Соленосные отложения. Процессы соленакопления в геологической истории
Процессы соленакопления в геологической истории претерпели эволюцию. Изменялись главным образом палеогеографические обстановки и масштаб проявления этих процессов. По заключению Н. М. Страхова [1963], накопление кальциевых сульфатов (гипс, ангидрит), галититов и калийсодержащих осадков началось где-то на границе протерозоя и кембрия и далее развивалось с периодическими колебаниями в зависимости от изменения тектонических обстановок и климата.
В гумидные фазы климатической истории Земли, приходящиеся на силур, ранний карбон, раннюю и среднюю юру, альб, соленакопление ослабевало почти до полного угасания, а в аридные фазы раннего кембрия, девона, поздней перми, триаса, поздней юры и позднего мела, наоборот, усиливалось, достигая расцвета. В палеозое соленакопление происходило в обширных заливах и в краевых частях эпиконтинентальных морей, занимавших площади в многие сотни квадратных километров. Таковы условия накопления соленосных отложений кембрия Сибирской платформы, девона Московской синеклизы, перми Прикаспийской синеклизы и Приуралья, перми и триаса Северо-Германской впадины.
Палеозойские солеродные бассейны были мелководными, в результате чего в них на относительно малые объемы воды приходились обширные поверхности выпаривания. Затрудненные связи с открытым морем и ослабленный гидродинамический режим внутри бассейна поддерживали в нем испарительную концентрацию солей.
В мезозое масштабы процессов соленакопления сокращаются и изменяется их палеогеографический тип, теперь обычной становится приуроченность к относительно небольшим лагунам аридной области. В кайнозое процессы соленакопления ослабевают еще больше и в существенной части переходят на континент. В неогене аккумуляторами солей выступают бессточные озера аридной области, получавшие значительный сток вод от смежных районов гумидной зоны (соленосные толщи миоцена внутренних впадин Тянь-Шаня и плиоцена Цайдамской впадины). По расчетам Н. М. Страхова [1963], для того чтобы в континентальных условиях могла сформироваться соленосная толща большой мощности, аккумулирующий ее водоем должен обладать значительными размерами и обширным водосбором, причем приток вод должен уравновешивать испарение, иначе соленосная толща не будет образовываться либо в результате высыхания водоема, либо вследствие разбавления вод озера до такой степени, при которой садка солей прекратится.
Климатические условия соленакопления с кембрия существенно не изменились. Этому процессу постоянно благоприятствовал жаркий сухой климат с общим преобладанием испарения над атмосферным увлажнением. Свидетельствами высокой аридизации климата областей соленакопления являются: а) частая ассоциация соленосных отложений с карбонатными красноцветами, которые одновременно с солями формировались на суше в условиях жаркого климата с периодами засухи продолжительностью 5—6 месяцев; б) слабое развитие в морских соленосных сериях терригенного материала, который не мог поставляться в седиментационный бассейн с окружающей его сильно ариди- зированной суши.
Все современные области соленакопления характеризуются высоким показателем испарения. Согласно Р. Грину [Green, 1961 ], современные солерод- ные бассейны Северной Америки находятся в областях, где испарение (2500— 3000 мм/год) в 2,5—3 раза превышает атмосферное увлажнение (1000 мм/год), а средняя годовая температура держится на уровне 19—20° С (зимняя не ниже 10° С).
Выпадение солей происходит при всех градациях аридного климата, но особенно интенсивен этот процесс при экстрааридном климате, когда испарение превышает увлажнение в десятки раз. Вместе с тем нет однозначной связи крупных накоплений солей с континентальными районами экстрааридного климата, так как в этих климатических условиях солеродный бассейн, если он не получает мощного и постоянного притока вод из гумидной зоны, скоро прекращает свое существование в результате быстрого и полного испарения его вод.
Составленный Ф. Лотце атлас карт распространения соленосных отложений в различные периоды геологической истории (от кембрия до антропогена) показал, что географическое распределение их отчетливо зональное, причем в раннем палеозое зона соленакопления (в пределах Северного полушария) в основном располагалась в приполярной области. С течением времени она перемещалась к югу и уже в перми находилась в средних широтах, а в поздней юре приблизилась к ее современному положению ( 7).
Делаются попытки определения температуры образования соленосных отложений на основании экспериментальных данных путем изучения полей стабильности отдельных минералов и минеральных ассоциаций, которые в свою очередь используются для оценки интервала температур образования природных солей путем установления пропорций галогенных минералов и состава их смешанных кристаллов при разных значениях температуры [Braitsch, 1964]. Эти методы применимы лишь к соленосным отложениям, не претерпевшим заметных изменений при эпигенезе и диагенезе, чего в природе, по существу, не бывает.
Были попытки привлечь для количественной оценки климатов прошлого и состав кальциевых сульфатов — соотношение гипса и ангидрита. Многие ученые считали, что при концентрации солей в пределах от нормальной (3,5%) до 12% и температуре воды 25—26° С в осадок выпадает гипс; с повышением же концентрации солей до 12—20% и температуры рассола до 30—34° С происходит осаждение ангидрита. В этом случае количественные отношения гипса и ангидрита могли бы послужить основанием для расчета температурного режима солеродного бассейна.
Однако эксперименты по садке кальциевых сульфатов при различных температурных условиях показали, что ангидрит из морских вод осаждаться не может. По видимому, ангидрит представляет собой вторичное образование, возникшее в результате дегидратации гипсов, которые и являются первичным осадком. Таким образом, соотношение содержаний гипса и ангидрита в соленосной толще для палеоклиматических целей, по-видимому, использовать нельзя.
Грубая оценка температуры вод древних солеродных бассейнов возможна по содержанию брома в ископаемом сильвине, которое, как показали эксперименты О. Браитша и А. Херрманна [Braitsch, Herrmann, 1965], изменяется пропорционально температуре. Этим методом удалось установить, что температура кристаллизации сильвина в раннеолигоценовой лагуне Верхнего Рейна менялась в пределах от 10 до 50° С ( 8).
В соленосных отложениях кроме макрокомпонентов (гипс, ангидрит, калий- содержащие минералы) постоянно присутствуют акцессорные компоненты (целестин, флюорит, бораты), которые также являются индикаторами аридного климата. Согласно Н. М. Страхову [1962], садка целестина происходит в среднюю стадию осолонения бассейна, поэтому его основные концентрации локализуются частью в доломитах, частью в вышележащих сульфатных породах. Максимум флюоритонакопления приходится на конец доломитовой стадии и начало сульфатной. Химическое осаждение боратов осуществляется при минерализации, близкой к эвтонике раствора.
Источник
Большая Энциклопедия Нефти и Газа
Солеродный бассейн
В толще водоупорных соленосных отложений иреньского горгоонта спорадически распространенные линзы рассолов находятся в зоне застойного режима. Они полностью изошфованы друг от друга, от выше — и нижележащих водоносных комплексов, не имеют областей питания и разгрузки. По своему происхождению рассолы являются маточной рапой солеродного бассейна , которая под действием веса отлагавшихся осадков была выжата ID солей в отдельные линзы трещинных коллекторов в пластах ангидритов. Отжатие рапы в гидродинашгчески замкнутые линзы привело к возникновению аномально высоких пластовых давлений рассолов, превышающих в 1 35 — 2 42 раза условное гидростатическое давление. [16]
Мощность верхнеюрских соленосных отложений Амударьинской впадины достигает 870 м, а площадь распространения 150 тыс. км2, суммарная мощность верхнедевонских и нижнепермских соленосных отложений Днепровско-Донецкой впадины достигает 4 тыс. м, площадь распространения их около 40 тыс. KMZ. Почти все зоны регионального распространения соленосных толщ являются зонами промышленных нефтегазонакоплений. Это объясняется тем, что, с одной стороны, солеродные бассейны приурочены к зонам устойчивого и длительного прогибания, к внутриплат-форменным впадинам или краевым прогибам, являющимся весьма благоприятными для нефтегазообразования, а с другой стороны, солеиосные толщи являются отличными плохопроницаемыми перекрытиями, сохраняющими от разрушения значительные скопления нефти и газа. [17]
Однако в природе встречаются отложения каменной соли и калийных солей очень больших мощностей: для галогенного цех-штейна Германии — от 800 до 1000 м, в Верхнекамском калийном месторождении — 750 — 1000 м, в районе Ишимбаево — около 1400 м, а кунгурские отложения Прикаспийской впадины 2000 м [ 6, стр. Простой расчет показывает, что для образования таких мощных отложений соли за счет постепенного усыхания морей потребовался бы первоначальный слой морской воды ( 3 5 % солей) в 50 км и более, что представляется невероятным. Следовательно, при образовании таких месторождений соли должна была существовать длительная связь солеродного бассейна с морем. [18]
Каждая из этих групп в свою очередь расчленяется на ряд типов, для которых более или менее характерны формы рудных тел, соответствующие минералогические ассоциации, связь с другими элементами и условия формирования самих месторождений. Наиболее существенными рудными формациями первой группы являются различные датолитовые, котоитовая и людвигито-маг-нетитовая. Во второй группе заслуживают особого внимания коле-манито-иньоито-пандермитовая, улекситовая, тинкаловая и сас-солиновая рудные формации, связанные зачастую с наиболее поздней стадией магматизма, и ашарито-гидроборацитовая и бораци-то-калиборитовая формации, приуроченные к галогенным осадкам солеродных бассейнов . [19]
Огромное геохимическое разнообразие глубинных подземных вод в осадочных породах закладывается в бассейне осадконакопления на стадии седиментогенеза, а их дальнейший облик определяется особенностями литогенеза пород. Так, воды, захороняемые вместе с осадками в пресноводных бассейнах, как правило, характеризуются невысокой минерализацией. Наоборот, для солеродных бассейнов характерны высокоминерализованные растворы. Взаимосвязь между особенностями геохимического облика глубинных подземных вод и пород в процессе литогенеза прослеживается во всех литогенетических зонах. Поэтому продуктом литогенеза являются не только нефть и газ ( по Н. Б. Вас-соевичу), но и глубинные подземные воды. На стадии седиментогенеза еще в донных илах начинается преобразование седиментационных вод, илов, ОВ и эмиграция продуктов их преобразования. [20]
Образуется осаждением из водных растворов или при дегидратации гипса. В поверхностных условиях легко гидратирует-ся и переходит в полугидрат Са5Ог Н2О, а затем в гипс Са5О4 — 2Н2О, при этом увеличивается в объеме на 30 — 40 / о. Осадочная порода, на 50 % и более сложенная одноименным минералом. Образуется обычно в солеродных бассейнах на первых стадиях галогенеза. Наблюдается в разрезах соляных толщ и куполов в чередовании с известняками, доломитами и солями. [21]
Источник
Большая Энциклопедия Нефти и Газа
Солеродный бассейн
В больших солеродных бассейнах терригенный материал локализуется преимущественно по периферии, а галогенные отложения — в центральных зонах. При этом обломочный материал особенно энергично накапливается у крутых скалистых берегов водоемов. [2]
Реликты рапы солеродных бассейнов , сохраняющиеся в виде так называемых межсолевых вод, имеют тоже очень низкие величины хлор-бромных коэффициентов. Кроме того, по-видимому, играет роль и дифференциация хлора и брома в результате гравитационного расслоения рассолов. [3]
Присутствие значительных количеств сульфатно-хлоридных минералов связано с условиями образования месторождения, солеродным бассейнам которого было Цехштейновое море с относительно низкой степенью метаморфи-зации рассола. Руды месторождения подразделяются на хартзаль-цевые и — карналлитовые. [4]
Присутствие значительных количеств сульфатно-хлоридных минералов связано с условиями образования месторождения, солеродным бассейном которого было Цехштейновое море с относительно низкой степенью метаморфи-зации рассола. Руды месторождения подразделяются на хартзаль-цевые и карналлитовые. [5]
Установлена определенная зональность в распространении вод описанных типов: воды первого типа приурочены к периферийным частям солеродных бассейнов , а воды второго и третьего типов — к внутренним бассейнам. [6]
Повышенные концентрации дейтерии в хлоридных кальциевых рассолах дали основание полагать, что они являются в значительной степени унаследованными со времени существования кембрийского солеродного бассейна . В то же время было подтверждено, что рассолы хлоридного натриевого состава, практически не отличающиеся по содержанию дейтерия от вод малой минерализации, обрезуются за счет растворения галогенных пород метеогенными водами. [7]
В связи с открытием в надсолевых отложениях ( карабильская свита) крупных скоплений газа ( Шатлыкское месторождение) повышаются перспективы надсолевого комплекса на всей площади солеродного бассейна . [8]
Следует отметить, что баровая теория Оксениуса не распространялась на историю формирования континентальных соляных отложений типа месторождений Ферганы и Тянь-Шаня, а также оказалась недостаточной для объяснения образования мощных отложений морских солеродных бассейнов . [9]
Классическим примером многопластового месторождения содержащего залежи нефти в окских пластах ( от Oj до О а включительно), является Бобровское, расположенное в юго-западной части Оренбургской области в прибортовой зоне упомянутого выше солеродного бассейна . [10]
Их образование и распространение связаны с особыми условиями развития той или иной области, часто они отражают завершение определенного тектонического цикла, например конец ранней перми на обширных пространствах Восточно-Европейской платформы, когда после замыкания солеродных бассейнов возникали континентальные условия. Сульфаты и каменная соль уплотняются уже при погружении на первые сотни метров и служат хорошими флюидоупорами вплоть до растворения на больших глубинах. Вследствие пластичности эвапориты участвуют в образовании более сложных структур, чем глины, и образуют разные варианты экранирования. [11]
Прикаспийский бассейн на юге отделяется пересекающей самую северную часть Каспийского моря погребенной позднепалеозойской складчатой зоной, известной в западном обрамлении моря как Донецко-Каспийская или погребенный кряж Карпинского и выходящий на восточном обрамлении на п-ов Мангышлак. Именно поднятие этой зоны в середине ранней перми превратило Прикаспийскую впадину в огромный полузамкнутый солеродный бассейн . К югу от нее, в основном уже в триасе, зародился Среднекаспийский бассейн, продолжавший затем активно развиваться на протяжении остального мезозоя и в кайнозое. Складчатое основание Среднекаспийского бассейна образовано в основном палеозойскими отложениями, хотя может включать и породы докембрия. На юго-западе этот бассейн включает Терско-Каспийский передовой молассовый прогиб альпийского сооружения Большого Кавказа, его восточной части. Диапазон нефтегазоносности охватывает весь мезозой, палеоген и миоцен. На юге Апшеронский порог отделяет в море Среднекаспийский бассейн от Южнокаспийского. [12]
В юре широко распространены отложения из морского бассейна ( Тетис) гипса, ангидрита и карбонатов в Львовской области и на юге Молдавии, на северных и южных склонах Большого Кавказа. В Средней АЗИИ, а именно в Туркмении ( Куба-Даг, Большой Балкан, Копет-Даг) и Таджикистане обширный солеродный бассейн располагался в платформенной впадине и питался водами Тетиса. [13]
В солеродных ( эвапоритовых) бассейнах, связанных с океанами, в процессе выпаривания воды и осаждения солей происходит некоторое обеднение оставшейся части воды тяжелыми изотопами водорода и кислорода. Гата, Л.С. Власовой и B.C. Брезгунова, В.А. Полякова, Ю.Б. Селецкого и В.Е. Ветштейна дают основание сделать вывод о том, что с учетом климатических условий образования крупных солеродных бассейнов морского генезиса величины б О и б 18О даже в самых неблагоприятных условиях на любых стадиях выпаривания не будут ниже — 40 и — 3 % Гсо-ответственно. [14]
Образуется осаждением из водных растворов или при дегидратации гипса. Осадочная порода, на 50 % и более сложенная одноименным минералом. Образуется обычно в солеродных бассейнах на первых стадиях галогенеза. Наблюдается в разрезах соляных толщ и куполов в чередовании с известняками, доломитами и солями. [15]
Источник