lito_kuznecov

Бассейны

а

Рис. 8.16. Схемы основных типов бассейнов соленакопления на подготовительной (а) - и основной (б) стадиях осаждения солей и основных типов соленосиых толщ.

1 — известняки; 2 — доломиты; 3 — битуминозно-глинистые доломиты и ангидриты; 4 — ангидриты; 5 — каменная соль; б — калийные соли; 7 —

поверхность водного зеркала; 8 — отклонение поверхности воды от формы геоида; 9 — направление течений и плотность рассолов, г/см3; 10 — осажде-

ние солей

сейны стали называть лагунами и постулировать мелководный их характер.

И то и другое нельзя признать оправданным. Большая часть соленосных отложений формировалась в течение длительного времени и в огромных по размеру бассейнах. Так,

1974)

Типы соленосных толщ

Гетерогенные полициклические

		"	- A - I l		- у
	Гомогенные моноциклические
а /	(	¾ ^	g f g i		I | % Ί ί
к к 16	I	у.м. I 7	I	\8	j<^1^25j 9 I I	\ю

соденосные отложения Сибирской платформы, правда, с некоторыми интервалами, о чем будет сказано далее, формировались с конца венда в течение раннего, среднего и частично позднего кембрия, т.е. не менее 50 — 60 млн лет; площадь их распространения, т.е. площадь бассейна соленакопления, составляла, по крайней мере, 1,5 — 2,0 млн км2, что в 1000 раз больше площади Кара-Богаз-Гола, а средняя суммарная мощность только каменной соли — более 500 м. Отдельные чисто соленосные пачки девонской карбонатно-соленосной формации Западной Канады имеют мощность 350 — 400 м и площадь распространения 150 — 350 тыс. км2. Верхнепермский Цехштейновый соленосный бассейн Европы протягивается от западных берегов Англии через Нидерланды, Германию, Данию, Польшу до Литвы и Калининградской области России, включая акваторию Северного и частично Балтийского морей, и имеет площадь более 700 тыс. км2. Наконец, галогенные отложения нижнепермского соленосного бассейна Вос- точно-Европейской платформы установлены на площади свыше 1,5 млн км2, а первичная мощность кунгурских солей в Прикаспийской впадине составляет не менее 2000 м. Эти

1974)

примеры показывают, что масштабы соленакопления по площади, объемам и длительности не сопоставимы с таковыми лагун. Это были обширные длительно существовавшие моря, а современные лагуны, в том числе Кара-Богаз-Гол, — лишь значительно уменьшенные во времени и пространстве и упрощенные их модели.

То же самое касается глубины бассейнов соленакопления. По простой аналогии с современными примерами все эти бассейны нередко считались мелководными, что оказалось не совсем верным или, точнее, верным лишь частично.

В геологической истории существовало, по крайней мере, два типа бассейнов и соответственно два типа образующихся соленосных отложений (Кузнецов, 1972; Яншин, 1961, 1964) (рис. 8.16, табл. 8.2).

Один тип бассейнов — действительно плоские мелководные полуизолированные водоемы, где формируются солевые отложения. Даже небольшие колебания уровня моря за счет тектонических движений или эвстатики ведут к периодическому открытию этих водоемов, возобновлению связей их с Мировым океаном, прекращению соленакопления и формированию несолевых отложений. В итоге соленосная толща является гетерогенной, полициклической, представляет собой многократное переслаивание солевых и несолевых пород. Последние представлены карбонатными или глинистыми породами; в самих солях нередко примеси терригенного, прежде всего глинистого материала, что ведет к образованию галопелитов. Общая мощность формации может быть весьма значительна, а мощность отдельных солевых пачек обычно не более нескольких десятков метров, реже 100—150 м. Примерами таких гетерогенных соленосных формаций являются уже упоминавшиеся кембрийские отложения Сибирской платформы, силурийские бассейнов Мичиган и Иллинойс в США, среднедевонские Уиллистонского и Канадского бассейнов, пермские Днепровско-Донецкой впадины, неогеновые соли Закавказья и др.

Второй тип — это глубокие котловинные моря, также имеющие затрудненный водообмен с Мировым океаном.

Активное испарение в	условиях	аридного климата	ведет
к повышению концентрации солей и увеличению			плот-
ности воды. Эти более	тяжелые	воды опускаются	вниз,

что вызывает плотностное расслоение водной толщи, появляется так называемый пикноклин (pycnocline) — слой воды, характеризующийся резким изменением плотности с глубиной.

1974)

Т а б л и ц а 8.2 Некоторые особенности разных типов соленосных формаций

Особенности строения

Тип формаций

гетерогенные, поли-

гомогенные, моно-

и состава

циклические мелко-

или малоциклические глу-

водные

боководные

1. Подстилающие фор-

Мелководные,

часто

Морские

разнофациаль-

мацию отложения

континентальные.

На

ные — от мелководных до

площади

соленакопле-

глубоководных,

часто

с

ния образовались при-

рифами

на

их

границе.

мерно на одном гип-

Грубоководные

отложения

сометрическом уровне

обычно высокобитуминоз-

(субаквальном

или

ны и являются нефтепро-

субаэральном)

дуцирующими,

распро-

странены в районах мак-

симальных мощностей

со-

2. Формирование

Определяется

прежде

леносных толщ

степени

В значительной

структуры подошвы

всего

прогибанием,

обусловлено

подводной

синхронным

солена-

палеотопографией,

пред-

коплению, а также по-

шествующей

соленакоп-

следующими

тектони-

лению. Может изменяться

ческими движениями

последующими

тектониче-

скими движениями

3.

Состав

формаций

Резко

неоднороден.

Сравнительно

однороден.

(внутреннее строение)

Закономерное

чередо-

Несолевых пород мало или

вание собственно

со-

они

отсутствуют,

повы-

левых

и

несолевых

шенное количество

может

пород — глин, карбо-

наблюдаться

на

перифе-

натов. В

самих солях

рии,

распределение

их

много

терригенных

незакономерно

примесей,

вплоть

до

образования галопели-

4. Мощности

тов

Собственно

солевых

Могут быть очень боль-

пород в циклитах не-

шими (до 1000 м и более);

большие

—

обычно

в

малоциклических

—

первые

десятки

мет-

мощности

отдельных

цик-

ров. Суммарная

мощ-

литов

несоизмеримо

вы-

ность

может

быть

ше, чем в полицикличе-

BGCbMd. большой

ских

5.

Условия

образова-

Многократное

выпол-

Одноили двух-пятикрат-

ния

нение

периодически

ное

выполнение

глубоких

возникающих

неболь-

впадин. По-видимому, ка-

ших по глубине де-

ждый

последующий

цикл

прессий. В целом мел-

выполнения образует лин-

ководные

зу, смещающуюся во впа-

дину. В нижней части —

глубоководные,

в

верх-

ней — мелководные

6. Тектоническая при-

Платформы,

краевые

Платформы, реже краевые

уроченность

и харак-

прогибы,

межгорные

прогибы.

Эпохи

опреде-

тер

тектонических

впадины.

Эпохи

ак-

ленной

стабилизации

по-

движений

тивного прогибания

сле

предшествующего

не-

компенсированного

про-

гибания

1974)

П р о д о л ж е н и е

т а б л .

8.2

Особенности строения

Тип формаций

гетерогенные, поли-

гомогенные, моно-

и состава

циклические мелко-

или малоциклические

водные

глубоководные

7. Особенности

строе-

Нередко

мелководно-

Периоду

соленакопления

ния отложений на пе-

морские

отложения,

соответствует

региональ-

риферии бассейна со-

соответствующие

эле-

ный перерыв (кроме зоны

ленакопления

трансгрессивным

питания морской водой)

ментам

циклитов

CO-

леносной формации, с

многочисленными

пе-

рерывами, синхронны-

ми регрессивным

эле-

ментам (периодам соб-

ственно

соленакопле-

ния). Перерывы могут

фиксироваться

про-

слоями

континенталь-

ных отложений

8. Сезонная слои-

Практически

по

всей

Четкая, главным образом в

стость

мощности солевых па-

верхней части толщи

чек

9. Полезные

ископае-

В очень крупных бас-

Основные и наиболее

бо-

мые

сейнах

—

калийные

гатые месторождения

ка-

соли, часто

полимине-

лийных солей, обычно хло-

ральные

(сульфатные

ридных.

Промышленные

и хлоридные)

выделения боратов, повы-

шенные

содержания

ру-

бидия, таллия, цезия и др.

10.

Характер

проявле-

Гетерогенность

и на-

В соответствующих усло-

ния

соляной

тектони-

личие

компетентных

виях интенсивно выраже-

ки

пород снижает общую

на

пластичность,

и

соля-

ная тектоника не все-

гда развита или разви-

та относительно слабо

11.

Покрывающие от-

Обычно континентальные красноцветные или мор-

ложения

ские мелководные. Нередки признаки

аридности

климата

Плотностное расслоение, наличие пикноклина ведет к тому, что вертикальное перемещение и перемешивание воды прекращается, в придонной зоне создаются застойные условия, сюда не поступает кислород, исчезает донная фауна. Все это обусловливает накопление осадков, обогащенных органическим веществом, поскольку попадающие сюда остатки живущих в водной толще организмов (главным образом планктона) не окисляются и не потребляются бентосом. В начальные этапы развития такого бассейна здесь формируются темные, обогащенные органическим веществом глинистые и глинисто-карбонатные тонкослоистые осадки, которые по ме-

424

ре осолонения водоема сменяются также темноцветными тонкослоистыми битуминозными карбонатно-ангидритовыми

и ангидритовыми отложениями. Наконец, при дальнейшем

прогрессирующем осолонении начинается садка галита, и

каменная соль заполняет глубоководную котловину. В итоге образуется мощная достаточно однородная соленосная толща, залегающая на глубоководных отложениях. В кровле таких толщ нередко формируются и крайне растворимые калийные соли и даже бораты. К таким гомогенным «моноциклическим» толщам относятся кунгурские отложения Прикаспийской впадины и Предуральского краевого прогиба, верхнепермские соленосные отложения Пермского бассейна США и Цехштейна Европы, девонские соли Днепровско-Донецкой впадины и др.

Отдельные периоды распреснения из-за инертности огромной водной массы обычно не очень значительны, кардинально не меняют обстановку и фиксируются появлением среди галогенных пород сульфатов — ангидритов и гипсов.

Соленакопление подобного типа в современных условиях отсутствует, однако древние примеры устанавливаются достаточно надежно. Одним из свидетельств этого является высокая скорость садки солей. Современная каменная соль осаждается со скоростью до 80—120 и даже до 150 мм/год. Скорости образования древних соленосных отложений меньше — есть периоды приостановки и осаждения сульфатов и доломитов, скорости накопления которых значительно меньше, сказывается частичное растворение и другие факторы. Тем не менее расчеты скоростей осадконакопления для различных соленосных толщ силура, девона, перми дают значения 10 — 50 мм/год. К примеру, верхнеюрская (кимме- ридж—титон) гаурдакская свита Среднеазиатского солеродного бассейна, включающая каменную соль и ангидриты суммарной мощностью до 1000—1400 м, сформировалась по оценкам, полученным двумя независимыми методами, за 23 700 — 92 500 лет (Байков, Седлецкий, 2001). Даже если принять максимальное значение 100 тыс. лет, что геологически почти мгновенно, ясно, что почти 1500-метровое тектоническое прогибание за этот короткий промежуток времени имело бы совершенно нереальную скорость. Для сравнения — максимальные скорости тектонического прогибания, рассчитанные таким же образом, дают для палеозоя и мезозоя значения 0,03 — 0,06 мм/год, а для кайнозоя 0,2 — 0,3 мм/год, т.е.

на 2 — 3 порядка меньше. Основное	тектоническое прогиба-
ние происходило до соленакопления,	и оно обусловило фор-

1974)

1974)

мирование глубокого бассейна, который и заполнился («пассивно») солями. Другими словами, большая мощность соленосных толщ определяется не интенсивным тектоническим прогибанием, а заполнением уже существующей депрессии.

Другим свидетельством заполнения солями уже существующих глубоких бассейнов является залегание мощных однородных соленосных толщ на глубоководных отложениях. Специфика таких глубоководных отложений заключается в том, что литологические данные указывают лишь на глубоководность отложений, по крайней мере на глубину, превышающую зону действия волнений, но не позволяют установить абсолютные значения. Последнее возможно оценить по соотношению мощностей глубоководных подсолевых и синхронных им мелководных отложений. Разница этих мощностей примерно равна глубине бассейна до начала соленакопления. Интересно и важно отметить, что во многих случаях происходит взаимокомпенсация мощностей, т.е. малым мощностям подсолевых отложений соответствуют максимальные мощности соли и наоборот. В итоге суммарные мощности подсолевых и соленосных отложений оказываются равными или близкими в зоне развития солей и вне их распространения.

Таким образом, мощные однородные соленосные толщи являются толщами заполнения предшествующего рельефа, а не мерилом теконического прогибания, и служат тем самым важным элементом палеогеоморфологического, а не палеотектонического анализа.

Надо отметить, что такое заполнение происходит не одноактно и равномерно по всему бассейну. Вначале, как обычно, осаждаются сульфаты, причем на обрамляющих глубоководную впадину участках отлагаются мелководные осадки небольшой мощности, в глубоководной — тонкослоисные битуминозные, а на бортах впадины формируются мощные толщи ангидритов — «ангидритовые валы» (рис. 8.17, а). В следующую, основную стадию при большей солености оставшаяся ванна заполняется каменной солью. Если такое заполнение происходит несколько раз, т.е. за одну стадию соленакопления депрессия не выравнивается, образуется серия ангидритовых валов, смещающихся со временем в сторону центра бассейна (рис. 8.17, б). Такая ситуация изучена, например, в цехштейне Европы, кембрии Восточной Сибири и некоторых других регионах.

Специальные расчеты показывают, что увеличение солености при активном испарении и определенной изоляции

а

Рис. 8.17. Схема образования ангидритовых валов при однократном (а) и многократном (б) заполнении солями глубоководной впадины.

1—2 — ангидриты, в том числе битуминозные (2); 3 — каменная соль

бассейна происходит как в мелководном, так и в глубоководном водоеме. Разница заключается в том, что в первом случае повышение солености до стадии осаждения легко растворимых солей происходит значительно быстрее. В геологическом же масштабе время достижения предела растворимости весьма невелико и реализуется и в глубоководных бассейнах даже в семиаридных условиях; определяющим оказывается степень изоляции водоема.

Возвращаясь к гетерогенным соленосным толщам мелководных бассейнов, надо отметить, что, в противоположность гомогенным солям, их суммарная мощность, т.е. мощность солевых и межсолевых — глинистых карбонатных пород в целом отражает амплитуду тектонического прогибания. Во время накопления несолевых отложений, а оно весьма длительно, прогибание формирует в целом мелководную плоскую, но тем не менее морфологически выраженную депрес-

1974)

1974)

сию, которая во время повышения солености быстро заполняется солью, а при снижении солености вновь откладываются несолевые осадки и формируется ванна для последующего соленакопления. Эта периодическая смена соленостей определяется главным образом изменением объемов поступления морских вод, т.е. изоляцией или, напротив, открытием бассейна. Эти изменения могут быть обусловлены тектоническими причинами — либо подъемом или опусканием перемычки — порога, либо, чаще, колебаниями уровня моря, что ведет к увеличению или уменьшению глубины этого порога.

Совершенно ясно, что описанные два типа бассейнов и соответственно два типа соленосных толщ являются, вопервых, «крайними случаями» и имеются переходные варианты и, во-вторых, не исчерпывают всех обстановок соленакопления.

Очень интересная ситуация была обнаружена в процессе реализации проекта глубоководного бурения (DSDP) в Средиземном море. Эту обстановку можно условно назвать «мелководный бассейн в глубокой впадине». Глубоководная котловина Средиземного моря сообщается с Мировым океаном через относительно узкий Гибралтарский пролив. В конце миоцена в мессинское время эта связь оказалась прерванной

ипри отсутствии поступления океанских вод море практически высохло, что, в частности, доказывается наличием глубоких врезов древних речных долин. (Напомним, что понижение базиса эрозии ведет к интенсивной глубинной эрозии.) Образовалась огромная бессточная впадина, в отдельных относительно мелких депрессиях которой происходило соленакопление. Таким образом, с точки зрения только соленакопления это был мелководный бассейн, но с точки зрения общей геоморфологии бассейн этот располагался в обширной

иочень глубокой бессточной внутриконтинентальной впадине.

Подобная ситуация не является чем-то сверхординарным. В настоящее время также существуют бессточные внутриконтинентальные впадины, дно которых расположено ниже уровня моря и в которых нередко имеются высокоминерализованные водоемы. Так, во впадине Хор на Ближнем Востоке располагается Мертвое море, поверхность воды которого на 395 м ниже уровня Мирового океана. Уровень оз. Ассаль во впадине Афар в Джибути имеет отметку —153 м, оз. Сол- тон-Си в Нижнекалифорнийской впадине Сена — 72 м. Дно бессточной впадины Карагие (Батыр) в Казахстане имеет

Вертикальный разрез (идеализированный)

f ипс-галнтовая корка/

Некоторое количество гипса и галита в слоистых серых песках

Мелкокристаллические гипсовые желваки

Щ®. Крупнокристаллические желваки гипса и полосы слоистых (окисленных) коричневых песков

0,5	Слоистые коричне-
	вые пески (местами
	с кристаллами
	гипса)

1,5

м Раковинные

глауконнтовые

пески

Интерпретация

	Движение воды		Разрез себхи
	^ИспарениеЦ		Зоны
	ffiSTt	^	V - осаждение
	Соленость!	I	галита в "над-
	>300 %о I	I
			литоральных"
			песках
			IV - осаждение
			гипса в виде
			желваков
			III - разраста-
			ние кристаллов
			гипса в желва-
	I s		ках "надлито-
			ральных" пес-
	о. Ξ
			ков

I s

Уровень! вод

II - растворение "литоральных" кристаллов гипса, формирование свободных от гипса песков

60 %· Гиперсоленые грунтовые воды, обогащенные сульфатом

I - лагунные морские пески

Рис. 8.18. Типичный вертикальный разрез себхи вдоль побережья Средиземного моря в районе дельты Нила вблизи Эль-Хаммама. Пример постседиментационного образования солей за счет подтягивания грунтовых вод и их испарения на поверхности (по Б.Ш. Шрейберу, 1990; А.С. Kendal, G.M. Harwoodt 1996)