Минерагеодинамические основы калийного литогенеза

Пермский край является крупным поставщиком калийных солей на внутренний и мировые рынки, что обусловлено наличием Верхнекамского месторождения, открытого под руководством профессора Пермского госуниверситета П. И. Преображенского в 1925 г. Кафедра минералогии и петрографии университета, организованная в 1916 г., длительное время изучает Верхнекамское месторождение солей, уделяя особое внимание его минералого-технологическому картированию. Студенты проходят практику на месторождении.

В настоящее время на кафедре развивается минерагеодинамическое направление в геологии полезных ископаемых (Ибламинов, 2001, 2004, 2007, 2010, 2013).

Минерагеодинамика – современная мине-рагения, рассматривающая закономерности размещения месторождений полезных ископаемых и их формирование на основе концепции тектоники литосферных плит. Ее составной частью является минерагеодинамика литогенеза, изучающая распространение бассейнов полезных ископаемых в пространстве и во времени. Калийный литогенез является завершающей частью общего галоге-неза. Его результат – эвапоритовые формации (Валяшко, 1962). Они возникают в бас- сейнах соленакопления, которые сами образуют пространственную или временную часть более крупных осадочных бассейнов.

Осадочные бассейны существуют в больших по площади тектонические депрессиях рельефа, развивающихся достаточно длительное время, в течение которого накапливаются мощные толщи осадков, дающих начало образованию не только отдельных горных пород, но и целых их совокупностей – геологических формаций.

В иерархии минерагенических подразделений земной коры солеродные бассейны являются одними из наиболее крупных территорий распространения месторождений. При этом они входят в состав минерагениче-ских провинций и субпровинций. В пределах бассейнов можно выделять суббассейны, месторождения, залежи.

На земном шаре выявлено около 430 осадочных бассейнов (Назаров и др., 2000) из них 222 являются солеродными (Баталин и др., 1998). Положение солеродных бассейнов определяется двумя главными факторами: палеотектоническим и палеоклиматиче-ским.

Климатический фактор определяет аридный тип литогенеза, существующий в условиях тропического климатического пояса,

Работа лицензирована в соответствии с CC BY 4.0. Чтобы просмотреть копию

этой лицензии, посетите

расположенного к северу и к югу от экватора в интервале примерно 20–40° северной или южной широты (Страхов, 1962).

Существование жаркого аридного климата в экваториальных поясах Земного шара, по-видимому, является постоянным. Несмотря на это, положение галогенных формаций в пространстве земной коры изменяется, что подтверждает геодинамическую основу процессов соленакопления.

Попадание какого-либо осадочного бассейна в условия аридного климата обеспечивает глобальная геодинамика (Романовский, 1996). Она включает:

• -    ротационную геодинамику , приводящую к перемещению континентов в северном или южном направлениях;

• -    общемантийную геодинамическую конвекцию вещества мантии, приводящую к формированию и распаду суперконтинентов (циклы Вилсона);

• -    конвекцию вещества верхней мантии , обусловливающую субдукцию и коллизию (циклы Бертрана) (Хаин, 2008).

Рассмотрим геодинамическую позицию основных калиеносных бассейнов в последовательности тектонических циклов Бертрана.

Обращает внимание на себя неравномерное распределение количества бассейнов и ресурсов калийных солей в геологической истории (Летников, 1992). Их палеотектони-ческое положение весьма разнообразно, что может указывать на ведущую роль климата в образовании месторождений солей. Значительная часть бассейнов приурочена к рифтовым зонам, которые могут быть самого разного происхождения. Соленакопление может иметь место на платформах, которые вовлечены в периспрединговую, перисуб-дукционнную, периколлизионную обстановки. Важную роль играют краевые прогибы складчатых областей, связанные с перикол-лизионными бассейнами платформ, а также краевые впадины и котловины (табл. 1).

Герцинский цикл отличается наибольшим количеством калиеносных бассейнов (Митчел, Гарсон, 1984). Широкому распространению калийного литогенеза способствовали геодинамические процессы, обусловившие одновременное завершение двух геодинами-ческих циклов: цикла Бертрана и мегацикла

Уилсона, которые привели к образованию суперконтинента Пангея. Как указывают В. Е. Хаин и Н. В. Короновский (2008), суперконтиненты в силу ротационных процессов стремятся располагаться в приэкваториальной зоне. Отсюда следует важный вывод о том, что совпадение окончания циклов Бертрана и Уилсона привело к наиболее интенсивному соленакоплению в пермскую эпоху.

Таким образом, первый фактор, обеспечивающий галогенез, это глобальная геодинамика, приводящая в движение континенты и группирующая их в период формирования мега- и суперконтинентов в приэкваториальных областях.

Второй фактор галогенеза – региональный геодинамический, результат действия глобального. Он обусловливает структурнотектонические условия зарождения, существования и закрытия бассейнов осадконакопления, а также состав хемогенных осадков.

В тектонических условиях простых впа-динных бассейнов, которые могут формироваться в рифтовой обстановке, либо обстановке глубоководных впадин типа Прикаспийской, имеет место быстрое «лавинное» осадконакопление. В результате в ассоциации с гипсом происходит сульфатное калийное соленакопление, которое может завершаться хлоридным.

В условиях сложно построенных бассейнов, которые вначале развиваются как сине-клизные, а затем переходят в или соединяются с глубоководными типа предгорных, галогенез начинается в мелководных сине-клизных бассейнах с накопления карбонатов и гипса. Наличие мелководного подготовительного бассейна и связанного с ним более позднего по времени образования суббассейна конечного стока обеспечивает в последнем преимущественно хлоридное соле-накопление.

Проанализируем развитие ВосточноЕвропейского (Волго-Уральско-Предураль-ского) бассейна. Первоначально в протерозое он формировался как рифтогенный, затем в позднем венде как синеклиз-ный, в палеозое как плитный перигерцинский, в позднем палеозое как Предуральский.

Таблица 1. Распределение калиеносных бассейнов по циклам Бертрана, геологическим периодам, их палеотектонические обстановки и общий солевой состав (использованы данные (Беленицкая, 2000; Высоцкий и др., 1988; Хаин, 1995; Хаин, Сеславинский 1991)

Цикл Бертрана	Период	Бассейн	Палеотектоническая обстановка
Байкальский (венд – кембрий, 600–490 млн л.)	Вендский, кембрий-ский	Соляной Кряж? Пакистан	Периспрединговая трансгрес-сивная; соли сульфатные К-Mg: лангбейнит, каинит
		Восточно-Сибирский, Россия	Периколлизионная синеклизная, регрессивная; галит, сильвин, карналлит
Каледонский (ордовик – ранний карбон, 500–320 млн л.)	Силу-рий-ский	Мичиганский, США	Перисубдукционная трансгрессивная; галит, сильвин, примесь карналлита и полигалита
	Девонский	Элк Пойнт (Саскаче-ванский), Канада, США	Периколлизионная трансгрессивная; галит, сильвин, карналлит
		Морсовский, Россия, Белоруссия	Периколлизионная синеклизная регрессивная на фоне трансгрессии; ангидрит, галит, примесь сильвин, карналлит
		Припятско-Донецкий, Белоруссия, Украина	Внутриконтинентального рифта; галит, примесь – сильвин, карналлит
		Эдавейл, Австралия	Внутриконтинентального рифта; галит, сильвин
		Тувинский, Россия	Межгорного прогиба; галит, сильвин
Герцинский (карбон – пермь, 320–250 млн л.)	Камен-но-угольный	Юго-востока Канады (Монктон),	Внутриконтинентального рифта; галит, сильвин, примесь боратов
		Скалистых гор (Парадокс, Игл), США	Внутриконтинентального рифта; сильвин, карналлит, встречается полигалит
	Пермский	Припятско- Днепровский (Днепро-во-Донецкий суббассейн )	Рифтогенная регрессивная; галоиды, сульфаты К-Mg, бораты
		Волго-Уральско- Предуральский , Россия	Периколлизионная, предгорного прогиба, регрессивная; галит, сильвин, карналлит
Герцинский (карбон – пермь, 320–250 млн л.)	Пермский	Прикаспийский (месторождения: Жи-лянское, Сатимола, Индерское)	Краевой впадины, регрессивная; сульфатные К-Mg соли, хлоридные соли, бишофит, бораты (Молоштанова, 2013)
		Средне-Европейский, Германия	Пострифтогенная синеклизная трансгрессивная; сильвинит-кизеритовая, сильвинит-галитовая, карналлитовая (вторичного сильвинита) пачки
		Амазонский, Бразилия	Внутриконтинентального рифта, регрессивная
		Пермский (ЗападноТехасский), США	Периколлизионная синеклизная регрессивная; галит, полигалит, лангбейнит, каинит
Киммерийский (триас – мел, 250–65 млн л.)	Триасовый	Средне Средиземноморский, Франция	Пассивной окраины, шельфовая трансгрессивная; полигалит, сильвин и карналлит
	Юрский	Южно Евразийский (Тюбегатанское месторождение) Узбекистан, Туркмения	Периспрединговая трансгрессивная; галит, сильвин, карналлит
	Меловой	Южно Атлантический. Суббассейны: ЗападноАфриканский, Бразильский	Межконтинентальный рифт; каменная соль, карналлита, бишофит или тахигидрит, вулканические пеплы
		Индо-Синийский (Индо-Китайский) Месторождение Корат	Перисубдукционная регрессивная; Карналлит, сильвин, тахигидрит. Сильвинитовая зона с борацитом над карналлитовой
Альпийский (олигоцен – голоцен, 65–0 млн л.)	Палеогено-вый	Средиземноморский	Суббассейны: краевого прогиба (2), рифтовая (2), межгорного прогиба (2)4; галит, сильвин, карналлит, каинит, лангбейнит
	Четвертичный	АфриканоАравийский,	Внутриконтинентальный рифт
		Цайдамский	Межгорная котловина

Здесь в карбоне – ранней перми (C 1 tl 2 – P 1 ar) накапливалась морская карбонатная формация. При этом ее терригенноизвестняковая субформация (C 1 tl 2 –C2) в верхнем карбоне сменилась известняководоломитовой (C 3 –P 1 ar) (табл. 2). Последнее свидетельствует:

• 1)    о начале перехода платформы в пери-коллизионный режим;

• 2)    о постепенном смещении Волго-

• Уральского бассейна в аридную зону.

На платформенной части кунгурского бассейна в условиях регрессивной перикол-лизионной обстановки образуется сульфат-но-карбонатная субформация эвапоритовой формации (P 1 k).

Непосредственно в прогибе во второй половине кунгурского века накопилась верхняя галогенная субформация эвапоритовой формации.

Таблица 2. Осадочные формации и субформации Волгоуральско-Предуральского бассейна в периколлизионой обстановке

Возраст	Формация	Субформации условий
		Платформы	Прогиба	Орогена
P 1 k	Эвапоритовая	Сульфатно-карбонатная	Галогенная	Терригенная
C 1 tl 2 –P 1 ar	Морская карбонатная	C 3 –P 1 ar Известняково-доломитовая
		C 1 tl 2 –C 2 Терригенно-известняковая

Предуральский суббассейн

В северной части в кунгурско-татарское время сформировалась Печорская угленосная формация, указывающая на гумидный климат этой зоны.

Южнее она замещается эвапоритовой формацией. В Верхнепечорской впадине прогиба накапливается толща солей мощностью до 470 м, в которой выделяются: подстилающая каменная соль, горизонт калий-но-магниевых (сильвинит-карналлитовых) солей и покровная каменная соль.

Еще южнее находится Соликамская впадина, которая вмещает одно из крупнейших в мире месторождение – Верхнекамское (Кудряшов, 2001). Мощность соляной толщи здесь достигает 600 м.

Южнее ее сменяет Юрюзано-Сылвинская впадина. В ее пределах А. А. Иванов (1973) выделяет Косьвинско-Сылвинский суббассейн, в котором расположено Шумковское месторождение каменной соли.

Далее следует Бельская впадина с отложениями каменной соли (Соль-Илецкое месторождение).

На примере Волгоуральско-Предураль-ского бассейна отчетливо проявляется влияние тектонического и климатического факторов на его формирование и состав.

Наличие в позднем карбоне – ранней перми на обширной территории Волго-Урала синеклизного платформенного подготовительного бассейна обусловило изменение к концу кунгурского времени состава рапы в сторону уменьшения гидрокарбонатов кальция и магния, сульфатов кальция и увеличения концентрации хлоридов натрия, калия и магния. Попадание подготовленной таким образом рапы в конечные впадинные ванны обусловило специфику состава солей Преду-ральского суббассейна.

Прикаспийский бассейн может служить примером простого впадинного бассейна. Отсутствие в нем подготовительного суббассейна привело к «лавинной» седиментации и концентрации вместе с гипсом сульфатных солей калия, магния, кальция, а затем продолжилось хлоридным галогенезом и завершилось накоплением бишофита. В исследованиях Г. А. Московского и С. А. Свидзин-ского установлено, что температура рапы увеличивалась от галитовой (менее 35оС) через сильвинитовую (40–47оС) и карналлитовую (55–65оС) до бишофитовой (65–70о С) стадии (Московский, Свидзинский, 2011). Отмечается, что на галитовой стадии рапа была сульфатного типа и незначительно отличалась от современной морской воды. Своеобразие состава Прикаспийского бассейна позволяет рассматривать его в качестве самостоятельного.