Состав и условия образования соляных пород

Размещено на http://www.allbest.ru/

Министерство Образования Российской Федерации

Государственное Образовательное Учреждение Высшего Профессионального Образования

Уфимский Государственный Нефтяной Технический Университет

Кафедра геологии и разведки нефтегазовых месторождений

Курсовая работа по литологии

на тему: «Состав и условия образования соляных пород»

Уфа 2012

Содержание

Введение

1. Состав соляных пород

1.1 Химический состав

1.2 Основные типы соляных пород и минеральный состав

1.2.1 Сульфатные породы

1.2.2 Хлоридные породы

2. Условия образования соляных пород

2.1 Источник вещества

2.2 Способы образования минералов, образующих соляные породы

2.3 Обстановки солеобразования

2.4 Разнообразие эвапоритовых формаций

3. Эволюция соленакопления в истории земли

Введение

В данной курсовой работе рассматриваются состав и условия образования соляных пород. Термином «соляные породы», или «соли», объединяются весьма разнообразные породы -- преимущественно сульфаты и хлориды, реже нитраты (природные селитры), бораты, карбонаты некоторых щелочных металлов (природная сода -- трона). Часто используется термин «галогенные породы», что менее удачно, так как это сочетание ассоциируется с галогенидами -- соединениями с хлором и другими элементамй галогенами. Нередко эта группа пород выделяется под названием эвапориты (от лат. evaporatio -- испарение). Этот термин, по сути дела, генетический, так как фиксирует общность происхождения абсолютного большинства соляных пород засчет химического выпадения вещества из растворов повышенной концентрации, причем последняя возникает при испарении воды. По подсчетам А.Б. Ронова (1993) соляные породы составляют 1,2 % общего объема осадочных пород или 1,1 % объема осадочной оболочки с учетом наличия эффузивов. Представители этой группы достаточно многочисленны, но наиболее распространены лишь три, максимум четыре типа пород - гипсы, ангидриты, каменная соль и в значительно меньшей степени -- сильвинит. Уже из этого списка видно, что наиболее распространенными являются породы мономинеральные и название породы и породообразующего минерала часто совпадает (гипсы и ангидриты как минералы и как породы). Соляные породы, несмотря на относительно небольшое содержание в стратисфере, имеют важное экономическое и теоретическое значение, в том числе в геологии нефти и газа.

Эвапориты практически все являются полезными ископаемыми, некоторые из них -- галит, сильвин, карналлит, полигалит, гидроборацит и др. -- весьма ценными продуктами питания, удобрениями и химическим сырьем. Они важны и как геологический документ, по которому почти однозначно устанавливается аридный тип литогенеза, а также гидротермально измененные зоны. По способу образования соли наиболее близки к интрузивным магматическим породам, как это не кажется парадоксальным: они также кристаллизуются из жидкой фазы, только не из расплава, а из раствора, для них важно состояние эвтоники, аналогичное эвтектике расплавов, их структуры обычно крупнокристаллические, нередко гигантокристаллические, гипидиоморфные, они наиболее равновесны к условиям своего образования. Некоторые соли, особенно разнообразные сульфаты, являются магмогенными, точнее гидротермальными, что связывает седиментогенез с магмогенезом. Однако соли как суточные, экзогенные образования существенно отличны от магматических пород, прежде всего условиями образования. Они четко слоисты, хотя слоистость нередко нарушается складчатыми деформациями.

Цвет солей чистый, белый, иногда красный (сильвинит, карналлитит, гипс и др.), голубой, синий (некоторые разновидности галититов) и другой, обусловленный примесями -- окисленными соединениями железа и др. Преобладают чистые соляные породы, а глинистые и песчано-алевритовые встречаются редко.

Основной классификацией солей является минералогическая, хотя многие соли имеют смешанный минеральный состав. Выделяются сульфатолиты, хлоридолиты, карбонатолиты, нитратолиты, боратолиты и смешанные, в основном хлоридо-сульфатолиты.

1. Состав соляных пород

1.1 Химический состав

Соляные породы часто бывают чистыми, т. е. стехиометрическими, по химическому составу (табл. 1). Поэтому химические анализы весьма точно выражают минеральный состав, и последний часто определяется без существенных пересчетов. Ниже приведены химические анализы соляных пород различных месторождений.

Таблица 1. Минеральный состав соляных пород (в процентах) (по Н.В. Логвиненко,1984); (В.Т. Фролов Литология, 2 том стр. 67)

Минералы	1	2	3	4	5	6
Галит	-	3,57	95,80	23,62	23,00	5,47
Сильвин	-	1,22	1,40	75,30	0,71	-
Гипс	98,00	-	-	-	-	3,50
Ангидрит	-	89,00	1,50	0,75	-	-
Полигалит	-	-	-	-	6,02	-
Каолинит	-	-	-	-	62,10	-
Пикромерит	-	-	-	-	8,17	-
Глауберит	-	-	-	-	-	88,35
Кальцит	1,14		-	-	-	2,38
Прочие	0,86	6,20	1,70	-	-	0,03

Породы: 1 -- гипс, Р1, Бахмутская котловина: 2 -- ангидрит, Р--N, Стебник; 3 -- каменная соль, там же; 4 -- сильвинитовая порода, там же; 5 -- каинитовая порода, там же; 6 -- глауберитовая порода, Р, Тянь-Шань.

Таблица 2 Химический состав соляных пород (в процентах) (по Н.В.Логвиненко,1984, и М.С.Швецову,1958);(В.Т.Фролов Литология,2 том стр. 67)

Окислы и элементы	1	2	3	4	5	6
СaO	32,81	31,37	39,56	36,29	0,49	20,29
MgO	0,63	7,19	3,19	-	11,45	-
SO3	46,39	28,94	47,11	52,23	29,21	58,47
CO2	-	15,63	8,00	-	-	1,29
CI	-	0,18	-	2,68	17,75	2,57
K2O	-	-	-	0,72	14,40	-
Na2O	-	-	-	1,84	12,24	22,70
Fe2O3+AI2O3	0,27	0,74	0,44	1,40	-	0,03
SiO2	0,59	5,50	2,22	-	-	-
H2O	19,91	12,42	0,56	0,20	15,20	-
П.п.п				4.60

1.2 Основные типы соляных пород и минеральный состав

1.2.1 Сульфатные породы

К сульфатным породам относятся гипсы и ангидриты, состоящие из соответствующих минералов, содержание которых может достигать 90--98 %, однако, как правило, в тех или иных, иногда значительных, количествах присутствуют и различные примеси. Обычными компонентами сульфатных пород являются доломит, магнезит, галит, целестин, пирит, (марказит), опал, халцедон, кварц (как обломочный, так и аутигенный), флюорит, барит, гидроксиды железа,глинистый, иногда битуминозный материал, эпигенетические выделения самородной серы -- как результат микробиальной сульфатредукции. Существуют и смешанные сульфатные породы -- гипсовые ангидриты и ангидритовые гипсы (гипсо-ангидриты и ангидрито-гипсы).

Гипсы обычно светлые породы -- белые, светло-серые, голубоватые, розовые, красные -- массивной и слоистой текстуры. Породы мягкие, чертятся ногтем (твердость минерала по шкале Mаoca 2,0) и относительно легкие (плотность минерала гипса 2,3 г/см3).

Своеобразной разновидностью этой породы является селенит -- волокнистый или игольчатый гипс с шелковистым блеском, образующий жилы и прослои в толще гипсов, причем кристаллы ориентированы перпендикулярно слоистости или стенкам трещин.

Селенит имеет вторичное происхождение и образуется при перекристаллизации гипса.

Рис. 1 Гипс



Рис. 2 Селенит

Ангидриты -- светлые голубовато-серые, серые, иногда красно-бурые и черные прочные породы массивной, слоистой, в том числе тонкослоистой или нодулярной (желваковидной) текстуры. Поскольку минералогическая плотность ангидрита достаточно велика (2,9 -- 3,0 г/см3), то и породы посравнению с другими осадочными породами относительно тяжелее.



Рис. 3 Ангидрит

Структуры гипсов и ангидритов кристаллические; их дальнейшее подразделение производится по размерам и форме кристаллов.

Первичные структуры обычно микро- и тонкозернистые, однако сохраняются они относительно редко. Вторичные структуры связаны прежде всего с перекристаллизацией, которая ведет к укрупнению размеров кристаллов и образованию кристаллобластовых равномерно-зернистых (гомеобластовых) и неравномерно-зернистых (гетеробластовых) структур.

Гипсы и ангидриты -- породы пластичные, под действием давления -- бокового или неравномерного вертикального -- они относительно легко текут, и появляются новые вторичные структуры. Кристаллокатапластическая структура хорошо наблюдается в ангидритах, где первично прямолинейные кристаллы изгибаются, т.е. отмечается пластическая деформация. Более активное воздействие ведет к появлению кристаллокатакластических структур: порода как бы состоит из отдельных блоков-обломков со своей внутренней брусковидной или чаще кристаллокатапластической структурой, сцементированных тем же ангидритом, но более мелкозернистым и идиоморфнозернистым.

Первичные текстуры гипсов и ангидритов являются во многом общими для многих осадочных образований -- это массивная и слоистая, причем последняя в свою очередь может быть обусловлена изменением состава или структуры пород, различается морфологией и характером поверхностей наслоения -- существуют параллельно-слоистые, волнисто-слоистые, линзовидно-слоистые (и т.д.) текстуры.

Появление вторичных текстур, как и структур, также обусловлено тем, что сульфатные породы относительно легко растворимы и пластичны, они легко перекристаллизуются, текут, гидратируются и, напротив, дегидратируются, переходя друг в друга.

Дело в том, что первично в зависимости от условий осаждаются как гипсы, так и ангидриты. При погружении с увеличением давления и в меньшей степени температуры происходит дегидратация гипса, вода удаляется, и они переходят в ангидриты. Глубина, при которой происходит такой переход, обычно не превосходит 100--150 м, однако известны аномальные случаи обнаружения гипса на глубине до 850 м. Подобные превращения ведут к изменению первичных структури текстур.

Одной из часто встречающихся текстур такого рода является нодулярная (желваковидная, желваковая). Плотные, округлые, овальные, линзовидные стяжения ангидрита либо непосредственно соприкасаются друг с другом, либо разделяются сульфатно-глинистым или сульфатно-доломито-глинистым материалом.

Напротив, при подъеме ангидрита к поверхности последний нередко гидратируется и переходит в гипс (или полугидрат CaSO4*0,5Н2O). При этом объем новообразованного гипса на 30 -- 40 % (максимум до 65 %) больше объема исходного ангидрита. Подобное увеличение объема, особенно в окружении других пород, т.е. в замкнутом пространстве, обусловливает пластические деформации, что и ведет к появлению специфической плойчатой текстуры, представляющей собой мелкую постседиментационную, нетектоническую складчатость, нередко в виде червеобразно изгибающихся прослоев.

Весьма своеобразной текстурой сульфатных пород (а редко -- и каменной соли) является строматолитовая, описанная в разрезах кембрия Восточной Сибири, девоне Днепровско-Донецкой впадины, перми Волго-Уральской и юре Амударьинской провинции, неогене Индоло-Кубанского прогиба.

Морфологически эта текстура аналогична таковой карбонатных пород, однако генезис ее не очевиден. Один из вариантов предполагает, что эта текстура вторична и представляет собой псевдоморфозу сульфатов по первично карбонатным строматолитам. Не исключено, однако, что примитивные организмы, каковыми являются строматолитобразующие цианобактерии, обитали в водах весьма высокой солености (так называемые галофильные бактерии не только переносят высокое осолонение, но и обитают исключительно в водоемах очень высокой солености), и их маты являются как бы матрицей и определяют морфологию, строение химически осаждающихся солей (напомним, что в карбонатах строматолитобразующие сообщества обусловливают биохимическое осаждение карбонатов за счет изменения рН среды).

Гипсы и ангидриты образуют пласты и пачки мощностью в десятки метров, а иногда и толщи в сотни метров, в том числе так называемые ангидритовые валы, формирование которых рассмотрено далее. Кроме этих мощных и относительно однородных толщ имеются и более локальные выделения в виде корок, линз, прослоев и кепроков.

1.2.2 Хлоридные породы

Соляные породы хлоридной группы весьма разнообразны, но абсолютно преобладает каменная соль (эта порода является ведущей по объему и среди всех соляных пород вообще), в значительно меньшем количестве образуется сильвинит. Среди других хлоридных пород можно отметить карналлитовую (по породообразующему минералу -- карналлиту КС1МgС12*6Н2O), бишофитовую (минерал бишофит МgС12*6Н2O), а также соответствующие смешанные породы -- бишофит-карналлитовые, галит-карналлитовые, галит-бишофитовые. Во многих случаях с хлоридами ассоциируют легко растворимые сульфаты щелочных и щелочноземельных элементов -- минералы кизерит (MgSO4*H2O), глауберит (Na2SO4*CaSO4), полигалит (K2SO4*MgSO4*2CaSO4*2H2O), астраханит (Na2SO4*MgSO4*4H2O), эпсомит (MgSO4*7H2O), а также сложные хлорид-сульфаты (каинит --KCl*MgSO4*3H2O). Это также обусловливает формирование многочисленных, хотя количественно и очень ограничено распространенных смешанных пород солевой группы.

Для соляных галогенных пород характерны весьма крупные размеры кристаллов, часто значительно превосходящие размеры кристаллов других осадочных пород, поэтому нередко при описании соляных пород используют иную, отличную от общепринятой, градацию структур.

Так, выделяют микрозернистую (размер менее 1 мм), мелкозернистую (1--3 мм) и гигантозернистую (более 10 мм) структуры. Напомним, что обычно микрозернистая структура ограничивается размером 0,005 -- 0,05 мм, а гигантозернистая -- размером более 2 мм.

Каменная соль -- порода мономинеральная, состоящая из минерала галита (NaCl), содержание которого в некоторых разностях достигает 99 % и более, что делает ее одной из наиболее «чистых» пород вообще. Вместе с тем, в большинстве случаев имеется примесь ангидрита, магнезита, доломита, более редких солевых минералов, а также глинистого вещества, отмечаются зерна кварца и алюмосиликатов алевритовой, реже песчаной размерности. Эти зерна частично имеют обломочное, в том числе эоловое происхождение, но в значительной степени являются аутигенными. К последним относится, например, кварц в виде хорошо ограненных кристаллов. В зависимости от наличия и количества примесей в порядке увеличения их содержания выделяют пищевую, кормовую и техническую соль.

Наиболее чистая соль -- белая и водяно-прозрачная, но из-за наличия примесей чаще всего серая, реже красная. Порода относительно легкая (плотность галита 2,2 г/см3), не прочная (твердость галита по шкале Mooca 2--2,5), соленая на вкус.

Рис. 4 Каменная соль

В шлифе каменная соль определяется по характерным для галита свойствам -- показателю преломления (n -- 1,544),близкому таковому для канадского бальзама (n = 1,537), изотропности (черные непрозрачные зерна при введенном анализаторе) и структуре.

Рис. 5 Каменная соль

В шлифе каменная соль определяется по характерным для галита свойствам -- показателю преломления (n -- 1,544),близкому таковому для канадского бальзама (n = 1,537), изотропности (черные непрозрачные зерна при введенном анализаторе) и структуре.

Кристаллы галита -- кубической формы, поэтому в сечениях имеют прямоугольные очертания. Кристаллы, как правило, не чистые, не полностью прозрачные, а в той или иной степени мутные, с отчетливым зональным строением. Последнее определяется тем, что при быстром росте кристаллы захватывают микропузырьки воздуха, рапы (рассола), включения ангидрита, магнезита, доломита, глинистого материала и других примесей, которые располагаются параллельно граням роста.

Структура каменной соли кристаллическая с различной величиной зерна, часто разнозернистая, неравномернозернистая, порфиробластовая, зернисто-шпатовая, шпатовая и волокнистая. Эти структуры возникают чаще всего в результате перекристаллизации, которая часто уничтожает первичное зональное строение.

Наиболее распространенные текстуры каменной соли массивные и слоистые.

Сильвинит -- наиболее распространенная калийсодержащая соляная порода, состоит из двух минералов: галита (NaCl) и сильвина (KCl). Сильвин, как и галит, кристаллизуется в кубической сингонии, т.е. изотропен и образует такие же кристаллы, но в отличие от последнего имеет низкий показатель преломления (n = 1,490). Поскольку основное экономическое значение имеет именно калий, то обособление этой породы как самостоятельной отличается от принципа выделения пород по преобладающему компоненту. Так, содержание сильвина в породе может быть лишь 15 %, и тем не менее эта порода называется сильвинитом. Например, красный сильвинит Верхнекамского месторождения содержит 19,7 -- 42,9 % сильвина и 51,6 -- 77,2 % галита, а пестрый сильвинит того же месторождения содержит 20,8 -- 38,7 % сильвина и 54,5 -- 76,7 % галита. Остальное в породе --различные примеси, главным образом глинистый материал и ангидрит

Красные и пестрые сильвиниты различаются также по структурно-текстурным признакам и характеру примесей.

Красные сильвиниты имеют соответственно названию красную и кирпично-красную окраску и отчетливо выраженную слоистость. Последняя выражена переслаиванием слоев сильвина и галита относительно равной мощности в 3 -- 4 см, а также наличием тонких (1-2 мм) прослоев, сложенных ангидритом, карбонатами и глинистым материалом. Структура разнозернистая с преобладанием мелко- и среднезернистой.



Рис. 6 Сильвинит

Пестрые сильвиниты отличаются пестрой окраской, отсутствием слоистости и в связи с этим массивной и пятнистой текстурой. Структура разнозернистая, преимущественно средне- и крупнозернистая. Содержание сильвина и галита примерно одинаково. Зерна сильвина обычно молочно-белые с буро-красными оторочками, галита -- серые, просвечивающие, с синими пятнами. Постоянную примесь составляют карбонаты (доломит и магнезит), ангидрит, глинистый и часто алевритовый материал.

Сильвиниты -- породы легкие, не твердые, горько-соленые на вкус.

Каменная соль встречается в виде небольших выцветов, гнезд, линз, но абсолютно преобладают пласты, пачки и толщи мощностью в десятки, сотни и даже первые тысячи метров. В этих случаях с ними иногда связаны и калийные соли.

Как правило, в мощных однородных соленосных толщах первичное пластовое залегание бывает нарушено. Дело в том, что соль пластична и при давлении -- боковом или неравномерном вертикальном -- начинает течь. При этом в одних местах ее мощность сокращается, а в других, куда она нагнетается, -- резко возрастает.

Вначале образуются относительно слабо выраженные изометричные или овальные поднятия вздутия («структуры панцыря черепахи») или вытянутые валы, а затем и очень резко выраженные солевые гребни и купола, разделенные межкупольными мульдами, где мощность соли минимальна или даже соли отсутствуют, так как полностью выжаты в соседние купола и гряды. Мощность солей в таких структурах достигает нескольких тысяч метров, но надо учитывать, что это мощность не первичная. Насколько можно судить по имеющимся реконструкциям первичные «пластовые» мощности, видимо, не превышают 2 -- 2,5 тыс. м.

2. Условия образования соляных пород

2.1 Источник вещества

До последнего времени источник вещества эвапоритов не вызывал сомнения -- это запасы солей Мирового океана, постоянно пополняющиеся терригенным сносом растворимых соединений из коры выветривания и получающие незначительную добавку из гидротерм (Коган, 1968; Страхов, 19-60--1963; Химия океана, 1979, т. 2; и др.), но сформировавшиеся за всю 4,5-миллиардную историю Земли и настолько превосходящие ежегодный внос из любых источников, что последний даже в течение сотен тысяч лет не может изменить его. Этот запас оценивается в 33*1015 т (Сонненфелд, 1988) или 47,80 *1015 т, а ежегодный внос в океан реками растворенных веществ -- 3690 млн. т (если считать гидрокарбонаты через НСO3-) или 2870 млн. т (если считать гидрокарбонаты в виде СO32; Химия океана, 1979).

Таблица №3 Состав солей океанов, по Ф.Кларку и Х.Вашингтону (1924) (из Петтиджона, 1981, с 553)

соль	Содержание в %	соль	Содержание в %
NaCI	77,76	K2SO4	2,45
MgCI2	10,88	CaCO3	0,35
MgSO4	4,74	MgBr2	0,22
CaSO4	3,60	Сумма	100,00

Состав солей Мирового океана (табл. №3), остающийся стабильным во времени и по площади, характеризуется тем, что около 4/5 его (или 77,76%) приходится на хлористый натрий. Вместе с хлористым магнием (10,88%) хлориды составляют более 88,5% растворенных в морской воде солей. Общая их сумма равна примерно 3,5% (или 35%) массы морской воды.

Хотя состав растворенного вещества, вносимого, реками отличается от солевого состава морской воды (в речном стоке существенна доля карбонатов), но это не меняет последний, так как карбонаты довольно быстро осаждаются биологически или химически. Солевой состав гидротерм более близок к океанской воде, а имеющиеся отличия из-за незначительности масштабов гидротермального вноса (Химия океана, 1979, т. 2) не могли изменить соотношение солей в воде морей и океанов.

Однако с открытием горячих рассолов во впадинах дна Красного моря (1964) стали пересматриваться представления об источниках солевого вещества, из которого формируются эвапоритовые осадки. Но существенных изменений они не претерпели, так как источником солей рассолов были не ювенильные флюиды, а ранее сформировавшиеся эвапориты -- в основном позднемиоценового возраста, залегающие в бортах Красноморской впадины. И хотя с тех пор на дне Тихого и других океанов были открыты многие горячие источники, например черные и белые «курильщики», остается открытым вопрос о размерах этого вноса.

В целом состав солей эвапоритов аналогичен солевому составу морской воды, что и определяет непосредственный источник солей. Однако более детальное рассмотрение состава различных месторождений солей показывает многие отличия не только от состава морской воды, но и от современных эвапоритов. Древние эвапориты слагаются помимо главного компонента -- галита мощными толщами ангидрита, гипса, калийных солей и почти лишены сульфатов натрия» содовых и других минералов, образующихся при выпаривании современной морской воды. Все это указывает, что кристаллизация солей -- сложный и изменчивый процесс, управляющийся не только их растворимостью, но и исходным составом, температурным режимом и постоянным вносом как растворов солей, так и силикатной и иной (органической, карбонатной и т. д.) взвеси, особенно глинистой. Кроме того, составом образующихся твердых фаз управляют, как это ни парадоксально, чисто механические, например медленные тектонические, движения.

Источники солей внутриконтинентальных, озерных водоемов, хотя они известны в основном по четвертичным примерам, еще более неясны. Одни (Страхов, 1960--1963) главным считают коры выветривания, другие (Петтиджон, 1981, с. 552) -- захороненные в древних осадках морские воды («ископаемые» морские воды и рассолы), промываемые поверхностными метеорными водами, а также соль из брызг моря, переносимых ветрами на сушу. Подтверждением первой части этой точки зрения служат хлор-натриевые озера Эльтон и Баскунчак в Прикаспии, питаемые пермскими солями соляных куполов, возвышающихся на их берегах. Эоловый источник соли требует количественной оценки.

Ф. Кларк приводит довольно приблизительную оценку ежегодного эолового поступления солей с моря на сушу: 2--20 т соли на 1 км2 суши. Так, соленое озеро Самбхор (Индия) площадью 5700 км2, удаленное от моря на 400 км, получает ежегодно 3000 т морской соли.

2.2 Способы образования минералов, образующих соляные породы

Способы образования минералов, образующих соляные породы, и соответственно способы образования этих пород, как практически и всех других осадочных пород, достаточно разнообразны, но абсолютно преобладает чисто химическое выпадение из растворов по мере достижения предела растворимости тех или иных солей. Соли, следовательно, типичные седиментационные образования.

Модель эвапоритообразования.

Общая последовательность в целом достаточно определенная -- вначале выпадают сульфаты кальция (гипс и ангидрит), затем хлориды натрия (галит), затем хлориды и сульфаты калия и магния (сильвин KCI, карналлит КСI*МgСI2*6Н2О, полигалит --K2SО4*MgSО4*2CaSО4*2H2О и др.) и, наконец, хлориды магния (бишофит МgСI2*6Н2О).

Тем не менее из этого порядка кристаллизации солей имеется много исключений, которые не опровергают общую последовательность, но показывают ее деформацию под влиянием многих геологических факторов: распреснения, осушения, изоляции от питающего бассейна и соединения с ним, вноса глинистого и органического материала, дифференциальных тектонических движений, петрофонда окружающей суши и т. д. Многие из этих условий определили химические типы солеродных бассейнов, установленные М. Г. Валяшко (1961, 1963)

Конкретные значения солености, при которых происходит осаждение тех или иных солей, зависят от ряда причин. Дело в том, что природные рассолы -- это сложные системы, в которых присутствуют самые разнообразные соединения в виде наборов катионов и анионов. Растворимость конкретного соединения и соответственно возможность его нахождения в растворе или, напротив, осаждения зависит от присутствия и концентрации других ионов. Последние либо снижают предел растворимости, и тогда вещество осаждается при более низких концентрациях, либо, напротив, повышают его, и тогда для осаждения необходима более высокая концентрация этого вещества. Более того, в процессе осаждения какие-то вещества удаляются из раствора, соотношение ионов меняется, что оказывает воздействие на всю систему и изменяет пределы растворимости остающихся в растворе веществ. Аналогичным образом воздействует и изменение температуры. Другими словами, природные рассолы -- это весьма динамичная система.

Можно привести несколько примеров подобного взаимного влияния состава растворов и температуры на осаждение минералов. При выпаривании водного раствора сернокислого кальция при температуре ниже 63о C осаждается только гипс и лишь при более высокой температуре -- ангидрит. В случае же насыщенных по NaCI растворов температура выпадения ангидрита снижается до 38о C. Если же раствор насыщен по MgCI2, сульфат кальция осаждается только в виде ангидрита даже при температуре 0о C. При одновременном присутствии в растворе хлоридов натрия и магния, что наблюдается в морской воде, ангидрит выпадает при температуре 25 -- 30° С.

Другой показательный пример -- осаждение хлоридов натрия и калия при разных температурах. Известно, что растворимость веществ, в том числе и этих соединений, повышается с температурой. При этом растворимость хлорида натрия повышается незначительно, а хлорида калия -- весьма существенно. В смешанных растворах картина даже обратная -- растворимость хлорида натрия понижается, а калия -- еще более повышается. В этой ситуации при понижении температуры зимой из раствора будут выпадать соединения хлора с натрием и калием в виде галита и сильвина, а при повышении температуры летом -- только галит.

Таблица №4 Растворимость хлоридов натрия и калия при различных температурах в однородных и смешанных растворах (Швецов, 1958);(В.Т.Фролов Литология том 2 стр. 85)

Температура оС.	Растворимость, г/л
	NaCI	KCI	В смешанном растворе.
			NaCI	KCI
0 100	356,5 391,8	283,7 562,5	321 259	106 359

В природных условиях с учетом взаимодействия отдельных ионов и температуры сульфаты кальция осаждаются, когда концентрация морской воды повышается в 4 --5 раз, т.е. соленость достигает 14,0-18,0 % (средняя соленость морской воды -- 35 г/л, или 3,5 %), а плотность воды (рассола) составляет 1,10--1,13 г/см3 (при средней плотности морской воды 1,03 г/см3). Галит осаждается при 8--10-кратном увеличении солености -- до 26,0 -- 32,0 % и плотности 1,20 --1,25 г/см3, и, наконец, при более высокой концентрации, при выпаривании 50 -- 60 объемов воды начинается осаждение растворимых солей калия и магния, в том числе сильвина (соленость 33,0 -- 35,0 %, плотность рассола 1,28--1,3 г/см3).

Кроме этого основного способа осаждения солей при упаривании растворов и образования соляных пород, существуют и другие, реализуемые в специфических условиях, количественное значение которых крайне невелико.

Так, существуют обломочные сульфатные породы -- гипсовые пески; это эоловые образования, представляющие собой продукт разрушения и переотложении первичных гипсовых пород в условиях резко аридного климата.

Другой пример -- так называемое инсоляционное образование сульфатов и даже более растворимых пород (от лат.insolatio -- облучение поверхности Земли солнечной радиацией, дословно -- «выставлять на солнце»). В континентальных обстановках в условиях аридного климата грунтовые воды, а они в той или иной, часто существенной, степени минерализованы, подтягиваются капиллярными силами к поверхности, испаряются, а содержащиеся в них соли осаждаются в поверхностной зоне. Если процесс подтягивания вод и испарения происходит достаточно длительное время, то таким образом выделяется относительно большое количество солей. Чаще всего это относительно слаборастворимые сульфаты кальция, которые образуют гипсовый цемент песчано-алевролитовых пород, своеобразные стяжения -- друзы кристаллов гипса (так называемые розы пустыни), но иногда формируют и горизонты относительно чистых гипсов мощностью в несколько метров. Более растворимые минералы -- галогениды, нитраты образуют, как правило, лишь отдельные выделения, «выцветы» солей, имеющие, скорее, минералогическое значение. Правда, имеется мнение, что уникальные чилийские месторождения селитры образованы именно таким путем, т.е. являются инфляционными.

2.3 Обстановки солеобразования

Явное преобладание одного -- хемогенного механизма осаждения определяет и столь же явное преобладание водных обстановок соленакопления, причем абсолютное большинство соленосных толщ -- это отложения морские, однако моря эти весьма специфические. Морская вода является раствором различных солей, среднее содержание которых в этой воде составляет 3,1-3,6 %.(См таблица №5)

Таблица №5 Содержание важнейших ионов солей в морской воде (Седиментология 1980)

Ион	Промилле	Ион	Промилле
Na	10,56	CI	18,98
K	0,38	Br	0,065
Ca	0,40	SO4	2,65
Mg	1,27	HCO3	0,14
Итог 31,445

В континентальной обстановке соли в растворах образуются прежде всего за счет химического выветривания минералов. Средний ионный состав солей, растворенных в водах, поступающих из континентальных областей, приведен в таблице №5

Таблица №6 Ионный состав солей, растворенных в водах, поступающих из континентальных областей, по Дики.(Седиментология 1980)

Ион	Процент
Na++k+	6,07
Ca2+	31,03
Mg+2	12,90
CI+Br	4,79
SO4	17,96
HCO3	27,25

Для образования значительных масс солей необходимы, по крайней мере, два условия: аридный климат и наличие полуизолированных, но не теряющих связей с Мировым океаном водоемов.

Аридный климат определяет интенсивное испарение и, как следствие, повышение концентрации солей в бассейне. В условиях такого климата практически отсутствуют или крайне редки и ограничены по масштабу метеорные осадки и поступление пресных вод с суши, которые могли бы вести к распреснению водоема.

Второе условие -- специфический палеогеографический тип бассейна. Дело в том, что в полностью изолированном водоеме при полном испарении воды средне океанической солености останется лишь относительно тонкий пласт солей. Так, из 100-метровой толщи морской воды образуется максимум 1,65--1,75 м осадка, в котором на долю каменной соли приходится 1,29--1,35 м. Для формирования же мощных толщ необходимо постоянное поступление солей, что и обеспечивается таким полуизолированным характером бассейна. В этом случае интенсивное испарение ведет к понижению уровня моря, особенно в удаленной от Мирового океана кутовой зоне, и формированию наклонной водной поверхности, отклоняющейся от поверхности геоида. Это, в свою очередь, определяет постоянный приток океанических вод и, следовательно, постоянное пополнение этого водоема солями. Одновременно такое понижение водного зеркала исключает обратный водоток из бассейна в океан, т.е. существует лишь одно направленное течение, которое и поставляет необходимые соли в бассейн. Постоянное испарение и поступление материала ведет к тому, что концентрация солей повышается, в конце концов достигает предела растворимости, и соли начинают выпадать в осадок.



Рис. 7(В. Г. Кузнецов Литология стр. 417) Схема течений и гидрологии полузамкнутого котловинного бассейна аридной климатической зоны (В. Г. Кузнецов Литология стр. 417 )

Представления о том, что соленосные отложения формируются при испарении морской воды, возникли очень давно и основывались как на натурных наблюдениях, так и на практическом опыте солеварен.

Мнение о сгущении морской воды в участках бассейнов, отгороженных песчаными косами, одним из первых выдвинул, по-видимому, Г. Бишоф в 60-х гг. 19 в., но более подробно эти представления разработал К. Оксениус в 1887 г., благодаря чему они часто называются теорией баров Оксениуса (бары как элемент изоляции бассейна от основного водоема).

Классическим примером современного соленакопления такого типа является залив (лагуна) Кара-Богаз-Гол (рис.7,8).



Рис. 7 Кара-Богаз-Гол. Снимок из космоса

В середине 1960-х гг., т.е. до перекрытия дамбой пролива, соединяющего залив с Каспием, в результате чего он превратился в полностью изолированный водоем с соответствующими негативными последствиями для окружающей среды, площадь водного зеркала залива составляла несколько более 12000 км2, протяженность пролива около 10,5 км при ширине у выхода из моря всего 120--130 м. В проливе образовалось уникальное природное явление -- морской водопад с высотой порога 3,0 -- 3,5 м (Дзенс-Литовский, 1966).

Такая ситуация приводила к последовательному осолонению вод залива за счет постоянного притока каспийских вод и одновременно активного испарения с его поверхности. Так, с 1897 по 1961 г. плотность рассола -- рапы увеличилась с 1,136 до 1,362 г/см3, а соленость достигла 28,0 -- 31,0 %. Все это вызывало осаждение разнообразных солевых минералов -- гипса, галита, астраханита, мирабилита, эпсомита (см.рис.13). Важно отметить, что питание залива Кара-Богаз-Гол осуществляется водами резко опресненного Каспийского моря, средняя соленость которого составляет 1,27--1,28 %, т.е. почти в 3 раза меньше средней солености Мирового океана. И даже при этом в заливе соленость повышается столь значительно, что появляется возможность садки легко растворимых солей.

Рис. 8. Кара-Богаз-Гол (туркм. Garabogazkцl -- дословно «озеро чёрного пролива»)

На данном изображении уровень Каспийского моря повысился, вследствие чего песчаного бара на фотографии не видно.



Рис. 9 Распределение осадков в лагуне Кара-Богаз-Гол (по М.Ф. Фивегу и В.П. Федину, 1977); (В. Г. Кузнецов Литология стр. 418): а -- геолого-гидрохимическая схема; б -- геологический профиль; Коренные подстилающие образования: 1 -- гипсовые с примесью песка, 2 --песчаники, 3 -- известняки и мергели; современные отложения: 4 -- гипсово-карбонатные, 5 -- галитовые, 6 -- гипсово-глауберитовые, 7 -- астраханит-галитовые (этсомитовые); границы: 8 -- коренного берега, 9 -- акватории залива, 10 -- фациальных зон, 11 -- стратиграфические; 12 -- изобаты глубин акватории, м; рассолы зон: 13 -- прибрежной, 14 -- центральной,15 -- смешения; 16 -- изолинии концентрации рапы, г/кг; 17 -- станции опробования; 18 -- линия профиля.

Модель соленакопления, прекрасным примером чему служит лагуна Кара-Богаз-Гол, оказалась весьма удачной, «жизнеспособной», логично объясняющей многие вопросы соленакопления.

Вместе с тем наличие столь представительного современного примера, подтвердив правомочность таких обстановок соленакопления, в определенной мере сыграло и негативную роль. Дело в том, что Кара-Богаз-Гол -- это типичная лагуна с присущими лагунам характерными чертами -- кроме солености, отклоняющейся от таковой основного питающего водоема, это относительно малые размеры и краткое время существования. Только за позднечетвертичное время -- хвалынское и новокаспийское по каспийской хронологии, или вюрм-голоценовое по европейской шкале, т.е. менее чем за 100 000 лет, за время существования человечества, этот водоем четырежды был обычным заливом Каспия с соленостью и с осадками, близкими каспийским, и четырежды превращался в изолированную лагуну с нарушенным гидрологическим режимом и осаждением пачек солей мощностью 6 --10 м каждая. При этом подобная изоляция связана не с тектоническими причинами, а с колебаниями уровня Каспийского моря.

Еще одним примером морского солеродного бассейна можно считать залив Шарк (Акулий залив) в Западной Австралии, к северу от Перта. Длина его свыше 200 км, ширина свыше 100 км. Крупными песчаными барами он отделен на северо-западе от Индийского океана и островами, полуостровами, косами, барами, водорослевыми биостромами разделен на множество заливов и ванн, в которых, в глубине залива, идет выпадение каменной соли. Характерен парагенез эвапоритов, водорослевых биогермов, карбонатных биогенных, хемогенных и механогенных отложений.



Рис. 10 Залив Шарк. Снимок из космоса

По прямой аналогии с Кара-Богаз-Голом все солеродные бассейны 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, соленосные отложения Сибирской платформы 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 Восточно-Европейской платформы установлены на площади свыше 1,5 млн. км2, а первичная мощность кунгурских солей в Прикаспийской впадине составляет не менее 2000 м. Эти 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.

На основании вышеизложенного можно сделать вывод: современные солеродные бассейны не могут служить полными аналогами бассейнов прошлого ни по размерам, ни по набору солей, ни по мощности соляных толщ (Дерпгольц, 1963; Дривер, 1985; Сонненфелд, 1988). Причина отличий прежде всего в иных тектонических и географических планах -- в отсутствии огромных мелководных морей на континентах, расположенных в аридных поясах Земли. Это связано с высоким рельефом материков и высоким уровнем океана, затопившего все возможные для выпаривания перикратонные акватории.

Однако в процессе изучения условий образования соляных пород неизбежно возникают вопросы:

1.Почему при нынешних скромных площадях соленакопления древние площади имеют мощности во многие десятки и сотни метров и площади от сотен тысяч до миллиона км2? 2.Почему при массовом соленакоплении не иссекали соляные резервы Мирового океана? 3.Чем объяснить разнообразие эвапоритовых формаций при едином плане строения?

Большие мощности (до 1--2 км) древних эвапоритовых формаций пытались объяснить необычайно большой (до 20 км и более) глубиной древних солеродных бассейнов, так как из расчетов выходило, что лишь для отложения 3 м гипса необходимо полное высыхание водоема глубиной 4200 м. Ф. Дж. Петтиджон (1981, с. 553) приводит другой расчет: из 305-метрового слоя морской воды при полном осаждении солей образуется их пласт в 4,6 м, и в нем 0,15 м -- сульфат кальция, 3,6 -- хлористый натрий и 0,8 м -- другие соли (калия, магния и.т.д.).

Давно были высказаны возражения против больших глубин древних солеродных бассейнов: 1) все известные эвапоритовые формации накапливались в мелководных, обычно платформенных водоемах, глубина которых практически не превышала 100 м, о чем свидетельствуют биогермы, внутриконтинентальное положение многих из них, признаки высыхания, мелководность несолевых пропластков и т. д.; 2) выпаривание глубоких бассейнов шло бы исключительно медленно, так как прогреть глубинные воды весьма трудно, и в них соль снова растворялась бы; медленное же (в течение многих геологических периодов) повышение солености выше нормальной (3,5%) неизбежно сказалось бы на исчезновении биоты, чего мы не устанавливаем в истории Земли; 3) бассейны с глубиной 15--20 км изостатически неустойчивы на Земле, поэтому они практически невозможны.

К. Оксениус (1887) на примере залива Кара-Богаз-Гол (см. рис. 7,8 и 9), взятого им за модель своей «теории баров», «примирил» взаимоисключающие параметры древних солеродных бассейнов -- малые глубины и большие мощности формаций. Необходимы по крайней мере два сообщающихся бассейна: питающий (море, океан) и выпаривающий (лагуна, залив, наплитное море), мелководный, расположенный в аридном поясе, отделенный от питающего так, что поддерживается постоянный ток воды (например, разницей уровней) в одном направлении -- от питающего бассейна к выпаривающему -- через бар или другое препятствие. Литодинамика моря, аккумулирующая у отлогого берега песчаные прибойные бары, способна поддерживать равновесие при почти любой скорости прогибания выпаривающего бассейна. Последнее необходимо для накопления толщ большой мощности, причем в неизменных мелководных условиях. Без механических (тектонических) и гидродинамических (прибоя) движений один химический процесс неспособен сформировать эвапоритовую формацию, что показывает несводимость геологических процессов к химическим или физическим.

Таким образом, большие мощности многих эвапоритовых формаций свидетельствуют не о глубине солеродных бассейнов а о скорости и длительности его прогибания.

В геологической истории существовало, по крайней мере, два типа бассейнов и соответственно два типа образующихся соленосных отложений (Кузнецов, 1972; Яншин, 1961, 1964),(рис.12,А.В).

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 (см. рис.12,А), 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 кембрийские отложения Сибирской платформы, силурийских бассейнов Мичиган и Иллинойс в США, среднедевонские Уиллистонского и Канадского бассейнов, пермские Днепровско-Донецкой впадины, неогеновые соли Закавказья и др.



Рис. 12. Типы соленосных толщ (В. Г. Кузнецов Литология стр. 421)

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 плотности 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.

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 мере 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, верхне-пермские 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 (киммеридж-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 прогибание происходило до соленакопления, и оно обусловило формирование 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. 18,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.18, б). Такая ситуация изучена, например, в цехштейне Европы, кембрии Восточной Сибири и некоторых других регионах.

Схема образования ангидритовых валов при однократном (а) и многократном (б) заполнении солями глубоководной впадины. Слои ангидрита(в том числе битуминозного) и каменной соли.

Специальные расчеты показывают, что увеличение солености при активном испарении и определенной изоляции 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 депрессию, 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, во первых, «крайними случаями» и имеются переходные варианты и, во-вторых, не исчерпывают всех обстановок соленакопления.

соляной гпс хлорид

2.4 Разнообразие эвапоритовых формаций

Разнообразие эвапоритовых формаций, прежде всего различие древних и современных, отличия в полноте состава древних солей, разные химико-минералогические типы, имеет тектоническое, палеогеографическое, литологическое и химическое объяснения. Главные различия сведены М. Г. Валяшко (1961, 1963), Н. М. Страховым (1963) к трем гидрохимическим типам солеродных водоемов (рис. 8.4): 1) содовый, или карбонатный (углекислый), 2) сульфатный (сернокислый), 3) хлоридный.