Особенности строения и формирования солевой и надсолевой частей разреза осадочного чехла ЮЗ Прикаспийской впадины

В конце палеозоя (ассель-арт) вся рассматриваемая территория являлась частью крупнейшего Восточно-Европейского ареала морского осадконакопления внутри мегаконтинента Лавразия. Этот ареал охватывал территории нескольких структур земной коры с разными геодинамическими режимами. В число структур с платформенным режимом развития попадают части ВосточноЕвропейской платформы: юго-восток Русской плиты, Прикаспийская плита и Приуральская краевая система прогибов. На юго-западе располагаются орогенные сооружения подвижного пояса, протянувшегося вдоль южной конвергентной окраины Лавразии, обращенной к океану Палеотетис (Дауке-ев и др., 2002).

С позиций седиментогенеза ВосточноЕвропейский ареал – это геодинамически взаимосвязанная система тектоно-седиментационных провинций с единой водной поверхностью. Здесь четко выделяется три тектоно-седиментационные провинции: Печорско-Баренцевоморская на севере, Северо-Прикаспийско-Устюртская на юге и Приволжско-Камская в центре. Первая и вторая тектоно-седиментационные провинции представляют собой тектонически активные замкнутые седиментационные системы (мегабассейны). Обязательным доминантным морфоструктурным элементом этой системы, который определяет специфику процессов седиментации внутри нее, является тектонически активная глубоководная то-подепрессия (глубиной от 1 до 2 км). Со стороны платформы котловину окружают обширные плоские карбонатные шельфы,

Работа лицензирована в соответствии с CC BY 4.0. Чтобы просмотреть копию этой лицензии, посетите

Фомина В.

Рис. 1. Обстановки седиментации в пермское время в пределах востока Восточно-Европейской платформы (по Основные черты..., 1984 с изменениями). Обстановки осадконакопления: 1 – области последующего размыва; 2 – суша (область отсутствия осадков; 3 – горы высокие и средние низкие горы и плато; 4 – пенепленизированная предгорная равнина аккумулятивная и конуса выноса; 5 – озерно-аллювиальные равнины; 6 – равнины низменные, периодически заливаемые морем; 7 – опресненные лагуны и озера карбонатно-сульфатно-галитовый; 8 – солеродные лагуны и озера; 9 – море-озеро глубокая котловина, преимущественно соленосный; 10 – шельфы внутренние, прибрежные мелководья; 11 – шельф, терригенный; 12 – шельфы внешние, открытые, карбонатно-сульфатный; 13 – глубоководная (морская котловина), некомпенсированный, глинисто-карбонатно-кремнистый; 14 – рифы; 15 – контур котловины солеродного кунгурского озеро-море

осложненные террасами (погруженными шельфами с глубинами от 0,5 до 1 км), а со стороны, обращенной к орогену, узкими шельфами, переходящими в аккумулятивные аллювиальные и предгорные равнины. Именно наличие такого морфоструктурного элемента, как тектонически активная глубоководная котловина, служит отличительной особенностью Северо-Прикаспийско-Устюртской (Каспийский регион) тектоно-седименационной провинции. Другой особенностью Каспийского региона в пермское время является его приуроченность к экваториальному климатическому поясу и формирование в его центральной и северной частях Прикаспийской солеродной области (про- винции) (рис. 1) (Даукеев и др., 2002; Алексеева и др., 1984; Трапезников, 2019).

Пермские отложения региона имеют сложное строение. Это обусловлено несколькими причинами. Во-первых, значительными (до первых километров) перепадами глубин седиментации. Во-вторых, различной тектонической активностью источников сноса и их удаленностью. В-третьих, пермский период – это время одновременного проявления аномальных геодинамиче-ских, эвстатических и климатических процессов, не характерных для современной эпохи. В ходе коллизионных событий (позд-негерцинской орогении) (С 2 b–Р 1 art 1 ) к концу среднего карбона происходит окончательное

Рис. 2. Седиментационная модель развития нижнепермской эвапоритовой формации Прикаспийской впадины, на врезке положение профиля, по которому построена модель. 1 – нерасчлененный казанский карбонатно-терригенно-галогенный сейсмокомплекс (СК); 2 – нерасчлененная эвапоритовая и сульфатно-терригенно-галогенная кунгурская толща; 3 – сульфатно-терригенно-галогенная армированная серия; 4 – эвапоритовая неволинская серия; 5 – северокельтменская серия (волгоградская свита); 6 – глинистокарбонатная филипповская свита; 7 – терригенно-карбонатная кушумская серия; 8 – подсолевые толщи мелкого шельфа (а) и глубоководной котловины (б); 9 – морской водный слой нормальной солености; 10 – слой эвапоритового моря; 11 – разломы; 12 – прилегание терригенных слоев кушумской серии. Цифры 1, 2, 3 – эвапоритовые серии галогенной формации, буквами обозначен состав пород: к – карбонатный, т – терригенный, г – галогенный

формирование единого суперконтинента Пангея. Такие кардинальные геодинамиче-ские процессы сопровождались изменением температурного режима на поверхности Земли с периодическими оледенениями. В позднеартинское время отмечено низкое (от –50 м до +50 м) стояние уровня мирового океана Панталассы, что, вероятно, связано с очередным этапом оледенения. Пермские и раннетриасовые биосферные перестройки были одними из самых значительных в фа-нерозое. По данным изотопных измерений, мировой океан в начале ассельского века был «холодным» (ледниковый период), мощное таяние льда произошло в конце сак-марского и в середине артинского веков. В конце ранней перми (кунгур) ледниковый климат окончательно сменился безледнико- вым, что привело к аридизации Пангеи (Даукеев и др., 2002; Алексеева и др., 1984; Фивег, 1983).

Конец артинского – начало кунгурского времени является интервалом экстремально низкого уровня моря в котловинах внутри-континентальных и окраинных морей, расположенных в экваториальном поясе. Связь с мировым океаном в это время была затрудненной. В водоемах такого типа (лагунноморских) уровень воды, он же уровень регионального базиса эрозионноседиментационного равновесия, в определенные моменты времени может падать на сотни метров (рис. 1).

Соляная тектоника осложняет изучение соленосных толщ, кардинально изменив их первичную седиментационную структуру.

Рис. 3. Схема реконструированных глубин палеобассейнов (А - предартинского и Б - предкунгурско-го), структурные карты поверхности кунгура (В - карта современной кровли кунгура и Г - выровненной кровли эвапоритовой толщи), карты толщин (мощностей) (Д - кунгурско-казанских, Е -надсолевых доюрских отложений)

Галокинез проявился исключительно на территории Прикаспийской впадины, а соляной тектонокинез – в пределах смежных с ней тектонически активных в это время структур. В структурах первого класса перемещение соляных масс определяется воздействием внешних тектонических сил, действующих при деформациях осадочного чехла в целом. Структуры этого класса отчетливо выражены в подсолевом, солевом и надсолевом комплексах. При этом деформация подсолевого комплекса менее контрастна.

Дисгармоничные структуры другого класса характеризуются тем, что в них перемещение соляных масс определяется внутренними источниками сил, возникающими в соленосной толще в результате ее реологического расслоения (разделения на две толщи: упругую и упруго-пластичную) в ходе общего тектонического погружения региона. Для этих структур деформации кровли соли не находят отображения в подсолевых горизонтах.

Сейсмостратиграфия

Нами была предпринята попытка выполнить сейсмостратиграфическое расчленение эвапоритовой формации, анализируя имеющиеся данные о стратиграфии местных и региональных шкал. Эти исследования показали, что в пределах Прикаспийской впадины можно выделить подразделения в ранге се- рии, и только в бортовых частях удается выделить свиты (Антипов и др., 2023). Используя построенную сейсмостратиграфическую схему расчленения пермской солеродной формации Прикаспийской впадины, мы реконструировали историю ее развития (рис. 2).

Прикаспийская солеродная провинция возникла в результате Уральского орогенеза. Это тектоно-эвстатическое событие, наряду с жарким экваториальным климатом, резко изменило палеогеографическую обстановку. Обширная акватория сообщающихся между собой котловинных и шельфовых морей потеряла постоянную связь с океаном и превратилась в изолированный внутриконти-нентальный бассейн. В основном за счет затрудненного поступления океанских вод этот бассейн в позднеартинско-казанское время представлял собой уникальную солеродную лагунную седиментационную систему. Глубоководная котловина Прикаспийского бассейна и ее склоны стали конечным водоемом стока, а шельфы и прибрежные равнины предшествующих эпиконтинентальных морей стали денудационными и аккумулятивными аллювиальными равнинами. Базис эрозии в течение кунгурско-казанского времени неоднократно менялся. Изменялся и размах его колебаний, закономерно уменьшаясь во времени по мере заполнения котловины осадками.

Моделирование накопления соленосной формации в глубоководных условиях

Моделирование накопления соленосной формации в мелководных условиях

Начало накопления соленосной формации Глубина бассейна: -1500м, уровень воды: -1200м

Рис. 4. Варианты результирующих моделей формирования мелководного (А) и глубоководного (Б)

пермского эвапоритового бассейна

В ледниковые эпохи кунгурского времени он достигал величины 1500 м ( разность отметок уровня океана и глубины глубоководной котловины), а в эпохи уфимско-казанского времени – первых сотен метров. Колебания уровня базиса эрозии определили цикличность процесса накопления пермской соленосной формации.

В Прикаспийской впадине в кунгурско-казанское время на площади более 0,5 млн км2 накоплено 3–5 км солей, в основном галита. Особенности строения этих отложений позволяют сделать предположение об условиях их формирования. К началу кунгура (саранинское время) связь Прикаспийского бассейна с океанами стала затруднительной, особенно на юге. Это, вероятно, связано с глобальным понижением уровня океана и с ростом Уральского орогена. В саранинское время на севере ВолгоУральской антеклизы в Пермском районе в нормально морских условиях отлагались из- вестняки, местами рифогенные. В филипповское время здесь накапливались доломиты, а в иренское время – гипсы с пластами известняков. По периферии Прикаспийской впадины в отложениях саранинского горизонта среди известняков и доломитов появляются ангидриты и пачки галита (Карасальская моноклиналь). Филипповский горизонт здесь представлен ангидритами и доломитами, а иренский – внизу галитом с прослоями ангидритов, а сверху появляются прослои ка-лийно-магнезиальных солей. Таким образом, на востоке ВЕП в кунгурское время в условиях мелкого моря накапливались породы первой стадии осолонения – доломиты, ангидриты с подчиненными пластами известняков с фауной (рис. 3). К югу и юго-востоку возрастает роль ангидритов. Характер разреза указывает на периодическое увеличение или уменьшение солености бассейна, что связано с увеличением или уменьшением притока морских вод через Тиманский про- лив. Воды мелкого моря после освобождения от сульфатов стекали в глубокие части Пре-дуральского краевого прогиба, где дальнейшее выпаривание вело к садке солей, в том числе калийных.

По составу и особенностям строения соленосная формация разделяется на нижнюю кунгурскую и верхнюю верхнепермскую толщи. Седиментационная мощность нижней толщи составляет 2500–4000 м и состоит на 95 % из каменной соли. Мощность уфимско-казанских соленосно-терригенных отложений достигает 2000 м, причем солевые прослои имеют подчиненное (до 30 %) значение, а терригенные отложения – красноцветную окраску.

Моделирование

На основе анализа сейсмических и буровых данных построены карта мощностей солевого комплекса, а также палеогеографические схемы (рис. 3). Глубина предкунгурско-го бассейна в центральной части достигала 1500–2000 км (Антипов, 2023).

Сглаженная карта мощностей определялась путем вычисления объемов соленосных отложений куполов, окружающих мульду, и деления полученного объема на площадь этих куполов и мульды. Глубины предкун-гурского бассейна по его периферии установлены по высотам известных карбонатных нижнепермских уступов, а в котловине – по мощностям соленосных сглаженных отложений.

Большинство исследователей соленосных комплексов уделяют основное внимание особенностям их строения, а условия образования, в частности глубины солеродных бассейнов, трактуют по-разному (Волож и др., 1997; Деревягин и др., 1981; Алексеева и др., 1984; Писаренко и др., 2000). Единственное, с чем в настоящее время согласны все, это формирование солей за счет выпаривания. Но при этом возникает вопрос об источнике огромных масс составных частей солей и особенно хлора. Как известно, морская вода содержит значительные количества кальция, натрия, калия, сульфатов, а хлор присутствует в незначительных количествах. Представления о глубинном происхождении солей сегодня не обсуждаются из-за полной гипотетичности. Установлено, что при выпаривании и росте концентрации исходных элементов в морской воде сначала осаждается кальцит, затем доломит, гипс, галит, ка-лийно-магнезиальные соли. При этом скорости осаждения разных солей резко разнятся: хемогенные карбонаты – менее 0,5 мм в год, ангидриты – 1–2 мм, галит (каменная соль) – 60–80 мм (Фивег, 1983). В Средиземном море в мессинии за 600 тыс. лет накопилось 1,5–2 км солей, в основном ангидритов, т.е. скорость соленакопления составила 3–4 мм в год (Roveri, 2016). В целом скорость накопления солей на 1–2 порядка выше скорости накопления других осадков. При выпаривании 100 м морской воды в осадок может перейти 14 м солей, в основном галита. Теоретическое соотношение в морской воде галита и гипса 22:1, но в породах это соотношение обычно составляет 3:1. Это означает, что после осаждения при приходе менее соленых вод часть галита снова переходит в раствор.

Глубины впадины составляли не менее 1 км, но уровень воды во впадине был, вероятно, немного ниже уровня бассейнов в пределах Волго-Уральской антеклизы и Преду-ральского прогиба. Это обусловлено наличием по краю впадины и в Бельской депрессии карбонатного барьера с рифами, что затрудняло сток вод. Вторая причина – интенсивное испарение. Перепад в уровнях, по аналогии с заливом Кара-Богаз-Гол, вызывает бурный сток в глубокую котловину. Периодически приток вод во впадину ненадолго прекращался, и накапливались галиты. Возобновление притоков вело к повышению уровня воды в лагуне, и шла садка ангидритов. Последние накапливаются на полтора-два порядка медленнее, что и отражается в больших мощностях галитов и малых – ангидритов. Этими колебаниями уровня воды в лагунах можно объяснить срезание (абразию) части карбонатной нижнепермской платформы. При снижении уровня в лагуне большая часть Волго-Уральской провинции практически осушалась за исключением отдельных котловин. На прерывистость осадконакопления указывают размывы на поднятиях. Здесь необходимо отметить, что абразия и денудация имеют резко различные ско- рости. Установлено, что волновая абразия карбонатных берегов колеблется от 3 см у Одессы до 30 см в год у Дувра. Субаэральная эрозия (денудация) карбонатных пород в тропическом и умеренных климатических зонах происходит в основном за счет химического выветривания со скоростью 3–6 мм за 1000лет. Этим можно объяснить практически непрерывный разрез кунгурских карбонатов вдоль северного борта Прикаспийской впадины, хотя временами дно бассейна осушалось. Климат в кунгурское время был сухим и жарким. Прикаспийская впадина и Волго-Уральская антеклиза располагались в экваториальном поясе между 16 и 24° с.ш. (Даукеев и др., 2002). Накопление солей волгоградской свиты происходило быстро. При минимальной скорости соленакопления в 10 мм в год 3 км волгоградской соли образовались за 300 тыс. лет. К концу волгоградского (раннеиренского) времени Прикаспийский бассейн практически полностью был заполнен соленосными отложениями, глубины моря, вероятно, не превышали первые сотни метров, и наряду с галитом и ангидритом из более насыщенной рапы в поздне-иренское время периодически осаждаются пласты солей калия и магния, местами бораты. Более интенсивно эти соли накапливались на северо-западной прибортовой зоне. О значительных глубинах в это время можно судить по тонкой параллельной слоистости, отсутствию красноцветов, темно-серому цвету редких глинистых слойков (бескислородная среда).

В уфимское время связь с океаном прервалась, и на всей восточной окраине Восточно-Европейской платформе отлагались озерно-аллювиальные терригенные пестроцветные отложения. В Прикаспийской впадине, наряду с терригенными красноцвета-ми, накапливались гипсы и соли. Последние, вероятно, образовывались за счет размыва кунгурских соляных куполов, сформировавшихся и вышедших к этому времени на поверхность. Также может быть, что с юга через Устюрт проникали морские воды.

В казанское время очередной подъем уровня океана и расширение Тиманского и Устюртского проливов привели к возникновению в пределах Прикаспийской впадины и ее обрамлению обширного мелководного моря. На севере в этом море накапливались терригенно-карбонатные породы, а во впадине – сульфатно-соленосные. В татарское время эти территории стали ареной накопления континентальной красноцветной толщи.

Заключение

После проведенных реконструкций палеобассейнов и заполнения их эвапоритовым комплексом было рассчитано два варианта моделей образования и формирования этой толщи. Первым вариантом считался момент, когда глубины топодепрессии были более 1000 м, а толщина морской воды не превышала 200–300 м . Второй рассчитывался при формировании соли с глубинами морского бассейна более 1500 м. При первом варианте модели могло накопиться 4-5 км соли, при втором – 2-3 км (рис. 4).

Отмеченные особенности позволяют рассматривать Прикаспийский регион как тектонотип солянокупольных областей, с которым следует сравнивать все остальные соленосные бассейны мира. Выбору Прикаспия в качестве тектонотипа соляно-купольных бассейнов способствует также исключительно высокая степень геолого-геофизической изученности этого региона. Здесь как нигде более имеется исключительно полная информация о строении не только надсолевого и соленосного, но и подсолевого комплексов. Благодаря отмеченным обстоятельствам именно соляные структуры Прикаспия могут и должны являться объектами, на которых следует проверять различные геодинамические модели формирования соляных структур и разрабатывать концепции галокинеза.

Работа выполнена в рамках государственного задания ГИН РАН и ИПНГ РАН.