Синяков В.И. Основы теории рудогенеза
Подождите немного. Документ загружается.
ния,
которые
возникают
в
аридных
климатических
зонах
в
м
ор
скнх
б
ассейн
а
х
повышенной
и
высокой
солености
и
связаны
с
определенными
тектонич
е
с
кими
структурами.
Месторождения
'
имеют
исключительно
важное
про
мышле
нное
значение.
В
них
заключены
следующие
полезные
ископаемые
:
камеНliая
соль
и
.
природные
рассолы,
калийные
и
магниевые
соли,
мираi5и
лит,
тенардит
и
другое
сульфатное
сырье,
гипс,
ангидрит,
бораты.
Из
соляны
x
рассолов
извлекают
бром,
рубидий,
цезий
,
стронций
,
литий,
таллий
и
другие
элементы
.
Месторождения
подразделяются
по
минеральному
составу
солей
на
три
типа:
xnоридный,
калийно
-
сульфатный,
натрово-сульфатный
(содовы'i%).
По
особенностям
строения
соляной
толщи
выделяют
[Фивег
М
.
П.
,
1967
г.]
:
1)
верхнекамский
тип,
характеризующийся
мощной
соляной толщей,
в
ко
торой
несоляные
породы
имеют
незначительное
распространение;
2)
старо
бинский
тип
,
в
котором
количество
соляных
и
несоляных
пород
одинаковое
,
а
мощность
их
пластов
значительная;
3)
стебникский
тип
с
част~
череду
ющим
'
ися
небольшими
по
мощности
пластами
и
прослоями
соляных
И
несо
ляных
пород
.
Изу~ению
соляных
месторождений,
выявлению
палеогеографических
и
физико-химических
условий
их
образования
посвящена
обширная
лите
ратура
(М
.
Г
.
Валяшко,
М
.
А
.
Жарков,
А
.
А.
Иванов,
М.
П
.
Фивег,
Я.
Я
.
Яржемский
и
многие
другие)
.
Закономерности
размещения
и
общие
особенностн
соляных
месторождений
Большинство
месторождений
размещены
в
пределах
платформ,
где
они
приурочены
к
наиболее
подвижным,
интенсивно
прогибающимся
участкам:
краевым
прогибам,
синеклизам,
впадинам
.
Встречаются
соляные
месторож
д
ения
в
межгорных
впадинах
складчатых
систем
и
очень
редко
в
геосинкли
нальных
структурах
.
Со
складчатыми
областями
связаны
преимущественно
мезозойские
и
кайнозойские
галогенные
формации
,
тогда
как
палеозойские
соляные
месторождения
развиты
либо
исключительно
'
(кембрий,
силур
,
пермь),
либо
преимущественно
(девон,
карбон)
в
структурах
платформ
.
Месторождения
связаны
с
галогенными
или
соленосными
формациями
,
для
которых
характерна
следуюuiая
ассоциация
пород:
соли,
гипс
и
ангидрит
,
карбонатные
породы
и
соленосные
глины
и
алевролиты
.
Галогенные
фор
мации
могут
залегать
среди
пород
морского
и
континентального
происхож
д
ения
.
В
составе
морских
отложений
преобладают
карбонатные
породы
(доломиты,
доломитистые
известняки);
континентальные
отложения
пред
с
тавлены
красноцветными
песчаниками
и
алевролитами
.
По
пространственному
положению
среди
окружающих
толщ
и
по
осо
бенностям
состава
выделяют
пять
типов
солеНОСЩ>lХ
пород
[Жарков
М
.
А
.
и
др
.
,
1980
г.]
:
1)
соляные
отложения
подстилаются
и
покрываются
морским
и
породами;
2)
в
почве
соляных
отложений
располагаются
морские
формации
,
а
в
кровле
-
красноцветы;
3)
в
почв~
формации
залегают
красноцветы
,
а
в
кровле
-
морские
породы;
4)
соленосные
формации
размещаютс
я
среди
красноцветных
отложений
;
5)
соленосные
формации
в
одной
сво
е
й
части
расположены
среди
континентальных
красноцветных
толщ,
а в
др
у
-
160
г
ой
-
среди
морских
.
В
СССР
наиболее
широко
распространены
первый
и
второй
типы
.
Месторождения
солей
натрия
и
калия
известны
в
отложениях
всех
в
озрастов
от
раннего
кембрия
до
неогена
(рис
.
31) .
Соляные
месторождения
д
остоверно
докембрийского
возраста
пока
не
обнаружены.
В
истории
гео
л
огического
развития
Земли
устанавливается
неско
л
ько
эпох
грандиозного
с
оле
накопления
:
кембрийская
,
пермская,
юрско-меловая
и
неогеновая.
_
Для
соляных
месторождений
характерны
пластовая
форма
залегания
,
з
начительная
мощность
соляной
толщи
(до
500
м)
при
широком
распро
с
транении
ее
'
в
плане.
Площадь
соляных
месторождений
составляет
от
де
с
ятков
-
сотен
до
многих
тысяч
квадратных
километров
(Верхнекамский
бассе
йн
- 8
тыс
.
KM
~,
Цехштейн
'
овый
бассейн
в
Запа
д
ной
Ев
ропе
-
40
тыс.
км
2
).
В
строении
соляных
месторождений
lIыделяют
подстилающую
(подсо
л
е
вую)
,
соляную
И
надсолевую
толщи
.
В
'
с
овокупности
они
представляют
з
аконченный
цикл
в
развитии
осолоняющихся
водоемов
.
В
большинстве
м
есторождений
наблюдается
несколько
таких
полных
циклов
.
Тектоника
с
оляных
месторождений
весьма
разнообразна
.
Наблю
д
ается
как
спокойное
,
почти
недислоцированное
з
алегание
соляной
толщи,
так
и
сложное
с
проявлением
внутрипластовых
нарушений
,
с
образованием
соляных
куполов
. .
Почти
80%
всех
·
соляных
месторождений
принадлежат
к
хлоридному
типу
(галитовые
,
галит-сильвин-карналлитовые)
.
Хлоридно
-с
ульфатные
соляные
толщи
характеризуются
наличием
сул
ьфатных
калиевых
и
магни
евых
минералов
(каинит
,
лангбейнит,
леонит)
и
сульфатов
натрия
(тенар
д
ит)
.
Содовый
тип
кроме
г
ал
ита
содержит
содовые
минералы
(давсонит,
трона,
нахколит)
.
Хлоридно
-
сульфатные
и
содовые
типы
соляных
толщ
образуются
весьма
редко,
когда
возникают
специфические физико-химиче
ские'условия
и
определенные
географические
и
тек
~
онические
обстановки
;
преимущественно
это
континентальные
образования.
Как
показали
исследования
М
.
А
.
Жаркова
[1971
г
.
]
,
в
раннем
и
сред
нем
палеозое
во всех
солеродных
бассейнах
формировались
хл
оридные
соленосные отложения.
ПозднепалеОЗОi\ская
эпоха
(поздний
карбон
пермь)
характеризовалась
преобладаНИ
,
ем
ка
л
ийно-сульфатного
соленакоп
ления,
хотя
во
многих
солеродных
бассейнах
происходило
образовани
.
е
и
хлоридных
соляных
толщ.
Вторая
половина
мезозоя
и
начало
кайнозоя
вновь
были
временем
хлори
д
ного
накопления
.
Наконец
,
начиная
с
палеогена
и
в
неогене
опять
осуществлял
ось
накопление
всех
трех
типов
соленосных
толщ,
но
калийно
-
сульфатное
соленакопление
преобладало
.
О
бщ
и е
во
п
ро
сы
галоге
н
е~а
Под
галогенезом
понимают
процесс
формирования
на
поверхности
Земли
в
открытых
бассейнах
высококонцентрированных
рассолов
путем
посте
пенного
сгущения
испарением
и
выпадением
из
них
в
осадок
раЗН~)Qбразных
с
олей
[Общие
проблемы
галогенеза,
1985] .
Водные
бассейны,
в
которых
на
определенной
стадии
их
эволюции
происходит
осаждение
растворимых
минеральных
солей,
называются
сол
еродными
.
По
размерам
они
по
д
разде
л
яются
на
грандиозные
(площадь
более
1
млн.
км
2
),
крупные
(сотни
тысяч
11
Заказ
2610
161
162
к
вадратных
километров),
средние
(десятки
тысяч
квадратных
километров),
мелкие
(не
более
10
TЫ~.
км
2
)
.
Самые
большие
по
площади
бассейны
существовали
в
кембрии
-
Вос
точно-Сибирский
(1,5-2
млн
.
км
2
)
и
Ирано-Пакистанский
(2
млн
.
км
2
)
и
В
перми
-
Восточно-Европейский
(0,7
млн
.
км
2
)
и
3ападно-Европе~ский
(0,7
млн
.
км
2
)
.
От
площадей
седиментации
в
солеродных
бассейнах
камен
ная
соль
занимает
от
б
до
70%
(в
Восточно-Сибирском
33
- 40%,
в
Восточно
Европейском
35%) .
По
объему
каменной
соли
среди
палеозойских
бассейнов
первое
место
принадлежит
Восточно-Европейскому
-
1,2
млн.
км
3
(М.
А.
Жар
ков)
.
Основными
факторами,
определяющими
развитие
солеродных
систем,
являются
источники
вещества,
ПОСТ
;I
ВШI'IКИ
энергии
и
тектонические
условия
среды
.
Главным
источником
веществ
а
.
l1:J
которого как
в
прошлые
геологи
ческие
периС'ды,
так
и
в
настоящ
е
l' II
JI~
МЯ
формируются
морские
соляные
м
есторождения,
является
морская
вода
океанических
(морских)
водоемов,
с
которыми
солеродные
бассейны
так
или
иначе
связаны.
Главным
энерге
т
ическим
фактором,
под
воздействием
которого
совершается
процесс
гало
г
енеза
,
служит
солнечная
энергия
.
Выпадение
в
солеродных
бассейнах
х
емогенных
компонентов
в
твердый
осадок
обеспечивается
в
первую
очередь
п
роцессами
солнечного
испарения
в
условиях
аридного
климата
.
Порядок
кристаллизации
солей
из
такого
сложного
раствора
,
каким
является
морская
вода,
и
их
состав
зависят
от
многих
параметров
.
В
первую
очередь
кристалли
зуются
сол
и
наиболее
труднорастворимые,
а
затем
все
более
и
более
легко-
растворимые
.
,
Исследования
Н
.
С
.
Курнакова
и
его
сотрудников
позволили
установить,
что
при
естественном
солнечном
испарении
морской
воды
соли
выпадают
в
такой
последовательности:
1)
гипс,
2)
галит,
3)
эпсомит,
4)
гексагидрит
,
5)
карналлит,
б)
бишофит
.
Следует
заметить,
что
последовательность
от
ложения
солеобразующих
минералов
в
ископаемых
месторождениях
солеji
не
всегда
соответствует
физико-химическим
диаграммам
.
Минеральный
состав
многих
месторождений
оказывается
значительно
более
простым,
чем
определяемый
равновесН,ыми
диаграммами
.
Эти
отклонения
обусловлены
многими
причинами,
в
том
числе
метаморфизацией
рапы
и
изменением
минерального
состава
образующихся
твердых
фаз
под
влиянием
реакций
обмена
меж
ду
со
л
ями
рапы
,
между
рапой
и
тонкодисriерсным
глинистым
материалом.
С
метаморфизацией
морской
воды
по пути
к
месту
отложения
связано
значительное
снижение
содержания
в
ней
свободного
иона
SO
~
(обессульфачивание),
что
обусловливает
образование
так
называемых
бес
сульфатных
'
месторождений
калийных
солей
.
Третьим
важным
фактором
,
определяющим
процесс
галогенеза,
явля
ется
геотектонический
.
Именно
он
диктует
место
и
все
особенности
процесса
развития
солеродного
бассейна
.
Большинство
солеродных
бассейнов
распо
л
агаются
в
наиболее
интенсивно
погружающихся
участках
платформ
с
инеклизах
,
краевых
прогибах
,
грабенах
,
рифтовых
зонах,
которые
возни
кают
здесь
после
крупных
эпох
складкробразования.
Именно
место
про
гибания
служит
участком
,
где
создаются
условия
для
возникновения
от
дельных
бессточных
ба
с
сейнов
.
Мощность
соленосной
формации
обуслов
лена
прежде
всего
амплитудой
прогибания
дна
солеродного
бассейна
.
11
*
}63
Ри
с
.
32
.
У
CJ1
0ВИЯ
питания
соле
ро
д
ны
х
бас
сей
нов
.
СБ
-
соле
РО
АныА
бассеАн
;
ПБ
-
меЛКОВОАныА
промежуточныА
бассеRн
.
а
-
чере
з
IIРОЛ
Н~
;
(\
-
меЖАУ
ГР"Аа""
островов;
в
-
ч
ерез
барьерные
рнфы
;
г
-
через
ЗОНУ
меЛКОВОАн
R
и
отме
л
еА
.
Скорость
прогибаиия
в
разных
участках
солеродного
бассейна
неодинакова
.
Особенно
большую
роль
неравномерное
прогибание
территории
играе
т
на
последних
фазах
развития
галогенеза,
когда
в
наиболее
погруженны
х
участках
собираются
растворы конечных
фаз
сгущения
морской
воды
.
Велика
роль
тектоническ?го
фактора
и
при
питании
солеродных
бассей
нов
.
В
бассейны
морского
генезиса
воды
поступают
различными
путями
:
через
JlрОЛИВЫ
или
системы
проливов
,
зоны
мелководья
и
отмелей,
межд
у
грядами
островов,
возвышенностей,
припо
д
нятых
участков,
барьерных
ри
фов
и
других
структур,
которые
·
создают
естественную
прегра
д
у
м~ж
ду
солеродным
бассейном
и
питающим
его
мо
рским
во
д
оемом
(рис.
32).
Тек
тонические
движения
изменяют
характер
этих
преград,
а
также
конфигу
рацию,
ширину
и
глубину
проливов
и
д
ругих
путей
д
вижения
морски
х
вод,
в
связи
с
чем
меняются
и
объемы
поступления
их
в
солеродные
бассей
ны
.
Ряд
исследователей
(Ф
.
Л0ТЦ
"
М
.
п
.
Фивег)
полагают
,
что
морска
я
вода
по
ступает
в
солеродные
бассейны
не
непосредственно
,
.
а
через
боле
е
или
менее
длинную
зону
мелководий либо
промежуточных
бассейнов
,
гд
е
вода,
испаряясь,
повышает
свою
минерализацию
вплоть
до
выпадения
:
в
осадок
наиболее
труднорастворимых
соединений
-
карбонатов
и
сульфа-
тов
кальция
.
Относительно
глубин
солеродных
бассейнов
геологического
прошлог
о
в
литературе
имеются
разные
высказывания
.
Одни
исследователи
(А
.
А
.
Ива
нов,
Д
.
В
.
Наливкин)
,
основываясь
на
присутствии
в
соленоснЬ(х
отлож
е
ниях
трещин
усыхания
,
брекчий
седиментации
и
взламывания
,
следо
в
дождевых
капель
.
косой
слоистости,
следов
волновой
ряби
,
отстаиваю
т
представление
о
мелководности
бассейнов
,
оценивая
их
глубины
от
едини
ц
до
первых
десятков
метров
(не
более
100
м).
Другие
и
сслед
ователи
.
(Н
.
п
.
Г
е
расимов,
А
.
и
.
Горячев
,
Р
.
Ф
.
Шмальц)
обосновывают
предположен
и е
о
значительных
глубинах
солеродных
бассейнов
(до
400- 600
м)
.
.
В
результа"е
многолетней
дискуссии
сейчас
можно
считать
установле
н
ным
,
что
в
течение
времени
седиментации
глубина
солеродных
бассейн
о
в
не
остается
постоянной
и
периодич
ески
изме
няет
с я в
связи
с
перио
дич
ностью
в
колебаниях
водного
баланса
.
Галитовые
водоемы
оказываю
тс я
более
глубоководными,
чем калийные,
которые
бывают
только
мелково
д
-
164
ными.
Глубины
галитовых
во.доемОв
досtигают
400- 450
м
,
а
калиiiных
-
10
-
15
·
м
[Общие
проблемы
галогенеза,
1985] .
Соленакопление
осуще
ствляется
при
давлении
в
несколько
де
сятков
бар
и
при
'
температуре
н
иже
45
0
С.
Основываясь
на
мощности
годовых
слоев
каменной
соли
(6- 8
см),
с
оленосных
г
л
ин
(3
мм),
ангидрита
(4
мм),
доломитистых
известняков
(4
мм),
М
.
П
.
Фивег
подсчитал
,
что
формирование
всей
соляной
толщи
Верхнекамского
месторождения
мощностью
около
500
м
заняло
12
-
13
тыс
.
ле
т
.
По
подсчетам
А
.
А
.
Иванова
[1960
г
.
]
получен
результат
15
-
17
тыс
.
лет
.
Накопление
подстилающей
глинисто
-
доломито-ангидритовой
толщи
мощ
ностыо
около
380
м
заняло
от
103
тыс.
лет
(М
.
П.
Фив
ег)
до
150
- 200
тыс
.
ле
т
(А
.
А
.
Иванов),
т
.
е
.
от
л
ожение
солей
шло
в
10
-
15
раз
быстрее,
чем
глинисто-ангидритовой
толщи.
Солеродные
системы;
общ.ая
модель
галогенеза.
Образование
морских
с
оляных
месторождений
связано
с
деятельностью
солеродных
систем
.
Соле
родная
система
-
это
комплекс
взаимосвязанных
бассейнов
галогенной
с
едиментации
,
приуроченных
к
о
т
рицательным
геоморфологическим
и
текто
ническим
структурам,
которые
развиваются
длительное
время
в
аридных
усл
овиях
и
ха
рактеризуют
ся
особым
режимом
питания
океанической
водой,
о
беспечивающим
положительный
солевой
баланс
,
что
приводит
'
к
образо
ванию
соляных
месторождений.
Солеродные
системы
состоят
из
следующих
элементов
.
:
море
-
проме
жуточный
бассейн
-
подготовительный
бассейн
-
солеродный
бассейн
.
Промежуточный
бассейн
отделяет
солеродную
область
от
открытого
моря
и
обеспечивает
ее
изоляцию
.
Ра
зл
ичные
по
ширине
и
протяженности
про
межуточные
бассейны
представлены
акваториями
в
архипелагах
островов
,
з
онами
мелководья
,
водоемами,
соединяющимися
между
собой
проливам
и
.
Через
промежуточные
бассейны
происходит
однонаправленная
транспор
тировка
морских
вод
в
солеродную
область.
Подготовительные
бассейны
,
которые
в
системе
я~ляются
наиболее
крупными,
располагаются
межд
у
промежуточным
и
СО.[lеродным
бассейнами
.
Обширная
водная
поверхность
,
с
которой
происходит
интенсивное
испарение,
способствует
заметному
по
вышению
концентрации
солей
в
водоеме
и
тем
самым
подготовке
рапы
для
солеродного
бассейна
.
В
промежуточных
и
подготовительных
бассейна
х
накапливаются
доломитовые
и
глинисто-ангидритовые
толщи
,
а в
некоторы
х
из
них
игалит
.
Солеродные
бассейны
являются
'
конечным
звеном
системы
бассейнов
галогенной
седиментации.
От
подготовительных
бассейнов
они
отделяются
внутренними
барьерными
зонами
.
В
солеродных
бассейнах
отлагается
основ
ная
м
'
асса
га
л
ита,
а
при
наличии
б
ла
гоприятных
факторов
и
наиболее
легкорастворимые
со
л
и
-
калийные,
калийно-магниевые
и
магниевые.
Круп
ные
солеродные
системы
могут
иметь
несколько
подготовительных
и
не
сколько
солеродных
бассейнов
.
Тектоника
вместе
с
географией
определяю
т
форму
бассейнов,
входящих
в
состав
системы,
конфигурацию
системы
в
целом,
характер
связи
бассейнов
друг
с
другом,
каждого
бассейна
и
всей
системы
с
открытым
морем.
Примером
крупной
системы
бассейнов
гал~генной
седиментации
может
служить
Восточно
-
Европейская
солеродная
система
раннепермского
воз-
165
flOpoabI
/1
сали
ГаЛllm
С/lЛЬ~IIН
Карналлum
5/1/J1O?Jum
.
тельная
Салвро8ная
..
---4-------------+-
....
Рис
.
ЗЗ
.
Стадии
развития
солеродногu
бассейна
.
раста
.
Она
включает
обширный
подготовительный
бассейн
Московско
й
синеклизы,
самостоятельные
солеродные
бассейны
ВерхнепеЧ<!lРСКОЙ,
Со
ликамской
и
Юрюзано-Сылвенской
впадин,
основной
(весьма
крупны
й
)
солеродный
бассейн
Прикаспийской
синеклизы
.
В
Прикаспийском
бассей
н
е
г
алогенез
дости
г
стадии
садки
бишофита
,
осуществлявшейся
в
колоссал
ь
ных
масштабах,
в
остальных
солеродных
бассейнах
-
стадии
садки
кали
й
-
ных
солей
.
~
Развитие
солеродных
систем
характеризуется
направленностью
и
нео
б
ратимостью
галогенеза
-
постепенным
увеличением
содержания
солей
в
рапе
солеродного
бассейна
.
Выделяют
трн
стадии
развития
солеродног
о
бассейна:
подготовительную,
солеродную
и
завершающую
(рис.
33).
Подготовительная
стадия
в
жизни
бассейна
соответствует
периоду
ко
н
центрирования
солей
до
насыщения
рапы
галитом
.
для
нее
характерн
о
отложение
доломитовых
(до
концентраци
и
13
%)
,
глинисто-ангидритовы
х
(13- 26%)
толщ,
мощность
которых
в
отдельных
месторождениях
дост
и
гает
400
м,
а в
плане
они
занимают
огромные
площади
.
Переход
эвапор
и
тового
бассейна
с
подготовительной
в
солеродную
стадию
осуществляетс
я
только
при
заметном
уменьшении
количества
поступающих
в
бассейн
мор
ских
вод,
когда
их
приток
становится
меньше
0,8
от
величины
испарени
я
[Копнин
В
.
И.,
1985
г.].
По
М
.
Г
.
Валяшко,
галит
начинает
кристаллизо
ваться
из
рапы
при
концентрации
суммы
солей
25
- 27%;
с
этого
момент
а
наступает
самосадочный
период
в
жизни
бассейна
.
Процесс
накопления
J'алита
может
прерываться
при
проникновении
морских
вод.
Кристаллиза
ция
калийных
солей
начинается
,
когда
соленосность
рапы
достигает
32
- 35%
и
более
.
Бассейны
на
калийной
стадии
являются
по
сути
остаточными
бассейнами,
возникшими
внутри
гал",тового
поля
и
не
связанными
непо
средственно
с
открытым
морем.
Они
возникают
только
в
тектонически
х
депрессиях
дна
солеродных
бассейнов
.
166
Завершающая
стадия
галогенной
седиментации
характеризует
этап
по
нижения
солености
рапы
бассейна,
рассолонение
ее
и
отмирание
бассейна
как
солеродного
.
В
одних
случаях
наблюдается
постепенная
смена
преды
дущей
стадии,
в
других случаях
смена
происходит
быстро,
с
обозначением
более
или
менее
резкой
границы
.
В
эту
стадию
идет
накопление
терригенно
хемогенной
соляно-мергельной
толщи,
в
KOTOPO~
доминируют
мергелистые
доломитовые
породы.
Модель
глубоководного
соленакопления.
Эта
модель
предложена
Р
.
Ф.
Шмальцем
в
конце
60-х
годов.
Предполагается,
'
что
соленакопление
в
прошлые
геологические
эпохи
происходило
в
глубоководных
бассейнах,
похожих
на
современное
Средиземное
море.
Эти
бассейны
располагались
в
областях
.
аридного
климата
и
отделялись
от
открытого
океана
мелководным
порогом
.
Глубина
таких
бассейнов
измерялась
сотнями
и
первыми
тысячами
метров
и
зависела
от
мощности
накопившихся
в
них
соляных
отложений,
так как
дно
этих
солеродных
бассейнов,
по
мысли
автора
модели
,
не
испы
тывало
существенного
прогибания
.
ПО
мере
испарения
морской
воды
в
глубоководном
бассейне
и
при
по
ступлении
в
него
свежих
порций
воды
через
ба
'
рьер
происходило
нараста
ющее
осолонение
вод.
В
развитии
такого
бассе
'
йна
Р
.
Ф
.
Шмальц
выделяет
несколько
стадий.
В
первую стадию
при
незначительно
возрастающей
соленосности
вод
осаждал
'
ись
доломиты.
В
следующую
стадию
при
постепен
ном
заполнении
глубоководной
впадины
застойными
солеными
водами
на
капливались
ангидритовые
толщи.
Третья
стадия
характеризовалась
устой
чивой
садкой
галита
и
постепенным
заполнением
впадины
концентрирован
ными
рассолами.
В
заключительную
стадию,
если
приток
морских
вод
прекращался,
то
при
дальнейшем
испарении
оставшихся
в
бассейне
рас
солов
возникала
соляная
равнина,
в
.
углуб
л
ениях
которой
осаждались
ка
лиевые
и
магниевые
соли
.
Модельные
типы
древних морских
солеродных
бассейнов
Солеродные
бассейны
прошлых
геологических
эпох
были
разнообраз
ными
по
происхождению,
расположению
в
ландшафтных
и
структурно
фациальных
зонах
,
по
размерам
.
Выделяются
следующие
типы
бассейнов:
лагунный
,
крупных
морских
заливов,
краевых
частей
открытых
эпиконти
нентальных
морей,
внутриконтинентальные
морские
.
Лагунные
бассеАны.
Солеродные
бассейны
представлены
небольшими
по
размерам заливами
и
осолоненными
лагунами,
которые
отделяются
от
моря
намывными
песчаными
косами.
Эти
бассейны
аналогичны
совре
менным
лиманам
Черноморского
побережья
н
Сивашу
.
Морфологически
лагунные
бассейны
неустойчивы,
легко
превращаются
в
приМ
'
орские
озера
.
Галогенные
'
отложения
имеют
небольшую
(несколько
метров)
мощность
и
пестрый
состав.
Они
I!редставлены
гипсами
и
ангидритами
и
редко
не
большими
залежами
галита;
калийные
соли
не
встречаются,
Бассейны
крупных
морских
заливов.
СО
А
еродные
бассейны
заливов
приурочены
к
синклинальным
структурам
,
которые
в
процессе
осадкона
копления
отличали
~
ь
интенсивной
тектонической
жизнью
.
По
морфологии
и
внутреннему
строению
заливов
Н.
М.
Страхов
предлагает
выделять
два
167
Рис
.
34
.
Мичиганский
СОJlеро
д
ный
бас
сеА
н
позднеСИJlУРИЙСКОГО
возра
ста
типа
крупных
морски
х
заJlИВО
В
(по
Л
.
Бри
гг-
су
[1958 r.I ).
J -
су
ш
а
:
2 -
прнбрежltые
отложе
l
lltН
:
3 -
от
·
л
оже
ния
К8иеН
II
Оn
с
оли
;
4 -
н а
пр
авле
Нll
е
по
ст
уп
·
.1С
Н Н
Я
8
соле ро
дныn
ба
ссе
йн
морских
оо
д
.
• • • •
, О
••
0 0 •
. '
о'
, '
.•
, ' . \
'.
подтипа:
карабогазский,
напоминающий
современныА
залив
Кара-Бога
з
Гол,
и
вириллскиА,
прообра
з
ом
которого
с
л
ужит
залив
Бокано
-д
е
-
Вирил
л
а
в
ЮжноА
Америке
.
За
л
ивы
карабогазского
подтипа
пре
дст
авлены
относительно
мелковод
ными
заливами
изометричноА
формы,
приуроченными
1.<
синеклизам,
отл
и
чающимся
достаточной
тектонической
активностью
.
Для
подобных
бассе
й
нов
характерно
накопление
мощных
пластов
каменной
соли
,
перемеж
а
ющихся
с
прослойками
доломита
и
ангидрита
;
возможно
также
присутствн
е
калиАных
и
магниевых
солей.
Примером
служит
Мичиганский
со
леРО
: LIII
,
l
i i
бассейн
позднесилурийского
возраста
в
США
(рис.
34) .
Заливы
вириллского
подтипа
возникают
преимущественно
в
узких
удли
ненных
впадинах
,
грабенных
депрессиях
или
краевых
прогибах
платфор
м
и
имеют
вид
удлиненного
сле
по
за
канчивающ
ег
ося
узкого
и
глубокого
во
до
ема
,
отходящего
от
открытого
моря
.
для
бассейнов
этого
подтипа
характерн
а
резко
выраженная
асимметрия
солености
-
нарастание
минерали
за
ци
и
рапы
по
мере
удаления
от
источника
питания
.
Специфика
галогенеза
в
ни
х
заключается
в
том,
,
что
воды,
поступающие
в
бассейн,
проходят
систем
у
с
ообщающихся
между
собой
полузамкнутых
водоемов
,
раз
д
еленных
рифо
в
ыми
барь~рами.
В
эт
их
водоемах
,
являющихся
подготовительными
и
ли
с
амосадо
чными
,
осуще
.
ствляется
прогрессирующее
сгущение
рапы
и
выпа
д
ают
в
осадок
одна
за
другой
соли
разного
состава,
по
мере
того
как
он
и
дост
игают
.
точки
насыщения
раствора
.
Примерами
солеродных
бассейно
в
вириллского
подтипа
могут
служить
Рейнский
грабен
и
Пре
д
карпатски
й
краевой
прогиб
(палеоген
-
неоген)
,
Днепровско-Донецкий
грабен
(пермь)
,
месторождения
Средней
Азии
(юра)
.
БассеАны
краевых
частеil
зпнконтннентальных
мореА.
Бассейны
имели
вид
крупных
заливообразных
вре
з
ов
открытых
морей
в
КОНТИ)iент
.
От
от
крытого
моря
они
были
отделены
сериеА
подводных
выступов
и
отмеле
й
ИЛИ
'
цепью
островов
.
По
площади
распространения
и
по
мощности
гало
генных
отложений
бассейны
этого
типа
з
начительно
превосходят
тип
бас
сейнов
морских
заливов,
но,
как
и
последние,
обладают
сложным
строением
разре
,з
а
.
Галогенный
процесс
в
них
обычно
завершался
стадией
кристаллиза
ции
галита,
и
только
в
локальных
участках
образовывались
калийны
е
соли.
Примерами
служат
Сибирский
и
Ирано-Пакистанский
басс
ейны
кем
-
168
Р
ис
.
35.
8
0сто
чно
-
Евро
Гlейский
р
анне
п
ермс
кий
солерод
ны
й
бассей
н
внут
Рllконтинентального
Тlllla.
I
с
олеродН
....
n
баСС('liн
;
2
ба
ссе
ltН
с
'IОРМ3ЛЫ
I
ОII
СО.1..:-
Н
ОСТЬЮ:
3 -
н
аправле
ни
е
д
виж
е
·
HII
R
морских
ВО
Д
8
солерод
ныА
б
ассеА
н
:
4 - .
област
и
накопле
·
ння
каменноl1
н
К8Л
ИЙ
НЫХ
солеЯ
.
брийского
возраста.
Они
имели
огромные
размеры
и
были
одними
из
кру
п
нейших
в
мире
солеродных
бассейнов
.
_
8нутриконтинентальные
морские
бассейны.
Это
крупные,
д
алеко
зах
о
д
ившие
внутрь
континента
во
д
оемы
,
ле
жавшие
среди
обширных
сухопу
т
ных
пространств
на
большом
Р-8ССТОЯНИИ
от
питавших
их океанов.
Они
во
з
н
икали
,
по
Н
.
М
.
Страхову,
когда
трансгрессирующее
море
заполнял
о
л
инейную
зону
краевы
х
прогибов
,
состоявшую
из
серии впа
д
ин
и
ра
зде
л
явших
их
поднятий
.
О
ке
аниче
с
кие
во
д
ы,
пр
ежде
чем
попасть
в
такие
бассей
ны,
про
ход
или
р
асст
ояния
5000
--
8000
км
.
В
этих
подготовит
ел
ьных
водо
ем
ах
они
периодически
сгущались
д
о
состояния,
близкого
к
насыщению
по
галиту
.
Эти
воды
и
пи
та~
и
солеродные
бассейны
,
которые
.
располагались
в
бессточных
интенсивно
прогибающихся
впадинах
.
для
данного
типа
б
ассейн~в
кроме
их
огромных
ра
зме
ров
характерны
большие
мощности
отл
ожений
,
полнота
развития
галогенного
осадконакопления
и
сложность
те
ктонического
режима
.
В
истории
развития
Земли
этот
тип
солеродных
бассей
нов
известен
только
для
пермского
периода
;
это
Восточно
-
Европей
ский
бассейн
(ранняя
п
ермь)
(рис
.
35)
и
Запа
д
но-Европейский
(поздняя
пермь).
,.
Особенности
образования
месторождений
калийных
солей
Месторождения
калийны
х
солей
кроме
их
относительно
малой
распро
страненности
характеризуются
с
Jt
едующими
особенностями
.
Они
связаны
только
с
платформенными
структурами
--
краевыми
прогибами
и
впади
-
169