Формы залегания осадочных пород 2 страница

Рис. 7. Схема векторов напряжения при одноосном растяжении

В зависимости от характера напряжений различают три типа деформаций: упругие, пластические и разрывные. Когда тело подвергается действию силы, то сначала возникает упругая де­формация, при которой временно изменяющиеся форма и объем тела восстанавливаются с прекращением внешнего воздействия.

При дальнейшем нарастании напряжения за пределом упругости тела появляется пластическая деформация, которая характери­зуется остающимся после снятия силы изменением формы и объема тела без нарушения сплошности материала. Наконец, когда увеличивающееся действие силы превысит предел прочности материала, пластическая деформация переходит в разрывную, заключающуюся в разрыве сплошности, разрушении исходного материала.

Такая простая и закономерная в идеальных условиях последовательность деформаций в природной обстановке часто нарушается. В горных породах деформации редко проявляются в своем «чи­стом виде», так как по разным причинам накладываются друг на друга, действуя одновременно или в аномальной последователь­ности. Это зависит от многих факторов, прежде всего от физико­механических свойств пород, способа деформации, времени, тем­пературы и др. Так, например, в хрупких, жестких породах уп­ругая деформация большей частью не может разрешиться пластическим путем и сразу же переходит в разрывную. С другой стороны, породы, которые мы привыкли считать хрупкими, жесткими (на­пример, известняки, песчаники или даже базальты), в условиях длительного (в геологическом смысле) действия направленной силы, малой скорости движения или при всестороннем сжатии ве­дут себя как пластичные тела, т. е. изгибаются в складки с раз­рывами и без разрывов. Наоборот, при относительно кратковре­менной и достаточной для разрыва нагрузке в различных по фи­зико-механическим свойствам породах появляются лишь много­численные трещины, т. е. нарушается сплошность материала без видимых явлений пластического течения вещества. Соль или лед, например, ведут себя двояко: при ударе раскалываются, кро­шатся, а при более или менее длительном направленном давлении текут, как смола (соль - в соляных куполах, лед - при движе­нии в ледниках). В условиях высокого давления и высокой тем­пературы, характерных для зон геосинклинальной складчастости или для больших глубин, это свойство проявляется и у других горных пород. Физическую сущность и направленность подобных превращений горных пород раскрывает теория упругой и оста­точной (пластической и разрывной) деформаций.

Упругая деформация характеризуется прямолинейной зависимостью между нагрузкой и упругими (обратимыми) деформациями, т. е. такими, которые при снятии нагрузки исчезают и тело полностью восстанавливает свою первоначальную форму и объем. Согласно закону пропорциональности (закон Гука), величина упругой деформации пропорциональна напряжению. Механизм процесса заключается во временном смещении частиц материала, которые при­нимают прежнее равновесное состояние, как только снимается нагрузка. В теле создается равновесие между внешними силами и силами сопротивления. Однако оно может существовать лишь до определенного предела - предела пропорцио­нальности, иначе, предела упругости, еще иначе, предела текучести. Этот предел определяется коэффициентом упругости и зависит, прежде всего, от агрегатного состояния вещества и состава деформируемого материала.

Пластическая деформация осуществляется через упругую деформацию, связана с касательным напряжением в сложно напряженном деформированном теле и возникает в тот момент, когда касательное напряжение достигает предела текучести по сдвигу. Физическая сущность пласти­ческой деформации состоит в трансляции, т. е. в скольжении одних частиц (слоев) тела относительно других в плоскости касательного (скалывающего) напряжения, направленного под углом 45° к главным осям эллипсоида (обычно к одной или двум из них). В процессе скольжения частицы занимают новые места и остаются на них, т. е. находят новое состояние равновесия после снятия силы (рис. 8).

Рис. 8. Схема смещений тончайших пластинок в проволоке (а) и разрыв медного стержня с обра­зованием «шейки» (6) при растяжении

Другое отли­чие пластической деформации от упругой состоит в том, что она пропорциональна не только прило­женным к ней силам, но и длительности этих сил. При относительной кратковременности процесса пла­стическая деформация может осуществляться в усло­виях, когда напряжение превышает предел упругости. Если же процесс деформирования тела развивается в течение длитель­ного времени, то пластическая деформация происходит при нагрузках, не пре­вышающих предела упругости. Этот кажущийся парадокс объясняет теория ре­лаксации и ползучести твердых материалов. Явление релаксации состоит в том, что при постоянной величине достигнутой и сохраняемой продолжительное время деформации тела нагрузка, необходимая для поддержания этой деформа­ции, снижается, а напряжения (внутренние силы) в теле уменьшаются (рассеи­ваются). Ползучесть (медленная текучесть) Отличается медленным нарастанием во времени пластической деформации при устойчивых напряжениях ниже пре­дела упругости. Если, например, многократно растягивать пружину или резину или на длительное время закрепить их в растянутом положении, то они ослаб­нут, вытянутся. Здесь часть упругой деформации перейдет в пластическую, хотя для этого потребуется относительно небольшое усилие. В масштабе геологи­ческого времени релаксация и ползучесть играют очень большую роль, объяс­няя формирование складчатости не только в пластичных, но и в жестких породах при слабых тектонических движениях (платформенные складки, некоторые типы геосинклинальных складок).

Следует иметь в виду, что тела могут испытывать неоднородные, так называ­емые упруго-пластические деформации, при которых одни их части будут под­вергаться упругим, а другие - пластическим деформациям.

Разрывная деформация, или разрушение твердого тела, происходит при пре­одолении нагрузкой предела его прочности. Интенсивность напряжений в этой конечной стадии деформационного процесса настолько велика, что вдоль опре­деленных направлений (поверхностей) нарушаются связи между частицами ве­щества (в том числе могут разрушаться его кристаллические решетки) и в теле появляются тончайшие и крупные трещины. Есть два пути перехода к разрывной деформации: по «классической» (полной) схеме, когда разрушение наступает то­лько после пластической деформации, и по «сокращенной» схеме - сразу же за упругой деформацией.

В соответствии с механизмом разрушения твердого тела су­ществует два рода трещин: трещины скалывания (см. рис. 8, б и рис. 9) и трещины отрыва (рис. 10).

Рис. 9. Схема образо­вания трещин отрыва и скалывания.П∂ - продольный изгиб; Пп – поперечный изгиб

Рис. 10. Схема хрупкого разрушения при растяжении (а), сжатии (6) и сдвиге (в). По А. Е. Михайлову

Трещины ска­лывания при сжатии или растяжении ориентируются вдоль мак­симального касательного напряжения, т. е. теоретически под углом 45° к оси внешних сжимающих и растягивающих сил (об­разуется две системы трещин по обе стороны от оси). Однако в связи с внутренним трением, особенностями структуры и другими причинами в горных породах этот угол обычно меньше своего теоретического значения и колеблется в пределах 30-45°. Тре­щины скалывания при сдвиге тоже образуют две системы: одну (главную), вытянутую вдоль линий пары сил, и вторую (второсте­пенную), перпендикулярную к этому направлению. Трещины отрыва располагаются нормально к растяжению и параллельно сжатию или под углом 45° (при сдвиге) к направлению внешних сил. Большинство разрывных смещений в земной коре образуется путем вязкого скалывания, тогда как в зонах трещиноватости преобладают трещины отрыва.

§ 12. Типы классификаций структурных форм

Структурные формы классифицируют по морфологическому, кинематическому и генетическому признакам. При этом на пер­вый план выступает морфологическая классификация.

При морфологической классификации исходят только из внеш­него облика и пространственного положения тои или другой струк­турной формы т. е. учитывают лишь геометрические признаки. Например, разрывную структуру относят к сбросу, если поверх­ность, по которой происходило вертикальное перемещение смеж­ных блоков, наклонена в сторону опущенных пород, и к вз­бросу - если сна наклонена в сторону поднятого блока. Выделяе­мые по морфологическому признаку многочисленные и разнообраз­ные типы и разновидности структурных форм (слоев, складок, разрывных смещений, трещин, форм залегания магматических и -метаморфических пород и др.) в их комбинациях характеризуют пространственные соотношения геологических тел в современной структуре Земли. По отношению к подобным пространственным соотношениям элементарных форм применяется тот же морфоло­гический принцип систематизации. В названиях этих структур, таких как слоистая, моноклинальная, складчатая и др., отражены содержание и рубрикация основных разделов структурной гео­логии.

Кинематическая классификация учитывает движения, действующие при образовании различных типов структур, но только с точки зрения геометрии этих движений. При такой классификации структурные формы систематизиру­ются в зависимости лишь от направленности движений, безотносительно к выз­вавшим их причинам или силам. Сильной стороной кинематической классифика­ции является то, что она основана на анализе механизма деформаций горных по­род - прогрессивном и все более совершенствующемся методе структурной ге­ологии.

При генетической классификации получают наиболее полное представление об объекте исследования, так как она раскрывает его природу, механизм и исто­рию образования. В структурной геологии эту классификацию стремятся ис­пользовать как можно шире. Однако единая генетическая классификация тек­тонических структур до сих пор все еще отсутствует.

Таким образом, из трех классификационных систем морфоло­гическая пока остается наиболее хорошо разработанной и на­дежной; в большинстве случаев она принимается за основную. Однако во всех случаях ее стремятся дополнить генетической и кинематической классификациями структурных форм и структур. Дальнейшее совершенствование этих систем и подготовка на их основе единой рациональной классификации и терминологии скла­док, разрывов, форм залегания магматических пород и других структур является актуальной задачей геотектоники и струк­турной геологии.

§ 13. Исходные понятия структурной геологии

В структурной геологии есть понятия, которые лежат в основе ряда ее важнейших положений, имеют широкое геологическое содержание и служат для характеристики очень многих геологи­ческих явлений. К таким ключевым, исходным понятиям и соот­ветствующим им терминам относятся залегание, структура, дис­локация и некоторые другие.

Термин «залегание» (см. § 1) используется в названиях или определениях, характеризующих различные типы и разновид­ности структурных форм, стратиграфические взаимоотношения между смежными породами разрезов и другие явления, на­пример трансгрессивное залегание, горизонтальное залегание, складчатое залегание, несогласное параллельное залегание. Реже он применяется в выражениях: «Количество точек наблюдения при съемке зависит от залегания слоев» или «Какое здесь залегание (или условия залегания) ... ». В ряде случаев термин включает более широкий смысл, чем понятия структуры и структурной формы. Можно, например, сказать: «Наклонное залегание», но нельзя его назвать наклонной структурой (здесь значение тер­мина «структура» уже, чем термина «залегание»).

Понятия «структурная форма» и «структура». Слово «струк­тура» обозначает буквально: строение, устройство, расположение. Однако термин «структура» в геологии имеет различное значение, например, структура петрографическая и структура тектониче­ская - различные понятия.

В геотектонике под структурой понимают как общее геологиче­ское строение целого района, т. е. тектонику района, так и его крупные элементы строения. Кроме того, под тектонической струк­турой понимают и определенный тип структур, встречающийся в различных районах земной коры с комплексом присущих ему отличительных признаков состава и условий залегания пород, например: плиты, синеклизы, антеклизы и др. - основные текто­нические структуры платформ; геосинклинали, геоантиклинали и др. - основные тектонические структуры геосинклинальных областей. Таким образом, термин «тектоническая структура» включает различные объем и содержание.

Нет единства и в классификации структур на порядки их размеров, начиная от самых крупных, т. е. структур l-гo порядка (материков и океанов), до элементарных структурных единиц (форм залегания горных пород), т. е. структур самого низшего порядка. Если исходить из классификации В. Е. Хаина, то струк­турная геология охватывает лишь структуры низших порядков (IV, V и т. д.), называемые коровыми. Отчетливого подразделения этих структур на порядки не существует, да и размеры их в пре­делах одного и того же порядка могут сильно колебаться. Напри­мер, отдельные складки в зависимости от их типов могут иметь различные ранги. Так, согласно К. Г. Войновскому-Кригеру, поперечник веерообразных складок может измеряться десятками ­до единиц километров (мегаструктуры), а изоклинальных - еди­ницами километров (макроструктуры) до единиц метров и санти­метров (мезоструктуры) или даже до единиц сантиметров и миллиметров (микроструктуры). В. В. Белоусов, Ю. А. Косыгин поня­тие структуры отождествляют с понятием структурной формы. В интересах единства терминологии такой подход представляется рациональным.

Следующее понятие - нарушение, или дислокация - также очень широко используется в структурной геологии, так как подавляющее большинство структурных форм образуется при дис­локациях.

Нарушением, или дислокацией (лат. dislocatio - смещение буквально - выведение из первоначального места) называется всякое отклонение слоев горных пород от их первоначального (первичного, чаще всего горизонтального) положения, связанное с перемещениями вещества Земли. В результате первичные структурные формы переходят во вторичные или участвуют в их обра­зовании. Эти вторичные структурные формы также называются дислокациями (нарушениями), например: складчатая дислокация, разрывное нарушение.

В большинстве случаев нарушения вызываются тектоничес­кими движениями, поэтому их называют тектоническими нару­шениями или просто нарушениями. Если же они связаны с нетек­тоническими деформациями земной коры, например с движением масс льда в континентальных ледниках, оползнями, прогибами слоев над пустотами (при карсте) или с процессами, происходя­щими внутри самих горных пород (при изменении объема в про­цессе перехода ангидрита в гипс, неравномерном уплотнении осадка в стадии диагенеза и др.), то к слову (термину) «нарушение» («дислокация») добавляется соответствующее прилагательное ­ледниковое нарушение (или гляциодислокация), оползневое на­рушение, провальное нарушение и т. д.

Часть II

СТРУКТУРНАЯ ГЕОЛОГИЯ

Раздел первый

ФОРМЫ ЗАЛЕГАНИЯ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД

А. ПЕРВИЧНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ФОРМЫ

Глава V

СЛОИСТАЯ СТРУКТУРА В ЗЕМНОЙ КОРЕ

§ 14. Слой и фация

Наиболее характерной особенностью осадочных горных пород является их залегание в виде слоев. Слой представляет собой основной элемент осадочной оболочки земной коры.

Слоем, или пластом *, называется геологическое тело плито­образной формы сравнительно небольшой толщины и значительной протяженности, которое образовано осадочной породой, отлича­ющейся по каким-либо признакам (по возрасту, составу, цвету и другим особенностям) от смежных слоев разреза. Однако строго плитообразная форма не всегда выдерживается, особенно если слои рассматривать в площадном распространении, когда изме­няются его толщина (мощность) и протяженность. Равным обра­зом, состав, окраска, текстура и некоторые другие отличительные признаки слоя также непостоянны. Например, литологический состав может меняться не только по Простиранию, но даже в одном разрезе. Иногда в нижней части слой состоит из более крупных частиц, чем в средней, а вверху - из самых мелких. В целом эти изменения не так уж велики и слой на некоторой площади сохра­няет параллельность ограничений и свою внутреннюю однород­ность. Поэтому названия слоев дают по основному литологиче­скому и дополнительным (окраска, текстура, зернистость и др.) признакам. Например: слой глины, слой известняка, слой песка; слой бурой глины, слой синей глины, слой пестрой глины; слой плотного (массивного) известняка, слой трещиноватого известняка и т. п.

Многие слои расчленены на очень тонкие (от долей до единиц сантиметров) прямые или неправильной изогнутой формы слойки. В одних случаях они различаются по цвету или по небольшим колебаниям состава породы (обычно гранулометрического), в дру­гих - при полной однородности слоя они выделяются по поверх­ностям отслоения.

к о 8 с л о Нор~'альный Подош6а

к о 8 с л о Нор~'альный Подош6а

.J!P.. о!!!!, J!.PtE~1!!!! '!­ ан

У каждого слоя (пласта) различают подошву, кровлю и мощ­ность.

Подошва - наиболее древняя часть слоя, стратиграфически нижняя его поверхность. Кровля - наиболее молодая его часть, стратиграфически верхняя поверхность (рис. 11).

Рис. 11. Элементы слоя. Мощность слоя:

т - истинная. а - видимая; β - угол среза при выходе слоя на поверхность

Следует под­черкнуть, что эти два элемента слоя устанавливаются по страти­графическому признаку. Так, при нормальном (первичном) и наклонном (слабо нарушенном) залегании кровля слоя будет вверху, а при опрокинутом и перевернутом залегании - внизу:

Мощность - толщина пласта (т) - расстояние между подошвой и кровлей. Когда говорят о мощности слоя, то подразумевают его истинную мощность, кратчайшее расстояние между подошвой и кровлей - величину постоянную, в отличие от видимой мощ­ности * (а) - величины переменной, зависящей от угла среза пластов при выходе их на поверхность, т. е. в обнажениях (β). В тех случаях, когда мощность слоя измеряется по горизонтальной линии, говорят о ширине выхода пласта в плане, являющейся разновидностью видимой мощности. Кроме того, различают полную мощность, измеренную от кровли до подошвы слоя, и не полную мощность, характеризующую не весь слои, а лишь некоторую его часть, тогда как другая часть слоя либо вообще отсутствует (при размыве кровли слоя), либо недоступна прямому наблюдению и измерению (например, часть слоя прикрыта осыпью в низах обна­жения или не вскрыта эрозионным срезом - рис. 12). Истинная мощность слоя чаще составляет несколько метров, но может быть и несколько сантиметров и свыше десятка метров.

Рис. 12. Типы мощности горизонтального слоя в обнажении:

m_п - истинная полная; a_{п -} видимая пол­ная; т_н - истинная неполная; a_н - види­мая неполная

Тонкие (первые единицы и доли сантиметров) слои, залега­ющие либо внутри более мощного слоя, либо между слоями слоистого комплекса и играющие подчиненную роль в его строении называются прослоями, прослойками или пропластками. Например, прослои песка в глине; глина с прослойками песка. Некоторые прослои могут состоять из еще более тонких слойков.

Постепенное или резкое уменьшение мощности слоя до его исчезновения называется выклиниванием. Выклинива­ние может быть первичным, когда оно связано либо с прекраще­нием отложения осадка (стратиграфическое, или собственно вы­клинивание), либо с фациальной изменчивостью (фациальное вы­клинивание), и вторичным, являющимся результатом либо по­следующего размыва ранее отложившегося слоя (денудационное выклинивание), либо горизонтального растяжения и разрыва слоя при складкообразовании (тектоническое выклинивание). Слой, быстро выклинивающийся во всех направлениях, называется линзой. При размыве или растяжении (сжатии) какой-то части слоя говорят о неполном выклинивании; в последнем случае такое выклинивание называют пережимом (рис. 13). Неполное выклинивание (рис. 14), связанное с размывом, может быть сингенетиче­ским (размыв происходит одновременно с отложением слоев) и эпигенетическим (размыв происходит после отложения слоев).

Рис. 13. Элементы слоя и случаи его выклинивания. По Н. И. Буялову

1 – элементы слоя; 2 – неполное выклинивание слоя (пережим); 3 - быстрое выкли­нивание слоя; первичные выклинивание (стратиграфическое): 4 и 5 - фациальное, 7 - исчезновение поверхностей напластования вследствие фациальных изменений; вторичное выклинивание; 6 – денудационное, 8 - тектоническое

Рис. 14. Типы неполного выклинивания: а – сингенетический, б – эпигенетический. По М. А. Усову. 1 – пласт угля; 2 – породы кровли угольного пласта; 3- более молодые несогласно залегающие породы.

В большинстве случаев слои обладают значительной протя­женностью и устойчивостью. Свойства слоя сохранять известное постоянство в земной коре и параллельность нижней и верхней поверхностей используются при измерениях и геометрических построениях элементов осадочной толщи, например при составле­нии разреза по геологической карте. Будучи основным элементом слоистости осадочных толщ, т. е. исходной стратиграфической единицей осадочной оболочки земной коры, слои характеризуют собой определенный, хотя и небольшой промежуток времени образования этой оболочки. Следовательно, если исходить из принципов стратиграфии, слой на площади распространения должен иметь одинаковый возраст независимо от изменений состава, обусловленных различиями палеогеографической обста­новки накопления осадка в разных частях этой площади (рис. 15).

Рис. 15. Схема смещения фациальных зон и образования слоев при трансгрессии (1) и регрессии (11)

1 - галечники; 2 - пески; 3 - глины; 4 – известняки; 5 - подстилающая порода; 6 - профиль морского дна и поверхности суши; 7 - границы одновозрастных слое в периоды относительного положения уровней моря 1- V; 8 - границы фаций. Поло­жение береговой линии в начале трансгрессии (Т) и в конце регрессии (P). Т-Т' и Р-Р' – линии вертикальных разрезов

Приведенное выше понятие слоя (когда слой не имеет геогра­фического названия, в противном случае он выражает вспомога­тельную единицу регионального значения - часть горизонта) является наиболее распространенным. Однако некоторые геологи рассматривают слой как геологическое тело, литологически одно­родное, отдельные части которого имеют различный возраст, изменяющийся в направлении, поперечном по отношению к древ­ней береговой линии. Такое определение слоя сближает его с по­нятием «геологическая осадочная фация» (ископаемая). Границы тела при этом занимают секущее положение по отношению к слои­стости, и оно не имеет ярко выраженных подошвы, кровли и эле­ментов залегания.

Геологической осадочной фацией (лат. facies - внешний вид, лицо) называют осадочные образования с комплексом сходных литологических, палеонтологических, гранулометрических, струк­турно-текстурных, геохимических и ряда других признаков, от­ражающих физико-географические и геотектонические условия накопления и диагенеза осадка. Различают фации современных осадков и фации ископаемые, которые объединяют фации морские, лагунные и континентальные. Среди морских, например, выде­ляют фации прибрежные, мелководные и глубоководные с после­дующим более дробным их делением. Кроме глубины зоны бассейна осадкообразования фации классифицируют по температуре воды, солености, гидрохимическим особенностям среды отложения и другим признакам.

Фации нередко рассматривают либо со стороны ее веществен­ного, литологического состава (литофация), либо со стороны за­ключенных в ней фауны и флоры (биофация). Подобное разделение учитывает лишь один из названных признаков, хотя и преобла­дающий в облике фации. Между тем каждая фация характеризуется двумя компонентами - лито­логическим и биологическим, в рав­ной степени зависящими от обста­новки образования.

Могут быть различные фации одного возраста и сходные фации различного возраста (рис. 16).

Рис. 16. Литологически однотипные разновозрастные фации (известняк в слоях К₂ и Р₂) и разнотипные одновозрастные фации (глина, песок и нефтеносный песок в слое Р₁)

Следовательно, при изучении слоистой структуры важно фациальные изменения, объясняющие сложные вопросы стратиграфии, например изменения состава и мощности слоев, условий их образо­вания и т.п., и часто раскрывающие особенности формирова­ния и залегания месторождений различных видов полезных ископаемых (типы залежей подземных вод, нефти, газа, рос­сыпных месторождений и др.).

§ 15. Слоистость, слоистые комплексы и происхождение слоистости

Последовательное налегание различных слоев, образующих осадочную оболочку земной коры, называется слоистостью, или наслоением, стратификацией.

Слоистость отражает различные по длительности промежутки времени ее образования, в связи, с чем разработаны как единая глобальная стратиграфическая шкала, так и местные страти­графические подразделения. В последних выделяются близкие по составу или сходные по условиям залегания стратиграфиче­ские совокупности (совокупности слоев, или слоистые комплексы), распространенные в пределах относительно небольших террито­рий. К таким местным, или региональным элементам разрезов земной коры, в первую очередь, относятся серии, свиты и толщи. При этом серия и свита характеризуют региональные собственно стратиграфические (возрастные) подразделения, толща исполь­зуется как свободный термин.

Свита, являясь совокупностью слоев, представляет основную единицу местной стратиграфической шкалы и иногда соответ­ствует значению яруса (например, свиты палеогена Украины по старой стратификации назывались ярусами), но по объему может быть и меньше и больше последнего. Из-за отсутствия Достаточных палеонтологических данных для синхронизации свит с единой стратиграфической шкалой, как и из-за ограниченного площад­ного распространения, они выделяются по общности фациально­литологических признаков, характерных для разрезов определен­ных регионов, и носят географические названия (например, киевская свита, харьковская свита и т. п.).

Под серией понимают наиболее крупную единицу местных стратиграфических подразделений, охватывающую мощную (нередко в несколько тысяч метров) и сложную по составу толщу осадочных, вулканогенных или метаморфических пород, ограни­ченную обычно значительными угловыми несогласиями. Серия делится на свиты и в возрастном отношении эквивалентна отделу, иногда системе (для протерозойских образований может соответствовать и подгруппе). Сериями часто называют мощ­ные вулканогенно-осадочные и метаморфические комплексы, например: акитканская серия, бодайбинская серия и др. Серия в большинстве случаев формируется в течение целого седиментационного, вулканического или тектонического цикла.

Так как понятие толща выражает лишь некоторую общность входящих в стратиграфический разрез пород в отношении их литологического состава или характера чередования безотноси­тельно к их возрасту, то в настоящее время этот термин приме­няется для характеристики только состава, цвета или происхо­ждения пород (например, глинистая толща, красноцветная толща, континентальная толща). Возрастные объемы и мощности толщ не ограничиваются.

Часть толщи или свиты, объединяющая ряд пластов (слоев) небольшой мощности по какому-нибудь признаку (чаще петро­графическому), называется пачкой (пачка пластов угля). Иногда пачкой называют расщепленный прослойками пустой породы единый пласт угля. Часть свиты или пласт, более или менее гео­графически (регионально) выдержанный и обладающий какими­-либо характерными особенностями (состава, определенной фауны и др.), называют горизонтом.

Есть еще одна, часто употребляющаяся и очень крупная еди­ница, нередко состоящая из нескольких свит или толщ, - фор­мация. Мощность ее может измеряться тысячами метров, а протя­женность - сотнями и тысячами километров. Большинство гео­логов понимают формацию как естественный комплекс разновоз­растных горных пород, отдельные части которого тесно парагене­тически связаны в разрезе друг с другом как по латерали, так и по вертикали. Обычно формация представляет сообщество (сово­купность) близких по составу и происхождению (или по одному из этих признаков) фаций, объединяющихся единством текто­нических условий их образования, например известняковая фор­мация, соленосная формация, флишевая формация - для осадоч­ных пород. Тектонические движения обусловливают закономер­ности размещения (палеогеографию) структурно-фациальных зон (формаций), которые в геосинклинальных областях вытянуты вдоль осей складчатых сооружений, а на платформах согласуются с очертаниями береговых линий эпиконтинентальных морей. С каждой формацией связан определенный, характерный только для нее, или преобладающий комплекс полезных ископаемых, что иногда отражено в названиях (например, железорудная формация, фосфоритоносная формация и др.).