
отложений
остается
неизвестным.
Лишь
в
Южной
Африке
удалось установить
их
стратиграфическое
заме
щение
оолитовыми
железными
рудами,
которые,
судя
по
наличию
постоянной
примеси
обломочного
материала,
присутствию
косослои
стых
пачек
и
глинистых
валунов,
следует
считать
за
мелководные
отложения.
Большинство
исследователей,
изучивших
кремнисто-железистые
и
оолитовые
железные
руды,
предполагало
их
накопление
в
мелководных
бассейнах,
расположенных
среди
суши
с
очень
выровненным
рельефом
в
зоне
влажного
жаркого
или
теплого
климата.
Полное
отсутствие
в
крем
нисто-железистых
породах
обломочного
материала
и
наличие
исключи
тельно
тонкой
горизонтальной
слоистости
позволяет
считать
многие
из
них
за
глубоководные
и
удаленные
от
суши
отложения.
Кремнисто-железистые
субформации
представляют
собой
пример
давно
«вымерших»
осадочных
толщ.
Они
были
весьма
широко
распро
странены
в
отложениях
архейской
и
протерозойской
эр.
В
последний
раз
в
стратиграфической
колонке
кремнисто-железистые
субформации
встре
чаются
в
региональном
масштабе
в
кембрийских
отложениях
Восточной
Азии
(Корея
и
Малый
Хинган).
Осадочно-эффузивные
железорудные
субформации.
Подобные
отло
жения
характеризуются
тесной
связью
с
эффузивными
толщами.
Рудные
тела
этой
своеобразной
группы
располагаются
либо
внутри
эффузив
ных
толщ,
либо
в
непосредственной
близости
к
ним,
в
виде
серии
линз,
согласно
пластующихся
с
вмещающими
их
породами.
Длина
линз
изме
ряется
сотнями,
иногда
тысячами
метров,
а
мощность
-
десятками
метров.
Примерами
подобных
руд
являются
гематиты
Рейнских
сланце
вых
гор,
стратиграфически
тесно
связанные
со
среднедевонскими
основ
ными
породами,
и
некоторые
другие
толщи.
Среди
докембрийских
отложений
осадочно-эффузивные
железорудные
толщи
пользовались,
согласно
данным
Н. М.
Страхова,
широким
рас
пространением.
В
палеозое
они
достоверно
известны
в
силурийских,
девонскиХ
и
нижнекамещlOУГОЛЬНЫХ
отложениях,
но
запасы
связанных
с
ними
месторождений
невелики.
После
нижнего
карбона
осадочно-эф
фузивные
железорудные
накопления
в
пределах
материков
исчезают
почти
совсем.
ГЛАВНЫЕ
типы
ГЕОСИНКЛИНАJ,IЬНЫХ
ФОРМАЦИй
673
\
Ясное
изменение характера
железорудных
отложеI,IИЙ
установлено
также
Д.
Уайтом
(White, 1954)
для
значительно
более
древних
протеро
зойских
толщ
района
Великих
озер
(фиг.
1-XVI).
По
данным
этого
ис
следователя,
вдоль
берега
в
эпоху
образования
кремнисто-железистых
(джеспилитовых)
осадков
протягивал
ась
узкая
полоса
обломочных
от
ложений,
сменявшихся
преимущественно
кремнистыми
илами
с
при-
'
а
---
---
/-
л
tJ
КОrnы
f
С
Ухсе/lез
а
б
Фиг.
1-XVI.
Примеры
и
з
менения
морских
железистых
осадков
по
мере
удал
е
ния
от
береговой
линии:
а
-
меловые
отлож
е
ния
Урала
(по
Кротову,
1953);
6-
в
е
рхнепротеРО
З
0йские
джеспилиты
верхнего
докембрия
Миннесоты
(по
д.
Уайту).
месью
гидроокисных
соединений
железа.
13
наибольшем
удалении
от
бе
рега
накапливались
СИЛИIшты
железа
типа
хлорита.
Фациальные
заме
щения
известны
и
в
наших
криворожских
рудах.
§ 84.
Кремнисто-марганцовые
субформации
В
кремнисто-вулканогенных
формациях
иногда
наблюдаются
ско
пления
марганцовых
руд.
По
сочетанию
с
яшмовыми
и
вулканогенными
толщами
этот
тип
марганцовых субформаций
существенно
отличается
от
марганцовых
отложений
переходных
областей.
Примером
кремнисто-марганцовых
суфбормаций
являются
девон
ские
марганцовые
отложения
Южного
Урала.
Согласно
Н.
п.
Хераскову,
они
подчинены
мощной
вулканогенной
толще
верхнесилурийского
и
де
вонского
возраста,
располагаясь
в
ней
на
четырех
стратиграфических
уровнях.
Марганцовые
рудоносные
горизонты
отличаются
от
вмещающей
их
вулканогенной
толщи
широким
распространением
яшм,
яшмовидных
туффитов
И
кремнистых
сланцев.
Эти
породы
переслаиваются
и
фациально
замещаются
глинистыми
и
более
грубозернистыми
туффитами.
Споради
чески
среди
пород
рудоносных
горизонтов
появляются
линзы
известняков.
Эффузивы
и
типичные
туфы,
широко
распространенные
в
смежных
ча
стях
разреза,
внутри
рудоносных
горизонтов
встречаются
редко.
Мощность
пластов
марганцовых
руд
изменяется
в
широких
преде
лах,
причем
тонкие
прослои
свойственны
яшмовым
разновидностям
руды,
а
большие
мощности
встречаются
исключительно
в
туффитовых
разновид
ностях.
Минеральный
состав
руд
различен
среди
неодинаковых
вмещаю
щих
их
пород.
Так,
браунитовые
руды
залегают
среди
красных
яшм
43
ОСНОВЫ
nитоnогии.
674
ОСАДОЧНЫЕ
ФОРМАЦИИ
и
яшмовидных
туффитов,
а
карбонатно-силикатные
руды
-
среди
серых
и
зеленоватых
туффитовых
пластов.
Браунитовые
марганцовые
руды
залегают
всегда
обособленно
от
скоплений
гематита.
Закисные
карбонат
ные
руды
марганца
местами
содержат
значительную
примесь
соедине
ний
железа
(
железо-марганцовые
руды).
Браунитовые
и
карбонатно-си
ликатные
руды
Н.
П.
Херасков
рассматривает
как
метаморфизованные
окисные
и
закисные
марганцовые
отложения.
Это
заключение
согласуется
с
приуроченностью
браунитовых
руд
к
красным
яшмам,
представляю
щим
собой
более
мелководные
отложения,
чем
серые
и
зеленоватые
туф
фиты.
Накопление
яшм
на
небольшой
глубине
устанавливается
на
основа
нии
их
сочетания
с
ракушечными
и
рифовыми
известняками,
а
также
с
грубо
обломочными
породами.
Кроме
того,
в
самих
яшмах
присутствуют
остатки
донных
организмов.
Накопление
рассматриваемых
субформаций
происходило,
вероятно
,
на
дне
водоема
с
расчлененным
рельефом.
На
это
указывает
бы
с
трая
смена
окисных
марганцовых
руд
закисными,
происходящая
на
расстоя
нии
всего
100-300
м.
В
Чиатурах
подобное
замещение
наблюдается
на
расстоянии
нескольких
километров.
Неровности
морского
дна
в
эпоху
отложения
марганцовых
субфор
маций
обусловливались
началом
роста
современных
складчатых
струк
тур.
Это
доказывается
тем,
что
по
падению
слоев
наблюдается
быстрое
фациальное
замещение
мелководных
красных
яшм
и
браунитовых
руд
более
глубоководными
зелеными
туффитами
и
карбонатными
рудами.
Параллельно
идет
нарастание
мощности
рудоносной
пачки,
хотя
мощность
самой
руды
вначале
увеличивается,
а
затем
уменьшается,
бла
годаря
расщеплению
рудного
пласта.
Характерной
особенностью
геосин
клинальных
марганцовых
субформаций
является
сообщество
их
с
вулка
ногенными
отложениями.
На
Южном
Урале
марганцовые
руды
встре
чаются
обычно
совместно
с
альбитофирами
и
реже
с
андезито-порфирами.
Рудоносные
горизонты
здесь
не
встречаются
внутри
диабазовых
толщ.
Вероятно,
подобное
распределение
в
данном
случае
объясняется
различ
ным
характером
вулканических
явлений
в
областях
поднятия
и
погру
жения.
Н.
П.
Херасков
считает
южноуральские
кремнисто-марганцовые
субформации
породами
вулканогенного
происхождения.
Однако
при
уроченность
этих
отложений
к
поднятия
м
и
быстрое
выклинивание
их
по
мере
перехода
в
соседние
депрессии
свидетельствует
скорее
о
том,
что
источником
марганца являлись
продукты
наземного
выветривания.
К
кремнисто-марганцовой
субформации
относятся
марганцовые
руды,
приуроченные
к
черным
аргиллитам.
К
этому
типу
относятся
IIIHO-
гие
марганцовые
руды
Китая
(Hou-Te-fang
and
J eh-Lein-tsun, 1957).
§ 85.
Rарбоцатные
формации
Карбонатные
формации
участвуют
в
строении
большинства
склад
чатых
геосинклинальных
сооружений.
Они
представлены
в
большинстве
случаев
известняками,
среди
!{оторых
встречаются
лишь
отдельны
е
паЧI{И
доломитов.
Мощные
толщи
первичных
доломитов
встречаются
большей
частью
или
в
докембрийских
складчатых
зонах
или
по
п
ери
фе
рии
более
молодых
складчатых
сооружений.
Характер
известняков
в
геосинклинальных
формациях
изменяется
в
весьма
больших
пределах.
Здесь
встречаются
и
белые,
и
темно-серые,
ГЛАВНЫЕ
ТИПЫ
ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫХ
ФОРМАЦИЙ
675
'
почти
черные,
известняки
,
обилие
которых
А.
Д.
Архангельский
считал
характерным
для
геосинклиналей.
Столь
же
типичны
и
·
красные
микро
зернистые
известняки.
Многие
из
известняков
массивны,
неслоисты,
другие
обладают
ясной
пластовой
текстурой,
иногда
даже
плитчатостью.
Сравнительно
часто
встречаются
брекчированные
и
I{онгломератовидные
разновидности.
Во
многих
случаях
наблюдается
общее
окремнение
из
вестняков
или
присутствие
в
них
обособленных
желваков
·
кремня.
>
Иногда
наблюдаются
про
слои
l
{
ремiIИСтых
пород
или
мергелей.
Мощность
карбонатных
геосинклинальных
формаций
может
быть
:весьма
вешша.
В
большинстве
случаев
она
измеряется
сотнями
м
е
тров
,
Демерожu-ЯiJла
Нараdu-Яйла
8е{JIО{}ЬЯ
рТунас
Фиг.
2-XVI.
Схема
замещения
флишевых
ОТЛОЖ
eJ
'ИЙ
Rарбонатными
породами
верхнеЮРСRОЙ
толщи
Крыма"
(по
М.
Б.
Муратову).
1 -
И8вестннки;
2 -
конгломераты
;
3 -
флиш;
4 -
Таврические
сланцы.
но
иногда
достигает
нескольких
тысяч
метров.
Например,
в
Западном
Тянь-Шане
мощность
нижнекаменноугольных
известняков
достигает
почти
3500
М,
а
с
непосредственно
подстилающими
их
известняками
верхов
верхнего
девона
- 4500
М.
В
некоторых
случаях
накоплени~
карбонатных
толщ
устойчиво
продолжалось
в
течение
ряда
г
еоло
гиче
ских
периодов.
В
частности,
местами
в
Средней
Азии
известняни
образовы
вались
с
верхнего
силура
по
пермь.
В
Скалистых
горах
карбонатные
т
олщи
образовались
в
некоторых
районах
почти
непрерывно,
начиная
с
верх
него
кембрия
и
кончая
верхним
карбоном.
Среди
карбонатных
геосиннлинальных
формаций
в
большинстве'
случаев
четко
выделяются
рифовые
разновидности.
Благодаря
своеобразию
их
следует
выделять
в
самостоятельные
субформации
(см.
§ 87).
ГеОСИНlш
инальные
карбонатные
формации
часто
залегают
совместн(')
\
с
глинистыми
(см.
§ 81),
а
'
иногда
и
с
нремнистыми
формациями.
В
районе
распространения
флишевых
формаций
I{арбонатные
отло
жения
часто
их
замещают,
иногда на
расстоянии
всего
нескольких
нило
метров;
в
частности,
это
наблюдается
в
верхнеюрсних
породах
Южного
:Крыма
(фиг.
2-XVI).
:Карбонатные
толщи
ассоциируются
в
некоторых
,
случаях
с
угленосными,
красноцветными
и
соленосными формациями.
"
В
некоторых
случаях
карбонатные
отложения
переслаиваются
с
эф
;'
,
фу
з
ивными
породами
и
туфами.
Это
наблюдается,
например,
в
нещ)торы:JCi.
горизонтах па
ле
озойских
отложений
Сре,l'l;ней
Азии
и
Урала
;
.
43*
67{\
ОСАДОЧНЫЕ
ФОРМАЦИИ
,
Таким
образом,
структурные
и
физико:-географические
условия
образования
карбонатных
формаций
могут
быть
разнообразными.
Кар
бонатные
толщи
образуются
преимущественно
в
эпохи
общего
погруже.
ния
и
малого
приноса
обломочного
материала,
главным
образом,
в
усло
виях
теплого
климата.
Они
возникают
на
разнообразных
глубинах,
но
все
же
боo\lЬШИНСТВО
их,
судя
по
обилию
остатков
донных
организмов
~
массивными
рю{овинами,
является
мелководными
образованиями.
§ 86.
Субформации
пластовых
фосфоритов
В
некоторых
геосинклинальных
системах
встречаются
промышлен
ные
залежи
пластовых
Фосфоритов,
образующие
обособленный
комплекс
фации
преимущественно
среди
карбонатных
и
кремнистых
пород. За
пасы
геосинклинальных
месторождений
составляют
около
3/4
всех
запа
сов
фосфоритов.
Одним
из
важных
типов
минерального
сырья
осадочнШ'о
происхо
ждения
являются
фосфориты.
Условия
их
образования
бчIЛИ
в
общих
чертах
разъяснены
А.
В.
Казаковым
(1939),
согласно
IЮТОРОМУ
фосфаты
попадают
в
морские
воды
главным
образом
при
гниении
планктонных
одноклеточных
организмов,
постепенно
погружающихся
в
более глубо
кие
горизонты
МОРСIШХ
вод.
В
этих
глубоких
водах
содержится
много
углекислоты,
поэтому
они
могут
растворить
значительное
количество
фосфатов.
Когда
глубинные
воды
поступают
на
шельф,
избыток
уг
л
е
ки
слоты
из
них
выделяется,
и
некоторое
количество
фосфата
кальция
вы
падает
в
осадок.
Максимальное
количеСТI10
фосфатов
осаждается
в
средней
(по
глу
бине)
зоне
шельфовых
морей,
поскольку
в
области
больших
глубин
не
происходит
еще
выпадения
фосфатов,
а
до
прибрежных
участков
дохо
дят
воды,
уже
почти
целиком
лишенные
фосфатов.
Наиболее
энергичное
фосфатонакопление,
по
данным
А. В.
Каза
-
иова,
происходит на
глубинах
50-80
М.
Эта
зона
протягивается
вдоль
-
берега,
причем
и
з
олинии
равного
содержания
фосфатов
оиазываются
почти
параллельными
берегу
(фиг.
3-XVI).
Поэтому
в
случае
измене
нин
в
содержании
фосфатов
поиски
более
ВЫСОI{окачественных
разновид
:
uостей
следует
пр
е
жде
всего
вести
вкрест
простирания
предполагаемой
зоны
фосфатонакопления.
: .
Ширина
зоны
фосфатонакопления
в
различных
морях,
естественно,
не
оставалась
постоянной.
Одной
из
причин
этого
является
неодинаковый
уклон
дна.
Согласно
данным
А. В.
Казакова,
в
платформенных
морях
с
их
очень
пологим
рельефом
дна
ширина
этой
зоны
наибольшая
и
дости
гает
1000
~.
В
геосинклиналях
поверхность
морского
дна
наклонена
обычно
значительно
круче.
Поэтому
выпадающие
фосфаты
концентри
руются
на
значительно
меньшей
площади.
В
итоге
образуются
и
более
высококачественные
пластовые
Фосфориты.
Восходящие
морские
течения,
выносящие
холодные
глубинные
воды
в
мелкоморье,
часто
наблюдаются
в
зоне
зарождения
пассатных
'1'ечеНIIЙ.
В
современную
эпоху
это
хорошо
выражено
у
восточных
бере
гов
экваториальных
частей
Тихого
и
Атлантического
океанов.
На
возможность
аналогичных
явлений
в
древних
океанах
и
на
их
авачение
при
изучении
древних
фосфоритов
указывал
Г.
И.
Бу
mинский
(1954).
Несколько
ранее
Е.
В.
Орлова
(1951)
в
результате
ана
лиза
древних
фосфатов
пришла
к
следующим
выводам:
«Фосфоритонос
иые
участки
геосинклиналей
имели
формы
проливов,
ограничиваясь
50км
·
~
\
\
/ #
/ /
/ .
/---/
/
//
_--150
/,.---/
/ /
I / I
{ I I
\ I \
'\
J
.11717_....
I
\ I
I \
I \
I \
1..
...
,
.7170
___
" J
<.10....
,.".'"
.......
""'----
--
....
(
..........
--
__
150
\ .
I
I
---_.
_ - 100
I /
I /
/ /
20l<М
ь
Фиг.
3-XVI.
Изменение
качества
фосфоритов
по мере
удаленияот
·
fiереговоЙ
линии
(по
А.
В.
I{
азакову,
1
939
).
а
-
актю
БИ
llские
залежи
(сан
.
тон);
б
-
в
е
РХlЦ1каМСlше
месторождения
(валанжин)
.
Изолин
ии
равной
ПРОДУКТПВЛОСТll
(1)
8/м
8
P
;O
~)
.
проведеlШ~рез
50
"?
/
JIf,
8 •.
..,
~
>-
t:a
i:I:
~
I;j
...,
:s:
:::J
g:
..,
I;j
о
о
:s:
i:I:
§
:s:
i:I:
>-
~
tr'
i:I:
g:
~
е
о
'tj
~
Е;
:::
~
ф
-J
'1