ГЕОДИНАМИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ФОРМАЦИЙ

После появления новой глобальной тектоники и нового подхода к изучению тектонической истории подвижных (геосинклинально-орогенных в традиционном понимании) поясов, которая стала рассматриваться как отражающая эволюцию земной коры от океанской к континентальной с выделением в этой эволюции нескольких стадий, термин “формация” был заменен на термин “комплекс-индикатор” отдельных из этих стадий (Пейве, Яншин, Зоненшайн и др., 1976). Так, если раньше континентальные молассы и калиевые гранитоиды рассматривались в качестве орогенных формаций, то теперь они приобрели значение “комплексов-индикаторов” стадии становления зрелой континентальной коры.

В.Е.Хаин (1985) предложил заменить этот термин термином “литодинамический комплекс”, А.Е.Лукин (1989) предложил для него несколько иное название – “литогеодинамический комплекс”.

Классификация литодинамических комплексов, в соответствии с их названием, проводится на современной геодинамической основе. Главный принцип классификации формаций как литодинамических комплексов – образование комплексов в обстановке растяжения (рифтогенеза) или сжатия. Дальнейшее подразделение основывается на стадийности этих процессов и характере земной коры на каждой из стадий. С этой точки зрения В.Е.Хаин (1991) предложил разделить литодинамические комплексы на три группы: 1) комплексы дивергентных границ плит; 2) внутриплитные комплексы; 3) комплексы конвергентных границ плит.

Литодинамические комплексы дивергентных границ делятся на комплексы континентальных рифтов, межконтинентальных рифтов и океанских рифтов.

Литодинамическими комплексами внутриконтинентальных рифтов являются предрифтовые щелочно-ультраосновные кольцевые плутоны; щелочные базальты и их производные, континентальные толеитовые базальты; бимодальные вулканиты, молассоидные континентальные осадочные породы. Могут в них встречаться и быть литодинамическими комплексами эвапоритовые и глинисто-карбонатные доманикоидные формации.

Литодинамическими комплексами межконтинентальных рифтов могут считаться формации эвапоритов; паралических угленосных осадков; биогерм и рифов; толеитовых базальтов, промежуточных между континентальными и океанскими; темноцветных битуминозных мергелей и глин доманикового типа.

Для океанских рифтов характерны литодинамичские комплексы океанских толеитовых базальтов, типичные для срединноокеанических хребтов; обвальных обломочных образованний; металлоносных осадков, карбонатных турбидитов.

Для внутриплитных обстановок характерны разнообразные литодинамические комплексы, которые могут быть подразделены на группы: внутриплитные и окраинноплитные континентальные и плитные океанические.

Группа континентальных внутриплитных комплексов делится на две подруппы.

Подгруппа внутриплитных поднятий представлена формациями кор выветривания, которые в зависимости от климатичских условий формирования и состава делятся на каолинитовые, бокситоносные и др.

Подгруппа внутриплитных прогибов и впадин, обычно наследующих рифты, отличается большим разнообразием комплексов. Для них характерны: 1) трапповый комплекс, включающий платобазальты, силлы и дайки долеритов; 2) расслоенных ультраосновных и основных интрузий; 3) комплекс кимберлитовых трубок; 4) лимнический угленосный комплекс; 5) красноцветный и пестроцветный комплекс нередко с эвапоритами и обломочными лагунными отложениями; 6) комплекс терригенных осадков внутренних мелководных морских бассейнов; 7) комплекс карбонатных осадков; 8) комплекс темных битуминозных глин относительно глубоководных впадин.

Группа литодинамических комплексов пассивных континентальных окраин включает комплексы: 1) паралический прибрежных равнин, временами заливаемых морем, среди которых в связи с климатической зональностью выделяются угленосный, соленосный и другие; 2) дельтовый и авандельтовый (клиноформный); 3) терригенных осадков литорали внутреннего шельфа; 4) мелководных карбонатов и эвапоритов; 5) барьерных рифов; 6) кварцевых турбидитов континентального склона и подножия; 7) олистостромов континентального склона; 8) черносланцевых толщ континентального склона и подножия.

Группа литодинамических комплексов океанических плит включает комплексы: 1) пелагические наиболее глубоких частей абиссальных котловин (красные глины); 2) пелагические абиссальных равнин (радиоляриевые, диатомовые); 3) щелочных и оливиновых базальтоидов и их производных; 4) рифовых внутриокеанических поднятий, включая гайоты.

Литодинамические комплексы конвергентных границ плит представлены разнообразным набором осадочных, вулканогенных и интрузивных магматических формаций и делятся на группы комплексов субдукционных границ и коллизионных орогенов.

Группа литодинамических комплексов субдукционных границ включает: 1) кремнисто-глинистые толщи и флиш глубоководных желобов; 2) аккреционные клинья; 3) островодужных толеиты, известково-щелочные серии и малые интрузии габбро-гранодиоритового ряда вулканических дуг; 4) вулканокластические осадки, граувакковый и туфогенный флиш преддуговых, междуговых и задуговых бассейнов; 5) глинисто-кремнистые осадки глубоководных впадин окраинных морей; 6) известково-щелочные и субщелочные вулканиты и батолиты гранитоидов окраинно-континентальных вулкано-плутонических поясов андского типа; 7) субщелочных вулканитов и плутонов тыловых частей вулкано-плутонических поясов.

К группе комплексов коллизионных орогенов относятся: 1) комплекс темных тонкообломочных осадков внутренних морей с повышенным содержанием органического вещества; 2) морских тонко- и мелкобломочных осадков передовых и межгорных прогибов – нижняя моласса; 3) комплекс лагунных осадков – угленосная или соленосная моласса; 4) комплекс континентальных крупно- и грубообломочных пород – верхняя, континентальная моласса; 5) известково-щелочных субаэральных вулканитов; 6) комплекс гранитных батолитов; 7) комплекс субщелочных, шошонитовых вулканитов.

Подобная классификация литодинамических комплексов может быть основой геодинамического картографирования.

Общие принципы составления геодинамических и палеогеодинамических карт на основе теории литосферных плит были расмотрены В.А.Бушем, Я.Г.Кацем, В.Е.Хаиным (1988). Эти карты должны учитывать ведущие принципы: мобилизм, актуализм, историзм и прагматизм. В соответствии с принципом мобилизма геодинамическая карта должна отражать ведущую роль в тектогенезе горизонтальных движений литосферных плит. Согласно принципу актуализма для единиц тектонического картографирования должны быть найдены современные формационные аналоги, соответствующие геодинамическим обстановкам расхождения, сближения, скольжения и столкновения литосферных плит, протекающим в настоящее время. Из принципа историзма следует, что на картах должен быть отражен геологический возраст картируемых элементов. Принцип прагматизма предусматривает возможность минерагенического прогноза на основе таких карт.

Подобные принципы были в той или иной степени использованы при составлении Геодинамической карты Евразии м-ба 1:5 000 000 (Унксов, Зубарев, 1989), при разработке геодинамической карты Балтийского щита (Гарбар, Трофимов, 1989), при составлении Геодинамической карты СССР и прилегающих территорий м-ба 1:2 500 000 под редакцией Л.П.Зоненшайна, Н.В.Межеловского, Л.М.Натапова (1990), при составлении палеогеодинамических моделей запада Восточно-Европейской платформы для дальсландского и раннебайкальского, позднебайкальского, каледонского, герцинского этапов (Айзберг и др, 1991).

Задачами минерагенического анализа геологических формаций являются: 1) установление прямых связей полезных ископаемых с определенными типами геологических формаций; 2) выявление коррелятивных зависимостей между типами месторождений полезных ископаемых и разновидностями геологичеких формаций в связи с особенностями их состава, строения, обстановки формирования и тектонического положения, т.е. типизация рудоносных формаций; 3) прогноз полезных ископаемых на основе типов рудоносных формаций, распространенных в регионе (Цейслер, 1992).

Эти задачи решаются с помощью составления специальных формационных разрезов, колонок, структурно-формационных и формационно-минерагенических карт с вынесением на них всех сведений по минерагении формаций.

Рудоносные формации. В основе минерагенического анализа формаций лежит представление о рудоносных формациях. Рудоносная геологическая формация – «это разновидность геологической формации, обладающая специфическими чертами состава и строения, в пространственной и временной связи с которой генетически или парагенетически связаны промышленно ценные концентрации полезных ископаемых» (Критерии .., 1978). Рудоносные формации делятся на четыре группы (Предтеченский, Македонов, 1984).

1. 
   Продуктивные, в которых оруденение пространственно и во времени связано с формациями. К ним относятся большинство фосфоритоносных, угленосных, соленосных формаций, некоторые полиметаллические и др.
   

3. Рудовмещающие, которые содержат оруденение, в генетическом и возрастном плане не связанное с данной формацией, но по своим физико-химическим и механическим свойствам они благоприятны для локализации месторождений. К ним относятся гидротермально-метасоматические, скарновые месторождения железа, меди, свинца, цинка, нефтеносные и газоносные формации и др.

4. Материнские формации, которые не рудоносны, но являются источником полезных компонентов. К их числу принадлежат нефтематеринские осадочные формации, формации некоторых кор выветривания, которые являются источником осадочных бокситов и др.

Рудные формации. В минерагении кроме понятия «рудоносная геологическая формация» употребляется понятие «рудная формация». Рудоносная и рудная формации – это понятия разного уровня. В то время как рудоносная формация – это ассоциация горных пород, с которой генетически или парагенетически связаны промышленные концентрации полезных ископаемых, рудные формации – это ассоциация полезных минералов. Рудная формация – это группа месторождений со сходными по составу устойчивыми минеральными ассоциациями, формирующимися в близких геологических условиях независимо от времени образования (Кузнецов, 1964, Константинов, 1965). По определению Ю.А.Билибина, рудная формация представляет собой естественное сообщество рудных месторождений, в которое они объединены: сходными парагенетическими ассоциациями главнейших рудных минералов, определяющих промышленную ценность месторождений; сходной тектоно-магматической обстановкой образования и генетической связью со сходными типами магматических пород; сходными пределами глубин и температур образования; сходными чертами промышленной характеристики.

Обычно определение «рудная формация» обозначает: 1) характерный тип рудного месторождения, выделяемый по минеральному составу (парагенезису минералов и рудных тел) иногда с учетом морфологических особенностей рудных тел; 2) однотипные по минеральному составу и условиям образования месторождения; 3) группу месторождений, связанных с одной формацией. Рудную формацию определяют показатели состава и строения вещества. Состав представляет закономерный парагенезис пород и руд и количественные соотношения между ними, строение – это расположение минеральных парагенезисов в пространстве и типы их границ. Частью рудной формации может быть мономинеральное месторождение. Ряд родственных рудных формаций объединяется в рудный комплекс, рудную серию, в комплекс рудных формаций, в ряды рудных формаций (латеральный, возрастной). В.А.Кузнецов (1972) разработал систематику рудных формаций на тектонической основе и выделил: 1) ряды рудных формаций ранних, собственно геосинклинальных, стадий развития складчатых областей; 2) ряды формаций средних, инверсионных, стадий развития тех же областей; 3) ряды формаций орогенных стадий развития тех же областей; 4) рудные формации платформенных областей; 5) рудные формации областей тектономагматической активизации складчатых областей и древних платформ.

Наиболее популярно представление о рудной формации как о типе месторождения, выделенного по минеральному составу главных полезных компонентов, т.е. минералов (например, кварц-сульфидно-вольфрамитовая, вольфрамит-сульфидно-шиелитовая, молибденит-сульфидно-вольфрамитовая рудные формации). Как правило, названия рудным формациям даны по ведущим минералам (например, кварц-касситеритовая, сульфидно-касситеритовая) или металлам (например, медно-молибденовая и т.п.).

Для оценки возможной рудоносности конкретной формации наиболее обобщающим фактором является принадлежность к определенному абстрактому типу формаций. Более частными факторами являются палеотектонические, фациальные (палеоландшафтные), стратиграфические. Критерии расматриваются как наблюдаемые благоприятные для локализации оруденения признаки формаций: особенности их вещественного состава – петрографические и геохимические, характер и интенсивность эпигенетических и гипергенных преобразований, положение данной формации в латеральных и вертикальных рядах. К этой же категории относятся прямые и косвенные поисковые признаки: проявление руд соответствующего типа в коренном и переотложенном залегании, шлиховые ореолы, находки специфических спутников оруденения, геофизические и геохимические аномалии в коренных породах, рыхлом покрове, поверхностных и подземных водах.

Основным принципом оценки рудоносности осадочных формаций является выявление типа их литогенеза, приуроченности к определенной геотектонической зоне, установление типа геологической формации по вещественно-структурным признакам и затем определение факторов и критериев, благоприятствующих локализации полезных ископаемых.

Общий набор полезных ископаемых, который может быть связан с соответствующими комплексами формаций, в значительной степени определяется типом литогенеза. Так, по Н.М.Страхову, гумидные формации наиболее благоприятны для локализации бокситов, железных и марганцевых руд, углей, каолинов, огнеупорных глин и россыпных месторождений. Специфическими рудами при аридном литогенезе являются медные, свинцово-цинковые, каменные и калийные соли, флюорит, руды стронция, сульфаты и генетически связанные с сульфатоносными толщами эпигенетические месторождения самородной серы. Для ледового литогенеза характерны месторождения грубообломочных строительных материалов. Некоторые полезные ископаемые встречаются в гумидных и аридных областях, а климатические факторы лишь определяют развитие определенных типов этихместорождений. Так, месторождения фосфора в гумидных областях представлены желваковыми фосфоритами, а в аридных – зернистыми пластовыми. Для некоторых полезных ископаемых более существенным является температурный фактор. К ним принадлежат горючие сланцы, нефть и газ. Практически не зависит от климата оруденение в эффузивно-осадочных отложениях. К оруденению этого типа относятся месторождения железа, марганца, свинца, цинка, меди, мышьяка, силицитов и фосфоритов.

Принадлежность к различным геоструктурным областям и зонам определяет весьма существенные особености осадочных формаций: вещественный состав, характер цикличности, мощность, морфологию формационных тел и обуславливает локализацию специфического набора связанных с ними полезных ископаемых.

Смена во времени различных климатических типов литогенеза и тектонических режимов крупных блоков земной коры в сочетании с эволюцией и цикличностью осадконакопления и вулканизма в истории Земли определяют общую закономерность, весьма важную для оценки продуктивности осадочных формаций – формирование рудоносных эпох, благоприятных для образования тех или иных видов полезных ископаемых.

Далее дано описание наиболее типичных рудоносных формаций.

Около половины запасов нефти в нефтегазоносных бассейнах приурочено к карбонатным формация. Среди карбонатных наиболее перспективны рифовые и рифогенные формации, в которых коллекторами являются каверново-поровые органогенные известняки и развитые по ним вторичные доломиты. В частности, в Беларуси на территории Припятского прогиба большая часть залежей нефти найдена и разведана в подсолевой и межсолевой карбонатных формациях позднедевонского возраста.

Угленосные отложения развиты от девона до неогена включительно с максимумами в среднем карбоне, перми и среднем мелу.

Угленосные формации формируются при благоприятном для угленакопления сочетании геотектонических и палеогеографических (ландшафтоно-фациальных и климатических) факторов. Обязательным для образования угленосных формаций считается теплый гумидный или семигумидный климат. Некоторые исследователи подчеркивают характерные, по их мнению, частные признаки угленосных формаций: обязательность континентальных фаций, преобладание негоризонтальных типов слоистости, десимметричность циклов первого порядка с набором не менее пяти типов горных пород, преобладание осадков особого лагунного типа и др.

По Г.А.Иванову угленосные формации следует различать по комплексу следующих признаков: 1) мощности формаций и их изменение в пространстве, 2) характер перехода от подстилающих отложений, 3) ландшафтно-фациальные условия осадконакопления и углеобразования, 4) качественная и количественная характеристика угленосности, 5) метаморфизм углей и эпигенез вмещающих пород, 6) условия залегания (тектоника), 7) проявление и характер магматизма, 8) разрушение угленосных формаций и современные контуры угленосных площадей.

По признакам фациального состава угленосные формации делятся на паралические и лимнические. По геотектоническому режиму образования угленосные формации были разделены Г.А.Ивановым на три основные группы: геосинклинальную, промежуточную и платформенную, По типам прогибов, в которых происходит их накопление, группы были подразделены на типы, по общей ландшафтой обстановке   на подтипы и по преобладающей общей фациальной обстановке – на виды.

Для геосинклинальных формаций характерна очень большая мощность (до 10-15 км) с четкой перемежаемостью пород различного состава, значительное число (до нескольких сотен) пластов каменных углей умеренной мощности, их выдержанность, а также отчетливо выраженная линейная складчатость, сочетающаяся с разрывами. Так, например, общая мощность угленосной толщи Донецкого бассейна превышает 8000 м и достигает 15-19 км, мощность ее продуктивной части, к которой в основном приурочены рабочие пласты, равна 1500-3000 м, количество пластов углей около 200, из них 30-40 рабочей мощности. В Кузнецком бассейне мощность угленосной формации и ее продуктивной части составляют 8000 и 4000 м. В Карагандинском бассейне количество пластов углей достигает 60, из них 28 пластов рабочей мощности, в Верхне-Силезском бассейне 477 угольных пластов, их них 177 имеют рабочую мощность. Суммарная мощность угольных пластов составляет всего несколько процентов или доли процентов от общей мощности угленосных формаций. Как правило, наблюдается зональность метаморфизма углей по разрезу и по площади. К этой группе Г.А.Иванов относил угленосные формации Донецкого, Карагандинского, Кузнецкого, Печорского и ряда других угольных бассейнов. Для нее характерны паралические угленосные формации.

Платформенным формациям свойственна малая мощность (от сотен метров и менее), наличие бурых углей в пределах десятка или первых десятков пластов, обладающих малой устойчивостью и имеющих обычно небольшую мощность. Залегание угленосных отложений горизонтальное или слабо наклонное, с разрывными нарушениями небольшой амплитуды. Для этой группы типичны как паралические, так лимнические угленосные формации. Примерами формаций этого типа являются нижнекаменноугольная угленосная формация Московской синеклизы, нижнекаменноугольные каолинитово-угленосная и паралическая карбонатно-терригенная угленосная формации Припятского прогиба. К этой же группе относится неогеновая угленосная формация Беларуси, приуроченная к локальным прогибам соляного и карбонатного карста.

Для формаций переходного типа характерны промежуточные значения мощности, количества пластов углей и степень их выдержанности, по сравнению с формациями двух крайних типов. К этой группе относятся предгорные и межгорные угленосные формации. Примером последней может служить юрская угленосная формация Челябинского бассейна, нижнемеловые угленосные формации Забайкалья, нижнеюрская угленосная формация Восточно-Ферганского угольного бассейна. Так, например, в группе Челябинских месторождений мощность рабочих угольных пластов часто составляет 30-60 см, но в единичных случаях достигает 100-150 м. Однако мощные слои очень неустойчивы, особенно вкрест простирания, быстро расщепляются и выклиниваются на расстоянии всего нескольких километров. Мощность формаций этой группы достигает 1500 м. Они сложены преимущественно очень плохо сортированными, разнообразными по минералогическому составу и зернистости песчаниками с алевролитами, гравелитами, конгломератами, углистыми породами и углями. Для них характерно также быстрое выклинивание и изменение степени зернистости пород, общее непостоянство разреза.

Группы геосинклинальных, платформенных и переходных угленосных формаций А.К.Матвеев (1987) относил к классу тектонических и выделял также класс атектонических формаций, куда относил угленосные формации карстовых воронок, суффозионных впадин и кальдер.

Образование угленосных формаций происходит в условиях чередования нисходящих и восходящих движений на фоне погружения, что порождает миграцию фаций по площади и циклическое строение угленосных толщ. По мощности циклы разделяют на основные (первого порядка, 20-100 м и более) и элементарные, соответственно в несколько раз меньше, чем основные. Мощность циклов во многих случаях контролирует мощность развитых в угленосных толщах пластов угля. Чаще наиболее мощные пласты угля приурочены к основаниям мощных циклов. За основание цикла принимают тонкозернистые глинистые породы почвы пласта угля или пласт угля, выше которых крупность зерен осадков постепенно возрастает, затем крупнозернистые отложения постепенно сменяются образовавшимися в застойной болотной среде тонкозернистыми глинистыми или алевритовыми породами.

Состав угленосных формаций весьма разнообразен, однако преобладают в них песчаные породы. Наиболее грубые обломочные породы – конгломераты, иногда гравелиты, часто знаменуют начало нового и конец старого цикла. Составляющие основную часть угленосных формаций песчаники имеют континентальное или морское происхождение. Алевролиты и алевриты чаще всего имеют подчиненное значение. Аргиллиты и глины занимают второе место после песчаных пород, но иногда они имеют господствующее распространение. Известняки встречаются в формациях прибрежно-морского генезиса и образуют пласты мощностью 1-3, реже 5-10 м и редко достигают 1% от всей мощности угленосной формации. Угли образуют угольные линзы, прослои мощностью до 10-15 см и угольные пласты. Мощность пластов рабочей мощности изменяется от 0,5-1 м до 300-450 м. Пласты простые, сложенные углем без каких-либо прослоев породы, и сложные, в которых пачки угля чередуются с прослоями других пород. Почвой и кровлей угольных пластов почти всегда служат глинистые и алевролитовые породы.

Помимо угля полезными ископаемыми угленосных формаций являются огнеупоры, бокситы, каолины, уран, рений, германий, галлий, промышленная ценность которых в ряде случаев во много раз превосходит ценность углей.

Сланценосные формации широко распространены в отложениях от кембрия до неогена, обычно приурочены к трансгрессивным частям циклов и образуют три максимума сланценакопления. К первому относятся кембрийские сланцы Сибири, ордовикские северо-запада Восточно-Европейской платформы, девонские на востоке Восточно-Европейской платформы и в Припятском прогибе; ко второму – верхнеюрские сланцы Западной Сибири и восточной части Восточно-Европейской платформы; к третьему – горючие сланцы верхнего эоцена олигоцена и неогена (менилитовые сланцы Карпат, Кавказа, Средней Азии, сланцы Грин-Ривер в Северной Америке).

Горючие сланцы образуются в бассейнах со спокойными, часто хорошо аэрированными водами, с восстановительным или переменным окислительно-восстановительным режимом донных илов, в морских, лагунных, озерных обстановках, в условиях семигумидного и (реже) гумидного климата, более или менее стабильного тектонического режима, малого приноса терригенного материала. Основная масса горючих сланцев образовалась в мелководных морских условиях (Прибалтийский, Волжский, Оленекский, Карпатский и другие бассейны), в иловых впадинах (доманиковый тип) или в своебразных шельфовых бассейнах, близких к иловым впадинам (прибалтийский тип), в опресненных лагунах или остаточных озерах (Припятское, Болтышское, Новодмитриевское месторождения).

По составу породных ассоциаций выделяются карбонатные, терригенные и терригенно-карбонатные сланценосные формации. По геотектоническим условиям образования выделяются платформенные и миогеосинклинальные сланценосные формации. Первые характеризуются широким площадным распространением, малой мощностью, небольшим числом пластов горючих сланцев в разрезе, выдержанностью их по мощности и качественным показателям. Геосинклинальные формации отличаются сложным строением, большой мощностью и многочисленными пластами горючих сланцев различной и непостоянной мощности (Закарпатье и некоторые районы Кавказа).

Бокситовые формации латеритных кор выветривания являются первичными концентрациями свободных гидроокислов алюминия на поверхности земной коры и источником рудного бокситового вещества для осадочных бокситоносных формаций. Геологической основой этой группы формаций является специфический тип субаэрального выветривания в условиях длительного тектонического покоя, достаточного количества атмосферных осадков, хорошего дренажа зоны гипергенеза и благоприятного минерального и химического состава выветривающихся силикатных пород. Таким составом обладают основные, щелочные и глинистые породы. Латеритные бокситоносные формации залегают на возвышенных участках рельефа, подвергаются размыву и переотложению, поэтому они редко сохраняются в разрезе. Сублатеритные бокситоносные формации сложены переотложенными делювиальными и пролювиальными разностями бокситов и приурочены к склоновым участкам и понижениям палеорельефа. Формации латеритных кор выветривания наиболее широкое развитие получили в олигоцен-четвертичное время в странах с переменно влажным тропическим климатом.

Латеритная кора выветривания служила источником глинозема для осадочных бокситоносных формаций. Среди них наиболее распространены бокситоносные формации геосинклинальных областей. Они изучены в девонских слоях Урала, в мезозойских и третичных отложениях альпийской складчатой области и приурочены к карбонатным, часто рифогенным толщам, образуя узкие протяженные зоны. Континентальные бокситоносные формации более разнообразны по фациальному составу, подстилаются обычно не известняками, а песчано-глинистыми породами и перекрываются континентальными пресноводными отложениями. Они накапливались в узких лиманообразных заливах и озерах. Отчетливо выраженная бобовая структура бокситов свидетельствует об их отложении из истинных или коллоидных растворов.

Бокситоносные формации известны с кембрия. В более древних породах они при метаморфизации преобразованы в залежи корунда.

Бокситоносность отмечается для смешанных мелкообломочно-глинистых формаций раннекаменноугольного, позднетриасово-раннеюрского, мел-палеогенового времени. Обычно промышленно-бокситоносные толщи приурочены к базальным частям седиментационных циклов. Генетически это парагенезы элювиальных, склоновых, озерных, делювиально-пролювиальных отложений. Бокситоносные формации нередко включают толщи огнеупорных глин.

Железорудные формации. Подавляющая часть известных запасов осадочных железных руд связана с геосинклинальными кремнисто-железистыми железорудными формациями протерозойского возраста, примером которых являются джеспилиты Кривого Рога и Курской магнитной аномалии. Они сложены тонким переслаиванием кремнистых и железистых прослойков мощностью от долей миллиметра до сантиметров и образуют толщи железистых кварцитов мощностью в сотни метров. Они накапливались в мелководных бассейнах, расположенных среди суши с очень выравненным рельефом в зоне влажного и жаркого или теплого климата. Источниками железа было выветривание основных пород на прилегающей суше и вулканическая деятельность. Иногда они тесно связаны с эффузивными толщами, и железорудные формации становятся осадочно-эффузивными.

В отложениях фанерозоя основными типами железных руд являются мелководные оолитовые окисные, шамозитовые, реже сидеритовые руды. Оолитовые железорудные формации представляют собой толщи мощностью несколько десятков и первые сотни метров, где железорудные пласты мощностью до нескольких метров залегают среди песчано-глинистых, реже карбонатных пород. Они представляют собой мелководные образования, на что указывает наличие трещин высыхания, волноприбойных знаков, косой слоистости, галек, оолитов, внутрипластовых размывов.

В осадочных отложениях фанерозоя железорудные формации связаны с терригенными и терригено-карбонатными формациями, в основном с песчано-глинистыми прибрежно-морскими или лагунно-морскими парагенезами. В их составе обычно присутствует глауконит, встречаются залежи фосфоритов, угля, бокситов и марганца. Выделяется несколько групп железорудных формаций с разной промышленной значимостью.

Формации кор выветривания и приуроченные к ним железорудные образования связаны с длительными континентальными обстановками на древних и молодых платформах. Они образуются в зонах вторичного окисления первичных сидеритовых и лептохлоритовых руд и являются продуктами их перемыва и переотложения. В плане они образуют прерывистые лентобразные тела линзовидной или неправильной удлиненной формы, расположенные в котловинах и пологих депрессиях субстрата. Неровности подстилающего рельефа определяют непостоянные мощности отложений – от первых метров до 250-300 м с резкими их перепадами и неравномерным распределением зон оруденения, которые представлены линзовидными прослоями и пластами мощностью до нескольких метров и протяженностью до первых сотен метров. Типовыми примерами таких формаций являются алапаевская мезозойская формация на восточном склоне Урала и березовская верхнеюрско-меловая в Забайкалье, широко представлены они в Западной Африке.

Лимнические и аллювиально-лимнические железорудные формации отличаются преобладанием отсортированных слоистых, а в аллювиальных толщах и косослоистых осадков, сложены переслаиванием глин, алевролитов и песков. В плане это овальные и выпуклые книзу линзы мощностью от десятков до сотен метров, разбросанные по площади, либо вытянутые (в аллювиальных фациях) в извилистые прерывистые полосы. Рудные залежи сложены сидеритовыми, реже известково-сидеритовыми и окисными железо- и железомарганцевыми конкрециями. Они образуются в котловинах разного размера (до тысяч квадратных километров), реже в долинах древних водотоков и представляют собой комплексы озерно-болотных, озерно-аллювиальных фаций с участием пролювия и делювия. Примерами железорудных формаций такого типа являются песчано-глинистая формация оленекского яруса Вятско-Камского водораздела площадью в 135 000 км² , железорудные месторождения Тургайского прогиба и Северного Приаралья.

Паралические и субпаралические формации накапливались в переходных континентально-дельтово-лагунных обстановках с различным режимом солености. Железорудные осадки формировались в отчлененных от открытого моря лагунах, заливах и проливах и отличаются разнообразием типов пород, пластовыми залежами руд протяженностью до десятков километров, отсутствием или слабым развитием прибрежно-континентальных фаций, наличием морской фауны, карбонатов и силикатов железа, глауконита, иногда также фосфатов, барита и пирита. Формациями этого типа являются керченская оолитовая железорудная песчано-алеврито-глинистая формация верхнеплиоценового возраста и аятская железорудная оолитовая песчано-глинистая формация туронского возраста Тургайского прогиба.

Прибрежно-морские формации накапливаются в заливах окраинных и внутренних морей и в иловых впадинах. Рудовмещающие осадки в основном глинистого состава и содержат много сидеритовых конкреций, образующих иногда слитные прослои. Мощность отложений десятки, реже сотни метров, площадь – до сотен и первых тысяч квадратных километров. Примером такой формации является сидеритоносная формация Кожимского бассейна на северо-востоке Восточно-Европейской платформы.

Железорудные формации в фанерозое накапливались в основном в пределах древних и молодых платформ, и отмечается их рост от каледонского этапа к альпийскому. Большинство исследователей их образование связывает с привносом железа в бассейны осадконакопления с континентальными водами и преимущественным выпадением его в осадок в прибрежной зоне, скорее всего в условиях распреснения морских вод. Наиболее благоприятными для железонакопления были участки морского бассейна, прилегающие к заболоченным прибрежным низменностям и отчлененные от открытого моря островными грядами и отмелями.

Марганценосные формации изучали А.Д.Петровский, С.Д.Рабинович, А.Г.Бетехтин, Н.П.Херасков, Н.С.Шатский, Е.А.Соколова, В.П.Рахманов, И.М.Варенцов и другие.

Марганценосные формации песчано-алеврито-глинистые кварцевые, кремнисто-глинисто-песчаные кварц-глауконитовые, песчано-глинистые кварц-глауконитовые и кремнисто-глинисто-песчаные аркозово-кварцевые. Почти все они связаны с субпаралическими и паралическими гумидными ландшафтами. Наиболее общими признаками формаций являются: обязательное сочетание рудных залежей с несколькими типами подстилающих, перекрывающих и латерально замещающих осадков (обычно песков, алевритов и глин, реже конгломератов, галечников и кремнистых пород); разнообразная сортировка и сочетания плохо и хорошо сортированных пород; редкие находки солоноватоводной или морской фауны; в разной степени выраженная горизонтальная, реже косая, слоистость; несогласное залегание на подстилающих, нередко разновозрастных отложениях; признаки перерывов в осадконакоплении и сильная конденсация стратиграфических разрезов. Характерно трехчленное строение марганценосных формаций, при этом рудные накопления в основном приурочены к средней пачке; значительная пестрота фаций и соответствующих им осадков; присутствие в составе руд окисных, карбонатных и смешанных разностей.

Типичными примерами марганценосных формаций являются лабинская формация Северного Кавказа олигоцен-нижнемиоценового возраста, северо-уральская формация нижнего палеоцена, южно-украинская и чиатурская формации олигоценового возраста.

Формирование марганценосных формаций происходило на стабильных или близких к ним тектонических структурах – склонах антеклиз и щитов или в пределах срединных массивов. Марганцеворудные эпохи совпадают с регрессивными стадиями герцинского и киммерийско-альпийского тектоно-седиментационных этапов, при этом все рудные образования накапливались в трансгрессивные фазы и рудные скопления тяготеют к низам трансгрессивных серий осадков. Формации накапливались в мелководной части трансгрессировавших морей и источником марганца были породы питающих провинций, где громадные массы кристаллических пород подвергались гипергенной переработке. Это способствовало высвобождению соединений марганца., которые в растворенном состоянии переносились реками в морской бассейн. Некоторые исследователи предполагают эндогенный источник марганца и, возможно, что оба источника имели место.

Фосфоритоносные формации делятся на геосинклинальные и платформенные, при этом три четверти всех запасов фосфоритов относятся к геосинклинальному типу.

Фосфоритоносные формации изучали П.Л.Безруков, Г.И.Бушинский, Э.А.Еганов, А.В.Казаков, Н..С.Шатский, А.Л.Яншин и многие другие.

Фосфоритоносные формации геосинклинального типа карбонатные. Промышленные концентрации фосфоритов имеют четкую избирательную приуроченность и локализуются в кремнисто-карбонатных, терригенно-кремнисто-карбонатных, некоторых вулканогенно-карбонатных и в меньшей степени в доломитовых и рифоидных толщах, характеризующихся также повышенными содержаниями урана, ванадия, марганца и бария. Продуктивные горизонты залегают обычно между терригенными или кремнистыми и карбонатными породами и тяготеют к разрезам с минимальным площадным распространением терригенных пород. Фосфориты состоят из фосфатных зерен или пеллетов и фосфатного цемента. Руды имеют в карбонатных породах, как правило, доломитовый или кальцитовый цемент, в кремнистых   кремнистый. Промышленные концентрации фосфоритов, приуроченных к карбонатным формациям, известны в отложениях верхнего протерозоя, нижнего кембрия, перми, в верхнем мелу палеогене и в миоцене. С формациями этого типа связаны крупные месторождения пластовых фосфоритов Каратаусского бассейна в Казахстане, Хубсугульского бассейна в Монголии, месторождения Северной и Западной Африки, Среднего и Ближнего Востока, США (Скалистые горы), Австралии (Джорджина) и многие другие. Фосфоритоносные формации этого типа имеют четкий тектонический контроль и развиты преимущественно в миогеосинклиналях, где они локализуются на склонах сопряженных конседиментационных поднятий и впадин. Иногда они развиты в краевых перикратонных частях древних и молодых платформ, на пологих бортах синеклиз и антеклиз, осложненных структурами второго порядка, наиболее мощные горизонты фосфоритов наблюдаются на крыльях брахиантиклиналей и мульдообразных поднятий. Распределение залежей фосфоритов в пределах формаций контролируется также литолого-фациальными и палеогеографическими факторами. Изменение состава пород формации по латерали, связанное со сменой палеотектонических и фациальных условий осадконакопления, приводит к изменению мощности рудных горизонтов и к их исчезновению.

Фосфатонакопление в карбонатных илах происходило в областях подъема холодных глубинных океанических вод, обогащенных фосфатами, в основном на пологих склонах подводных впадин, банках и отмелях шельфов мелководных морей с нормальной или повышенной соленостью, в пределах участков с замедленной терригенной седиментацией, часто характеризующихся наличием сезонных течений. Наиболее благоприятными для накопления фосфоритоносных формаций являлись проливы, расположенные между платформой и внутригеосинклинальным поднятием, в областях с жарким и засушливым климатом.

Фосфоритоносные формации платформенного типа глауконитовые, терригенно-глауконитовые, глауконитово-меловые и опоково-глауконитовые. Их мощность измеряется десятками метров. Формирование платформенных фосфоритовых отложений было связано с трансгрессиями, поэтому разрез глауконитово-фосфоритовых формаций начинается с базального конгломерата мощностью до 0,5 м, сложенного гальками более древних фосфоритов, кремней, песчаников, известняков, кристаллических пород. Выше залегают кварцево-глауконитовые пески с мелкими зернами и конкрециями фосфоритов или песчаные глины до нескольких метров мощности. Лежащий выше главный фосфоритовый слой сложен желваками фосфоритов, обособленными или образовавшими монолитную фосфоритовую плиту. Выше и ниже этой плиты количество фосфоритовых желваков резко уменьшается. Над главным фосфоритовым слоем вновь залегают глауконитово-песчаные, а затем и карбонатные отложения. Такое четырехчленное строение наблюдается у большинства глауконитово-фосфоритовых формаций.

Платформенные глауконитово-фосфоритовые формации накапливались на склонах синеклиз, которые являлись удобным путем перемещения на платформу глубинных океанических вод, обогащенных фосфором. Изучение продуктивности фосфоритовых залежей в верхнемеловых отложениях Московской синеклизы и Днепровско-Донецкой впадины показало, что по мере удаления от береговой линии содержание соединений фосфора вначале возрастает, а затем резко уменьшаетя и глауконит-фосфоритовые формации замещаются более глубоководными отложениями.

Меденосные формации изучали В.С.Домарев, В.М.Попов, Д.Г.Сапожников, Ю.В.Богданов, И.С.Яговкин, А.М. Лурье, Л.Ф.Наркелюн и многие другие.

Стратифицированные медные месторождения приурочены к определенным стратиграфическим уровням. Наиболее древние метаморфизованные осадочные месторождения меди установлены в нижнем протерозое (Удокан). В позднем протерозое формировались крупные месторождения в Замбии и Заире. В верхнем кембрии ордовике выявлены месторождения на юге Сибирской платформы, в девоне Саяно-Алтайской складчатой области, Казахстана и Подолии, в верхнем карбоне перми Казахстана, Приуралья, Мангышлака, Донбасса, в мелу и неогене Средней Азии.

Палеотектонический контроль оруденения проявляется в приуроченности основных участков меденакопления к склонам локальных конседиментационных поднятий на фоне крупных прогибов. Эмпирически установлено, что в месторождениях медистых песчаников число рудных залежей возрастает, когда часто переслаиваются красноцветные и сероцветные породы, при этом оруденение тяготеет к сероцветным породам.

Потенциальными источниками рудного материала являются обогащенные медью породы кварц-кератофир-спилит-диабазовой формации с колчеданными месторождениями, крупные интрузивные массивы с медным, медно-кобальтовым, медно-никелевым оруденением, амфиболитовые толщи архея и другие породы в области размыва и сноса обломочного материала. Перенос меди в область осадконакопления осуществляется в растворах, иногда в составе обломков. В миграции меди большую роль играют ее растворимые органические соединения. Возможны также эндогенные источники рудного вещества. Промышленное накопление полезных компонентов происходит чаще в диагенетическую стадию, когда перераспределяется рудное вещество, ранее рассеянное более или менее равномерно в осадке. В тонкообломочных осадках перераспределение соединений меди послойное, происходит также миграция меденосных поровых растворов из тонкообломочных пород при их уплотнении в грубообломочные с образованием медистых песчаников.

Рудоносность магматических формаций. Для магматических комплексов намечается прямая связь парагенезисов горных пород определенной кислотности и щелочности, а также глубинности с наборами полезных ископаемых. Рудоносность магматических формаций определяется также внутренним строением плутонических и вулканических асоциаций: расслоенностью, зональностью, многофазностью.

Для ультрамафических, ультрамафически-мафических и мафических формаций характерны промышленные концентрации хромитов, медно-никелевых, кобальтовых, титаномагнетитовых, ванадиевых руд, платины и платиноидов, асбеста, талька, исландского шпата, агатов. С щелочными породами связаны флогопит, алмазы, апатит-нефелиновые руды, тантало-ниобаты.

Для мафически-салических формаций типичны железные руды, серно-колчеданные, медно-цинково-колчеданные, медно-молибденовые руды, золоторудная минерализация.

Рудоносность сиалических формаций определяется наличием в них руд олова, молибдена, вольфрама, золота, полиметаллов, драгоценных камней, керамического сырья, редкометальных пегматитов. Щелочно-сиалические формации потенциально рудоносны на апатитовые, апатит-нефелиновые руды, на вермикулит.

В кристаллическом фундаменте Беларуси установлены медно-никелевая сульфидная и титаножелезорудная, ильменит-магнетитовая рудные магматические формации и сульфидно-магнетитовая, медно-молибдено-скарновая и вольфрамовая шеелит-скарновая постмагматические приконтактовые рудные формации (Полезные ископаемые Беларуси, 2002)

Рудоносность метаморфических формаций определяется основностью первичных комплексов и фацией метаморфизма. С метаморфическими формациями связаны крупнейшие железорудные и железо-марганцевые месторождения. Важное значение имеют месторождения глиноземистого сырья, включая корундовые месторождения, а также месторождения флогопита, керамического сырья, редкометальных пегматитов. Важную роль играют докембрийские золотоносные и ураноносные формации, а также сульфидное (колчеданное и колчеданно-полиметаллическое), медно-никелевое, хром-титановое оруденение.

В кристаллическом фундаменте Беларуси установлены магнетит-эвлизитовая метаморфическая и магнетит-кварцитовая, серноколчеданная и колчеданно-полиметаллическая метаморфизованные рудные формации (Полезные ископаемые Беларуси, 2002).

В кристаллическом фундаменте Беларуси выявлены постмагматические гидротермально-метасоматические медно-молибденовая порфировая, редкометально-пегматитовая и формация редкометальных и редкоземельных метасоматитов, а также гидротермально-метасоматические рудные формации зон разломов: сульфидно-полиметаллическая, золото-сульфидно-кварцевая и рудная формация редкоземельных метасоматитов (Полезные ископаемые Беларуси, 2002).