![](/user_photo/_userpic.png)
книги из ГПНТБ / Созанский, В. И. Геология и генезис соленосных образований
.pdfосадочного чехла. Контакт между соленосными мергелями и по крывающими их породами всегда несогласный и сопровождает ся брекчированной зоной. Так, в восточной части кряжа, где соленосная толща залегает в основании кембрийских пород, между соленосными мергелями и залегающими выше лиловыми песчаниками прослеживается слой брекчии, а верхи мергельной толщи переполнены обломками перекрывающих их песчаников. Солесносные мергели слагают ядра складок, флексур и зон рассланцованности в районе Амба, Дандота и других местах. Они прорывают залегающие выше осадки до различных стра тиграфических уровней. Так, в долине вблизи г. Амба мергели находятся иод валунными образованиями талчирского возраста (верхний карбон), а ниже обнаружены пермские породы в опро кинутом залегании. На правом берегу р. Инда соленосная свита менее нарушена и залегает среди кайнозойских образований. Такое же стратиграфическое положение солей наблюдается в районе г. Кохата, расположенном к северо-западу от Потварского бассейна.
В районе г. Кохата соленосная свита также имеет трехчлен ное деление и представлена двумя толщами массивных гипсов и доломитов, которые разделяются каменной солью и мергеля ми. Как и в Пенджабском Соляном кряже, к гипсам и доломи там приурочены прослои битуминозных сланцев. В Кохате соль преимущественно серая, тогда как в пределах кряжа она
восновном розовая и красная. Соляные толщи Кохата ассоции руются с породами, содержащими пресноводную фауну, тогда как в породах Соляного кряжа органики нет. Неизвестны также
врайоне Кохата калийные соли, тогда как в пределах кряжа они широко развиты. Каменная соль Пенджабского Соляного кряжа характеризуется массивным строением, и только в неко торых местах обнаружены прослои мергелей и гипсов, которые
подчеркивают сложную складчатость, раздробленность и сдвиги, в районе Кохата соль преимущественно слоистая. Геохимические исследования битуминозных сланцев, приуроченных к верхней гипсово-доломитовой толще района Кохата и Соляного кряжа, показали, что они имеют сходный состав и формировались в ана логичных условиях.
В своей монографии М. С. Кришнан [79] отстаивал точку зрения о кембрийском возрасте всех пенджабских солей, допус кая, что нахождение их в эоценовом разрезе обусловлено выжи манием пластических солей при тектонических движениях. В бо лее поздних работах [204] он признает наличие двух солей в Пакистане: кембрийского или, возможно, даже эоценового возраста в Пенджабском Соляном кряже и эоценового в районе г. Кохата.
Мы полагаем, что более обоснованы взгляды тех геологов,
которые |
относят |
пенджабские |
соленосные мергели к |
эоцену. |
В конце |
мела и |
в палеогене |
[79] изливались огромные |
потоки |
лав, накопившиеся на Деканском плоскогорье в виде мощных траппов. Если принять точку зрения об эоценовом возрасте солей в восточной части Соляного кряжа, то диабазы, извест ные под названием кеврских траппов и приуроченные к соле носным мергелям, к их верхней гипсово-доломитовой толще, будут синхронизироваться с деканскими траппами. Залегание солей под кембрийскими, каменноугольными, пермскими и дру гими стратиграфическими комплексами является ненормальным и обусловлено тектоническими движениями, проявляющимися в период гималайского орогенеза.
На соленосной свите в восточной части Соляного кряжа зале гают лиловые песчаники с пачкой глинистых сланцев в основа нии. Последние описаны в геологической литературе под назва нием каштановых глинистых сланцев.
Выше по разрезу развиты темно-серые глинистые, слегка слюдистые сланцы с прослоями доломитов. Они богаты средне кембрийскими трилобитами и брахиоподами Neobulus, откуда и произошло их название — необулусовые сланцы.
Над необулусовыми сланцами встречаются доломитовые пес чаники, представленные слоистыми доломитами и доломитовыми песчаниками кремового цвета с тонкими прослоями зеленовато серых и темно-зеленых глинистых сланцев.
Доломитовые песчаники перекрываются глинистыми сланца ми с псевдоморфозами кристаллов соды. Эти сланцы имеют красные и зеленоватые тона. Они содержат отпечатки и псевдо морфозы кубических кристаллов соли, которые образовались в результате замещения кристаллов соли глиной. Эти кристаллы часто срезаются поверхностями слоев.
Общая мощность кембрийских образований составляет около 2500 м. Из них 1600 м приходится на соленосную свиту. Средняя их часть, сложенная чистой каменной солью и соленосными мергелями, достигает 800 м.
С резким угловым и стратиграфическим несогласием на раз личных толщах кембрийского возраста залегают валунные образования ледникового происхождения. Они перекрываются отложениями с остатками нижнегондванских растений, на осно вании чего сделан вывод о верхнекаменноугольном возрасте за легающих ниже толщ. Мощность валунных образований местами достигает 350 м.
К верхнекаменноугольным — нижнепермским отложениям Пенджабского Соляного кряжа относят оливковую свиту, пред ставленную песчаниками, и свиту пестрых песчаников общей мощностью свыше 1000 м.
Типичные морские образования пермского возраста состав ляет серия продуктусовых известняков, которые в западной час ти кряжа имеют мощность до 900 м.
Триасовые отложения рассматриваемого региона известны под названием цератитовых слоев. Представлены они песками,
глинами, известняками, мергелями и доломитами, достигающи ми на западе кряжа до 400 м.
Кингриалиевые известняки нижней юры с угловым несогла сием перекрываются пестроцветными песчаниками и барочскими известняками верхней юры. Мощность нижнеюрских отложений изменяется от нуля до 400 м, а верхнеюрских — от нуля до 700 м.
Меловые образования Соляного кряжа сложены песками и песчаниками с прослоями глин и мергелей белемнитовых и ламшивальских слоев общей мощностью около 200 м.
В разрезе нижней части кайнозоя установлены песчаники, глины, известняки и мергели, составляющие палеоценовые обра зования, а также серию лаки и чаратские слои, накоплявшихся от нижнего эоцена до среднего миоцена. В районе г. Кохата, расположенном к северо-западу от Соляного кряжа, в разрезе эоцена развиты толщи каменной соли с гипсами, доломитами и мергелями, сходные в литологическом отношении с соленосной свитой, залегающей в восточной части изучаемого региона в ос новании кембрийских образований.
Верхний олигоцен и нижний плиоцен слагают широко раз витые в высокогорных районах Индии, Бирмы и Пакистана муррийскую и сиваликскую серии, представленные преимуще ственно песчаниками общей мощностью более 10 000 м.
Четвертичные образования состоят из эоловых и эллювиальных пород.
^Соляной кряж представляет собой единственный в мире район, весь соленосный разрез которого выходит на дневную поверхность. Интенсивная перемятость пород кряжа способство вала обнажению соленосных мергелей, а благоприятные клима тические. условия сохранили их от размыва. И если в других соленосных районах мы изучаем разрез по отдельным буровым скважинам или шахтным выработкам, которые приурочиваются к залежам чистой каменной соли и калийным горизонтам, то в Пенджабском Соляном кряже можно наблюдать и чистую каменную соль, и калийные горизонты, их взаимные переходы, строение и состав соленосных толщ и ряд других особенностей.
Мы уже упоминали, что в разрезе соленосной свиты Пенд жабского района развиты базальтовые покровы, а сама свита приурочена к пестроцветным образованиям. Окраска солей из меняется от прозрачной, белой до розовой и красной. В районе г. Кохата соль имеет темно-серые тона, вероятно, в результате ее загрязненности битуминозным веществом. Гипсы, входящие в состав соленосной свиты, содержат кристаллы кварца с вклю чениями ангидрита. На основании этого можно сделать вывод о том, что кварц кристаллизовался внутри гипсово-ангидрито вой толщи. По простиранию отмечается постепенный переход гипсов в доломиты и известняки. Это сложное разнообразие состава соленосной свиты послужило для английского геолога
Олдхема основанием высказать гипотезу об образовании пенд жабских солей в результате метаморфизма ранее существовав ших пород под влиянием кислых паров. Он допускал, что из вестняки, доломиты и глинистые породы подвергались воздейст вию паров и растворов, содержащих серную и соляную кислоты, ввиду чего на участках их проникновения из известняков, доло митов и глинистых пород образовались мергели, гипс и соли. Таким образом, Олдхем высказал предположение, к которому через сто лет пришел Н. А. Кудрявцев [83].
Изложенный выше материал позволяет прийти к заключению, что соли в Пакистанском Пенджабе образовались в эоцене в конце крупнейшего в истории земного шара диастрофизма, вызвавшего базальтовый «потоп» на Деканском п-ове. В Соля ном кряже в это время также изливались эффузивы, о чем свидетельствует развитие кеврских траппов в соленосной свите. Таким образом, палеогеологическая обстановка времени солеобразования ничем не напоминала лагунные условия или усы хающий морской бассейн.
Е р е в а н с к а я в п а д и н а . Залежи каменной соли в Ере ванской впадине приурочены к миоценовым отложениям [5, 34].
Ереванская впадина расположена в пределах ЕреванскоОрдубадской синклинальной зоны антикавказского направле ния [151]. В структурном отношении она представляет собой наложенную межгорную впадину, выполненную палеогеновыми, неогеновыми и четвертичными образованиями.
Наиболее древними породами, вскрытыми бурением в Ере ванской впадине, является шорагбюрская толща, сложенная песчано-глинисто-карбонатными породами с богатой фауной, позволяющей датировать ее возраст как нижний и средний эоцен. Выше залегает красноцветная толща, представленная кирпично-красными глинами, песчаниками и конгломератами. В верхней ее части встречаются гипсоносные глины и гипсовые прослойки. Возраст толщи — верхний олигоцен — нижний мио цен. Красноцветную толщу согласно перекрывает соленосная толща среднего миоцена, которая по своим литологическим при знакам может быть расчленена на две части: нижнюю — соле носную и верхнюю — гипсоносную. В нижней части свиты встре чаются пластовые эффузивы, а также залежи калийных со лей [151]. Среди глинистых галит-ангидритовых прослоев встре чаются зерна карбонатов, кварца и вкрапления пирита [33].
Выше соленосной толщи залегает разданская свита, состоя щая из глин, песчаников и мергелей с богатой сарматской фауной. Дальше по разрезу развиты обломочные вулканогенные породы вохчабердской свиты, которые несогласно перекрывают разновозрастные отложения неогена и палеогена. Стратиграфи чески выше расположены долеритовые и базальтовые породы плиоцен-четвертичного возраста, над которыми залегают диато мовые глины и другие озерные образования.
Характерной особенностью соленосной формации Ереванской впадины является наличие в ее разрезе оффузивов (рис. 61—63), которые, по данным П. П. Цамеряна и др. [151], относятся к анамезитам. Эти исследователи обращают внимание на отсутствие
Рис. 61. Палеогеологическая схема Армении и прилегающих частей Малого Кавказа, миоцен—плиоцен [34]:
Суша: 1 — |
породы олигоцена; 2 — меловые |
и юрские породы. Фации миоцена |
и плиоцена; |
3 — преимущественно основные |
лавы верхнего плиоцена (акчагыл): |
4 — разные пресноводно-озерные отложения малых мощностей (акчагыл-апше- рон); 5 — разные пресноводно-озерные отложения больших мощностей; 6 — экструзии кислых лав верхнего плиоцена; 7 — вулканогенно-обломочные обра зования мио-плиоцена (туфобрекчии, туфоконгломераты и др.); 8 — угленосная фация нижнего плиоцена (меотис-понт); 9 — соленосно-гипсоносная фация ма лых мощностей; 10 — соленосно-гипсоносная фация больших мощностей; 11 — мелководные песчано-глинистые отложения Куринской депрессии (сармат): 12 — центры и трещины вулканических излияний и направления лавовых потоков; 13 — тектонические трещины; 14 _ глубинный разлом.
каких-либо превращений на контакте солей с пластовыми эффузивами, тогда как А. А. Иванов и Ю. Ф. Левицкий [64] утвер ждают, что «породы в зоне контакта интрузии с соленосной толщей подвергались значительным термическим изменениям,
не
о чем, в частности, свидетельствует появление в этой зоне ми нералов скаполита и пирротина».
П. П. Цамерян и другие возражают против утверждения об интрузивном характере магматических продуктов и считают,что эффузивы образовались синхронно с толщей каменной соли. Они пишут, что «продукты вулканизма (эффузивы и пирокла стический материал), по-видимому, сыграли значительную роль
Рис. 62. Схематический геологический разрез Ереванского соляного бассей на [64]:
1 — вулканические туфы; 2 — базальты; 3 — песчано-галечные и известково-глинистые отложения (разданская свита); 4 — гипсоносная толща (загипсированные глины, мер гели, гипс и редко песчаники); 5 _ соляная толща (чередование пластов каменной соли с прослоями соленосных глин и ангидрита); 6 — пестроцветные песчанистые, местами загипсованные глины с прослоями песчаников и галечников; 7 — глины с про слоями песчаников; 8 — известняки; 9 — изверженная порода (базальт или эссекснтовое габбро).
в увеличении концентрации рапы, насыщения ее К+—Mg2+— Са2+-ионами». Они также пришли к выводу о том, что «только глубинные зоны могли поставлять ионы К+, Mg2+ и Са2+ для образования сильвина и карналита, поскольку в это время солеродный бассейн был почти полностью изолирован от обширной лагуны Араратской котловины». Правда, эти же авторы допу скают, что во время соленакопления Ереванская впадина пред ставляла собой лагуну, в которой соляные толщи формировались в результате выпаривания морской воды.
Однако фактический материал противоречит этим взглядам. Садка калийных солей должна происходить после отложения гипсов и каменной соли и, следовательно, в соленосной толще калийные соли должны встречаться в верхней части разреза. Наличие калийных солей в основании хемогенной толщи в Ере ванской впадине не согласуется с традиционными идеями, а за
легание этой |
толщи на конгломератах |
красноцветной толщи |
|
и совместное |
нахождение |
эффузивов и |
солей свидетельствует |
о глубинной их природе. |
в п а д и н а . |
В пределах Социали |
|
Т р а н с и л ь в а н с к а я |
стической Республики Румынии соленосные отложения извест ны в Трансильванской впадине и Восточных Карпатах [109].
іи
Трансильванская впадина представляет собой одну из глав ных частей Румынских Карпат. Этот прогиб образовался в кон це мела в результате общего погружения и проникновения в его пределы мелководного моря, которое сохранялось там на про тяжении всего кайнозоя.
С юга Трансильванская впадина граничит с Южными Кар патами, с запада — горами Апусени, с востока — вулканическим
Рис. 63. Схематический геологический разрез соленосной толщи на участке С. Птгни в Ереванском бассейне [151]:
1 — конгломераты, песчаники, красноцветные глины верхнеолигоценовые — нижнемио ценового возраста; 2 — соленосные породы {соленосная толща) среднемиоценового возраста (конкский ярус); 3 — зона возможного скопления калийных солей, карналлита и сильвинита; 4 — пласты эффузивной породы (анамезита); 5 — гипсоносные породы верхнего миоцена; 6 — разданская толща, песчано-глинистые породы (сармат); 7 -- плиоцен-четвергичные образования.
хребтом Хергида-Келиман и с севера — Сомешской платформой, сложенной кристаллическими породами гор Мезеш и Прелука.
Развитие Трансильванской впадины начинается с датского времени и связано с отложением континентальных образований, которые продолжали формироваться в течение палеоцена и эоцена. В палеогене в пределах рассматриваемой территории морские условия существовали на севере гор Апусени. Поднятие Карпат в миоцене нарушило связь с внешним флишевым морем, хотя морские условия сохранились здесь до конца плиоцена, когда произошло опреснение всего бассейна.
Кристаллический мезозойский фундамент Трансильванской впадины по своему литологическому составу и строению сходен с кристаллическим основанием Карпатского региона; он сильно расчленен и в достаточной степени метаморфизован. В основа нии осадочного чехла залегают пестроцветные глины с прослоя ми пресноводных известняков мощностью более 1000 м, возраст
которых соответствует датскому ярусу и палеоцену. Эоцен пред ставлен морскими образованиями, разделенными континенталь ной серией полосчатых глин на две части. Нижняя морская пач ка сложена пресноводными известняками, гипсами и мергелями, верхняя же часть эоценовых образований содержит верхние волокнистые гипсы, известняки с обильной органикой и известковистые глины. Разрез олигоценовых пород состоит из извест няков, песчаников, углистых глин и бурых углей. Миоценовые отложения широко распространены в пределах Трансильванской впадины. Мощность их превышает 3500 м. В их составе уста новлены породы бурдигальского, гельветского, тортонского и сарматского ярусов.
Отложения бурдигальского яруса представлены песчано-гли нистыми образованиями, часто с прослоями галечников и конгло мератов в основании, местами породы имеют красный цвет.
В образованиях гельветского яруса развиты прибрежно-мор ские фации, сложенные известковистыми глинами, песками, конгломератами с прослоями гипсов и налетов солей. В разрезе встречаются также вулканогенные продукты, представленные дацитовыми туфами.
Породы тортона на западной и юго-западной окраинах Тран сильванской впадины сложены известковистыми глинами и пес ками с пропластками известняков. Во внешней части впадины в разрезе тортонских образований преобладают глины с про слоями дацитовых туфов. Последние широко развиты в пределах Трансильванской впадины, хорошо выдержаны по площади и являются прекрасными маркирующими горизонтами. В основа нии тортона залегают дежские дацитовые туфы, принимаемые румынскими геологами за границу между тортоном и гельве том. В районе Ракоша дацитовые туфы подстилают тортонские известняковые глины и песчаные известняки с налетами соли. Вблизи г. Дежа на дацитовых туфах залегают известковые гли ны с соляными толщами. Кроме дежских туфов, в разрезе тор тона отмечены вулканогенные прослои, среди которых стра тиграфическое значение имеют хедэреньские и гиришские туфы.
Образования сармата также богаты эффузивными породами. Многочисленные прослои туфов чередуются с песками и известковистыми глинами. Залегающие выше паннонские отло жения представлены андезитовыми туфами, известковистыми глинами и песками. Среди четвертичных пород прослеживаются террасовые образования и аллювий.
Строение осадочного чехла Трансильванской впадины во многом определяется развитием в его разрезе соленосных отло жений. Окраины этой впадины, особенно ее северо-западное и северное крылья, где отсутствуют толщи солей, характеризуются моноклинальным строением с падением палеогеновых пород в сторону погруженной центральной части впадины. Западное
моноклинальное крыло Трансильванской впадины сравнительно узкое, а восточное перекрыто крупными вулканическими поро дами, слагающими горы Хергида-Келиман (рис. 64).
Моноклинальная зона к центральной части впадины заме щается зоной сильно смятых миоценовых пород, связанных с проявлением солянокупольной тектоники. В ряде мест этой зоны соляные массы выходят на поверхность, перекрываясь аллювиальными наносами или террасовыми образованиями. Со-
СаИецнт&щ
däaniwetuxj ckheêiH 'l
Рис. 64. Схематический разрез Трансильванской впадины [109]:
Сгі — кристаллические породы; е _ эоцен; оі — олигоцен; mi — первые средиземноморские ярусы; гп2 — вторые средиземноморские ярусы; ш3 — сармат; р2 — понт.
лянокупольные структуры почти сплошным кольцом опоясывают Трансильванскую впадину, за исключением южной ее окраины.
Купола характеризуются сложным строением (рис. 65, 66). Они имеют вид диапиров, за исключением Дежской структуры, в которой хорошо прослеживается взаимосвязь отдельных воз растных комплексов и сохранено первоначальное положение солей в стратиграфическом разрезе. Здесь соляные массы за легают на дежских туфах, что позволяет точно датировать воз раст солей как тортонский.
На западе Трансильванской впадины соляные массивы обна жаются в ядрах структур Окна-Сибиулуй, Блажа, Окна-Муре- шулуй, Окнеле-Турда. Установлены также соляные дпапиры в Кожокне, Апахиде и Герле-Деже. К востоку зона соляноку польных структур прослеживается в районе Бекляну (Сомеш) и Идечеуна-Муреше, а затем следует к долине Гиргиу к Оршове. В юго-западной части Трансильванской впадины каменная соль погружается под вулканогенные образования горной цепи Гиргиу-Хергита, и соляные купола встречаются лишь в районе Совата, Прайда и Корунда, т. е. на участках, где изверженные породы размыты. Солянокупольные структуры отмечены также юго-восточнее Одорхей, в долине Хомородул-Мика и близ Рупя. К центральной части впадины соляные массы, вероятно, выкли ниваются, здесь отсутствуют соляные диапиры и развиты более пологие брахиантиклинальные складки, которые являются объек том разведочного бурения на газ.
Приведенные выше краткие сведения о стратиграфии и тек тонике Трансильванской впадины свидетельствуют о большой
роли вулканизма в развитии этого региона. Особенно важно отметить совпадение во времени и пространстве солеобразозания и эффузивной деятельности, что дает основание говорить о приуроченности процессов солеобразования к периодам актив ной тектонической деятельности.
Рис. 65. Геологический разрез месторождения каменной соли Деесакнм Трансильванской впадины [107]:
1 — лепная глина; 2 — |
соленоеная глина; 3 _ туф; 4 — |
главная масса соли;-, |
5 — гипс и туф; в — соляные рудники. |
|
|
С о л е н о с н ы й |
б а с с е й н Р у м ы н с к и х |
К а р п а т . Соля |
ные массивы в Румынии встречаются также во внешней зоне Восточных Карпат, известной в геологической литературе под названием Румынской неогеновой зоны. Она простирается от юга Буковины до долины р. Дембовицы. Здесь, особенно в меж дуречье Дембовицы и Слэника (Бузэу), развиты складки диапирового типа, в связи с чем эту территорию часто именуют также «зоной диапировых складок» [109].
Во внешней неогеновой зоне хорошо изучены породы олиго цена, миоцена и плиоцена. Породы олигоцена обнажаются срав нительно редко и установлены в основном в сводах антиклина лей. Представлены они менилитами, дизодиловыми сланцами и песчаниками клива.
Миоценовые образования широко распространены в неоге новой зоне Румынских Карпат. В их разрезе большое место за нимают соленосные породы. Сложная тектоника региона не по зволяет однозначно определить возраст каменных солей, в связи
счем по этому вопросу существуют разногласия. В частности,
И.П. Войтешти допускал очень древний архейский возраст солен зоны диапировых складок. В свою очередь, Н. Онческу [109] считает, что в этой зоне в неогене существовали по крайней мере две фазы, благоприятные для накопления солей — аквитанская и тортонская.