Э.А.Высоцкий, Н.С.Петрова
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ВЫКЛИНИВАНИЯ И ФАЦИАЛЬНОГО ЗАМЕЩЕНИЯ КАЛИЙНЫХ ГОРИЗОНТОВ ПРИПЯТСКОГО ПРОГИБА
 Проблеме моделирования обстановок осадконакопления в древних солеродных бассейнах особенно на стадии формирования калийных солей уделяется пока недостаточно внимания [1–5]. Изменение фациально-вещественного состава калийных залежей определяется в значительной степени составом бассейновых вод, палеорельефом, тектоникой, удаленностью от береговой линии, вероятной батиметрией, температурой, плотностью растворов, гидродинамикой вод и рядом других факторов. Имеющиеся сведения о распределении фаций в хлоридных формациях пока противоречивы [6–11].
 Предложенные в данной работе типовые модели (Рисунок) построены на основе обобщения геологической информации по конкретным объектам – калийным залежам Припятского прогиба (использованы результаты литолого-фациального, петрографического и геохимического изучения более 20 калийных  горизонтов). По форме  «подачи» материала они являются описательно-графическими. Составными частями рассматриваемых моделей являются: 1) тектоническая позиция; 2) вещественный состав калийных залежей; 3) физико-химические условия осадконакопления; 4) закономерности изменения состава калийных залежей по латерали и вертикали; 5) калиеконтролирующие тектонические, палеотектонические и палеогеоморфологические факторы.
 По своей сути модели представляют упрощенные генерализованные литофациальные разрезы, отражающие особенности изменения мощности, строения и состава калийных горизонтов в зависимости от контролирующей роли палеотектонических, палеогеографических, седиментационных и постседиментационных факторов. Каждая из моделей, независимо от специфики выклинивания калийных залежей, включает три характерные зоны – А, В и С. Зона А представляет собой наиболее полный по строению и составу разрез калийного горизонта в пределах конкретного объекта (синклинальная зона, месторождение, участок и т.д.). Зона В – это переходная область, в которой происходит постепенное изменение строения и состава калийного горизонта, его фациальное замещение или выклинивание. Протяженность зоны В в условиях реальных объектов обычно варьирует от первых сотен метров до нескольких километров и реже до первых десятков километров. Зона С характеризует определенную часть объекта, в пределах которой калийный горизонт полностью замещен, отсутствует, представлен первичноседиментационными аналогами или аналогами, образовавшимися в результате проявления процессов древнего подземного выщелачивания.
 Модель І отражает особенности выклинивания калийного горизонта при латеральном прослеживании его на положительную структуру. В палеотектоническом плане зона А – это отрицательная структура (приосевая часть), где формировался  наиболее полный по строению и мощности разрез калийного горизонта сильвинитового состава, зона В – переходная область (крыло отрицательной или погруженный склон положительной структуры), зона С – присводовая часть палеоподнятия. Протяженность зоны В, в пределах которой происходит существенное изменение строения калийной залежи, составляет, как правило, 0,3 – 0,5 км. В зоне С развиты аналоги замещенного разреза калийного горизонта, которые представлены каменной солью с прослоями галопелитов. В аналогах наблюдаются практически все основные элементы строения разреза калийного горизонта – слои каменной соли, прослои галопелитов и даже рудименты собственно сильвинитовых прослоев, но без сильвина. Полному исчезновению сильвинитовых слоев предшествует появление псевдосильвинита. Для бескалийных аналогов характерно существенное уменьшение мощности разреза. Это – один из наиболее широко распространенных типов выклинивания калийных залежей на положительных внутрибассейновых палеоструктурах и вблизи границ берегов калиеосаждающих суббассейнов [12].
 Интерпретация обстановок осадконакопления, обусловивших подобный характер «выклинивания», когда на положительных палеоструктурах внутри солеродного бассейна кристаллизовался галит, а в депрессионных зонах – синхронное осаждение калийных солей, основывается на существовании плотностной стратификации рассолов, предполагающей и температурную зависимость плотности от состава растворов. По упрощенной седиментологической модели на палеоподнятиях, омываемых поверхностными, менее плотным слоем раны происходила кристаллизация галита, а в депрессионных зонах и на погруженных склонах палеоподнятий (из придонного слоя) – сильвина и галита. Элементы подобной схемы седиментации, в частности, расслоение растворов по плотности, наблюдаются в Кара-Богаз-Голе. Так, М.П. Фивег [13] отметил характерные особенности современного соленакопления в этом заливе «… во-первых, это наличие дифференциации рассолов в движущемся потоке рапы; во-вторых, устойчивость режима течений водных масс; в-третьих, вертикальное расслоение рапы даже в таком мелководном бассейне, как Кара-Богаз-Гол; в-четвертых, асимметричное расположение по площади осадков разного состава при одностороннем питании солеродного водоема, вызванное последовательным выпадением солей по мере высаливания и концентрирования рассолов при испарении» (с. 61). Все вышеотмеченные условия несомненно необходимо учитывать при реконструкции условий осадконакопления в древних солеродных бассейнах.
 Модель II характеризует условия выклинивания калийного горизонта вблизи береговой границы калиеосаждающего суббассейна, контролируемой структурообразующим разломом. Зона А отражает оптимальные для данного суббассейна условия калиенакопления, обусловившие формирование наиболее полного по строению и калиенасыщенности разреза горизонта. Зона В – это переходная, приразломная зона опусканий, в пределах которой образовался достаточно мощный разрез горизонта, но с относительно низкой калиенасыщенностью. Зона С представляет приподнятый блок – соляной берег, где отсутствуют изохронные калиеносным образованиям отложения.
 Обстановки осадконакопления, обусловившие характер выклинивания калийного горизонта в соответствии с моделью II, могут быть объяснены на основе использования генетической модели «сухого озера» [14]. На стадии калиенакопления наблюдается сближение твердых и жидких фаз, и солеродный бассейн превращается в «сухое озеро». В дальнейшем, в связи с прогибанием какой-либо из его частей происходит дренаж межкристальной раны и образование в депрессии поверхностного слоя рапы. Мощность этого слоя в «сухом озере» может быть вполне значительной. Так, М.Г. Валяшко полагает «…что при образовании мощных толщ калийных солей в самосадочном бассейне был достаточный слой поверхностной рапы. Дальнейшей нашей задачей будет выяснить те условия, которые необходимы для того, чтобы в сухом бассейне мог образоваться достаточный для накопления толщи отложений калийных солей слой раны со свободной поверхностью» (с. 227) [14].
 Взаимодействие поверхностного слоя и межкристальной рапы, находящейся в межзерновом пространстве собственно соляного берега, представляет достаточно сложную систему. Характер этого взаимодействия  хорошо рассмотрен на примере современного калиенакопления в оз. Дабусюнь в Цайдамской впадине в Китае [15]. Соляные растворы соляного берега и озерная вода представляют систему со взаимным пополнением: в засушливые годы уровень растворов в пористом (ноздреватом) соляном береге располагается выше зеркала рапы в озере, а в относительно влажные годы, наоборот, растворы в ноздреватой каменной соли соляного берега пополняются за счет озерной воды. Калийные соли (в данном случае карналлит) формируются в основном летом в условиях интенсивного испарения. Во время дождей, когда в озеро поступают значительные объемы пресных вод и снижается концентрация солей в рапе, кристаллизуется галит. При существенных изменениях погоды в течение сезона образуется чередование прослоев карналлита и каменной соли. Накопление карналлита происходит из расслоенных растворов в наиболее глубоководных участках водоема.
 Модель III отражает особенности фациального замещения калийного горизонта, содержащего мощный карналлитовый пласт. На этой модели зона А представляет собой область, в пределах которой развит типичный разрез горизонта, состоящий из нижнего сильвинитового и верхнего карналлитового пластов. Зона В – это переходная область, где происходит замещение карналлитового пласта сильвинитами, каменной солью и галопелитами. Наиболее выдержанными по простиранию являются  сильвинитовые слои нижнего пласта. Протяженность зоны В варьирует в значительных пределах и может достигать 10 км и более. В зоне С развиты аналоги замещенного разреза калийного горизонта. Характерно, что основным вещественно-структурным компонентом, изохронно замещающим пласты калийных и калийно-магниевых солей являются галопелиты. Мощности замещенного (бескалийного) и нормального разреза калийного горизонта соизмеримы, т.е. происходит компенсация собственно калийных солей галопелитовым материалом. Подобный характер замещения установлен для многих горизонтов (0-7, 0-1, І и др.), особенно верхнего этажа калиеносности [5].
 Интерпретация обстановок осадконакопления, обусловивших  изохронное накопление калийных (или калийно-магниевых) солей, и терригенного материала достаточно сложна. В теории галогенеза вопросы терригенного осадконакопления в эвапоритовых бассейнах изучены пока недостаточно [11, 16-17]. По данным Н.М. Страхова поступление терригенного материала и пресных вод в бассейн, находящегося на начальных и средних ступенях минерализации приводит не только к загрязнению солевых фаз, но локально, в местах очень большого привноса мути, к прекращению садки галита. При очень высокой концентрации солей в рапе, эффективность привноса терригенного материала становится меньшей и сводится в основном к загрязнению твердых соляных фаз тонким или более грубым терригенным материалом.
 По нашему мнению, определенное значение в процессе аккумуляции глинистого материала принадлежит палеотектоническому и палеогеографическому факторам, а также химическому составу рапы и ее плотности. Палеотектоника в целом определяла картину дифференцированного распределения тонкого терригенного (в основном глинистого) материала в пределах основных палеогеоморфологических форм рельефа дна бассейна. Установлено, что на калийных стадиях сгущения рапы глинистый материал наиболее интенсивно накапливался в приосевых зонах отрицательных структур [18]. Известно [11], что тонкозернистый кластический материал поступал в эвапоритовые бассейны с пологих равнин, в пределах которых поверхностный сток не обладает большой энергией даже в периоды кратковременных паводков. Не исключено, что терригенные осадки формировались за счет процессов размыва краевой зоны и поступления кластического материала в виде пастообразных потоков, компенсировавших неровности рельефа дна бассейна в прибрежной зоне. До сих пор неясна роль вулканогенного материала в формировании состава кластогенных образований. Генетическая природа пепловых образований в калийных горизонтах трудно распознается, так как первичные реликтовые признаки легко утрачиваются в агрессивной среде эвапоритовых бассейнов, особенно в условиях переотложения [19]. Обильный привнос глинистого и пеплового материала способствовал выравниванию объемов жидких и твердых фаз, создавая условия для поглощения жидкой фазы [14].
 Модель IV характеризует переход калийного горизонта в гематитовые аналоги надсолевой толщи. Зона А – это нормальный (неизмененный) разрез калийного горизонта в пределах конкретного объекта. Зона В представляет участок, на протяжении которого происходит изменение строения разреза и состава калийного горизонта. На контакте калийной залежи с надсолевой толщей развиты ожелезненные (гематитовые) прослои красно-бурого и вишнево-красного цвета. Сначала они невыдержанные, прерывистые, а затем относительно устойчивые. Протяженность зоны В составляет несколько десятков метров. Зона С характеризует область, в пределах которой развиты аналоги калийного горизонта, представленные слоистой и волнисто-слоистой карбонатно-глинистой породой с ожелезненными прослоями. Красящее вещество представлено тонкодисперсными частичками и иглами гематита, образующим прослои мощностью от долей миллиметра до 1–3 мм. Мощность изохронных аналогов по сравнению с нормальным разрезом калийного горизонта уменьшена примерно в 15–20 раз.
 Переход калийных залежей в стратифицированные гематитовые аналоги характерен для калийных горизонтов северо-западной части Припятского прогиба (горизонты I, II, III и IV). Гематитовые прослои калийных горизонтов выявлены на Октябрьском месторождении калийных солей (горизонты 0-7, 0-8, 0-9 и др.). Интересно, что подобные переходы зафиксированы также для калийных горизонтов, развитых в самой верхней части разреза фаменской соленосной формации (старобинские слои) в синклинальных зонах северной тектонической зоны Припятского прогиба. Так, на Светлогорском участке в надсолевой девонской толще выявлены гематитовые прослои – аналоги калийных горизонтов 0-13, 0-14, 0-15, 0-16 и др.
 Выяснение условий перехода калийных горизонтов в стратифицированные гематитовые аналоги является достаточно сложной проблемой. Наиболее широко распространенной среди геологов-солевиков является точка зрения о генезисе гематитовых прослоев как продукта древнего подземного эпигенетического выщелачивания калийных залежей при выходе их на соляное зеркало [20]. Согласно этой гипотезе гематитовые прослои образовались в результате гипергенного выщелачивания красноцветных калийных солей в связи с просачиванием и циркуляцией поверхностных вод.
 Проведенное моделирование обстановок выклинивания  и фациального замещения калийных горизонтов красноцветной ассоциации ставит перед исследователями эвапоритовых отложений задачи по конкретизации условий и геохимическому обоснованию процессов, обусловивших замещение калийных залежей на внутрибассейновых положительных структурах и оценке роли кластического материала в калиенакоплении. Необходимо также исследовать поведение глинистого вещества в крепких рассолах.
Литература
1. Бригс Л.И., Поллак Г.Н. Цифровая модель соленакопления // Соленакопление и соленосные отложения осадочных бассейнов. М.: Недра, 1972. С. 66 – 72.
2. Обстановки осадконакопления и фации / Под ред. Х.Г. Рединга, Дж.Д. Коллинсона, Ф.А. Аллена и др. М.: Мир, 1990. Т.2. 352 с.
3. Беленицкая Г.А. Осадочные бассейны. Литолого-фациальный геодинамический и минерагенический анализ. Осадочные бассейны России. Вып. 4. СПб.: ВСЕГБИ, 2000. 72 с.
4. Озябкин В.Н. Результаты моделирования на ЭВМ процессов древнего морского галогенеза // Состав и условия образования морских и континентальных галогенных формаций. Новосибирск.: Наука, 1991. С. 27 – 33.
5. Высоцкий Э.А., Петрова Н.С. Особенности замещения и выклинивания калийных горизонтов в Припятском прогибе // Калийные соли Беларуси: состояние освоения месторождений, перспективы развития, проблемы. Мн., 1999. С. 38 – 40.
6. Иванов А.А., Воронова М.Л. Галогенные формации (минеральный состав, типы и условия образования, методы поисков и разведки месторождений минеральных солей). М.: Недра, 1972. 328 с.
7. Кореневский С.М. Комплекс полезных ископаемых галогенных формаций. М.: Недра, 1973. 300 с.
8. Жарков М.А. Палеозойские соленосные формации мира. М.: Недра, 1974. 392 с.
9. Литолого-фациальные и геохимические проблемы соленакопления / Под ред. А.Л. Яншина и Г.А. Мерзлякова. М.: Наука, 1985. 262 с.
10. Высоцкий Э.А., Гарецкий Р.Г., Кислик В.З. Калиеносные бассейны мира. Мн.: Наука и техника, 1988. 387 с.
11. Сонненфелд П. Рассолы и эвапориты. М.: Мир, 1988. 480 с.
12. Высоцкі Э.А., Пятрова Н.С. Аб фацыяльным замяшчэнні калійных гарызонтаў // Літасфера. 1999. № 10 – 11. С. 126 – 128.
13. Фивег М.П. Как образуются залежи каменной и калийных солей. Новосибирск: Наука, 1983. 81 с.
14. Валяшко  М.Г. Геохимические закономерности  формирования месторождений калийных солей. М.: МГУ, 1962. – 397 с.
15.Yang Qian. The sedimentation mechanism of potash deposits in the Qarhan inland salt lake // Acta Geol. Chin. 1982. Vol. 56. № 3. Р. 281 – 293 c.
16. Страхов Н.М. Основы теории литогенеза. М.: АНСССР, 1962. Т. 3. 550 с.
17. Salvan H.M. Les s?ries salif?res du Trias marocain: caract?res g?n?raux et hossibilit?s d'interpretation // Bull. soc. g?ol. Fr. 1974. Vol. 16. № 6. Р. 724 – 731.
18. Высоцкий Э.А. Палеогеоморфологические условия накопления калийных солей в Припятском прогибе // Вестник БГУ. Сер. 2. 1992. № 2. С. 63 – 67.
19. Петрова Н.С., Шабловская Р.К. Об участии вулканического материала в формировании позднефаменских калиеносных отложений Припятского прогиба // Условия образования месторождений калийных солей. Новосибирск: Наука, 1990. С. 112 – 119.
20. Ходьков А.Е., Валуконис Г.Ю., Кореннов Ю.Ф. Уточнение генетической природы глинисто-мергелистой толщи Старобинского месторождения // Труды ВНИИГ, вып. 53. Л., 1967. С. 36 – 46.