geokniga-fiziko-himicheskie-zakonomernosti-osadkonakopleniya-v-solerodnyh-basseynah

ФИЗИКО­
ХИМИЧЕСКИЕ
ЗАКОНОМЕРНОСТИ
ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ
В СОЛЕРОДНЬIХ
БАССЕЙНАХ
т�с
50
А -Гл
30
90
80
ЗИgн
70
в�
60
ЗМg2:
so:�
«НАУКА»
50
К+
АКАДЕМИЯ
НАУК
ССС Р
СИБИРСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ
Институт геологии и геофизики им. 60-летия Союза ССР
ФИЗИКО­
ХИМИЧЕСКИЕ
ЗАКОНОМЕРНОСТИ
ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ
В СОЛЕРОДНЫХ
.БАССЕЙНАХ
Ответственные редакторы:
академик А.Л. ЯНШИН
кандидат геолого-минералогических наук
Г.А. МЕРЗЛЯКОВ
МОСКВА
"НАУКА"
1986
УДК 5 5 0.4 : 5 5 3 .63 1
Физико-химические закономерности
бассейнах. М.: Наука, 1986. 2 1 6 с.
осадконакоrтения в салеродных
В сборнике приводятся новые данные по физико-химическим закономер­
ностям формирования соленосных толщ в древних солеродных бассейнах раз­
личноrо возраста. Значительное внимание уделено анализу закономерностей
формирования и поведения отдельных элементов в составе соленосных фор­
маций. Рассмотрена возможность исnользования выявленных закономерностей
для выяснения особенностей образования и локализации каЛийных залежей и
цpyrnx полезных ископаемых, связанных с эвапоритовыми формациями. При­
водятся материалы по формированию газовой составляющей в соленосных
толщах и соотношению эвапоритовых отложений с нефтегазоносными залежами.
Рецензенты:
Р.Г. Матухин, Ю.Н.
Занин
ФИЗИКО.ХИМИЧЕСКИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ
ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ В СОЛЕРОДНЫХ БАССЕЙНАХ
Утверждено к печати Институтом геологии
и геофизики им. 60-летия Союза
ССР СО АН СССР
Редактор В.Я. Енюкова. Редактор издательства И. С. Власов
Художник Б.К. Шеповалов. Художес.венный редактор Е.Ю. Кученков
Технический редактор И. И. Джиоева. Корректор Г.В. Дубовицкая
Набор вьmолнен в и:щательс тве на наборно-nечатающих автоматах
ИБ � 31585
Подписано к печати 24.02.86. Т- 03534. Формат 60 Х 90 1/16
Бумага офсетная N' 2. Гарнитура Пресс·Роман. Печать офсетная
Усл.печ.л. 13,5 + 0,3 вкл. Усл.кр.-отт. 14,0. Уч.·изд.л. 17,2
Тираж 600 экэ. Тип. зак. 202. Цена 2 р. 60 к.
Ордена Труnового Красного Знамени издательство "Наука"
117864 ГСП·7, Москва В-485, Профсоюзная у л., д. 90
Ордена Трудового Красного Знамени 1-и тиnография издательства "Наука"
199034, Ленинград в.з4, 9·Я линия, 12
ф
1904050000-160
042 (02) ·86
225-86-11
© Издательсто "Наука", 1986 г.
УДК 550.4:55 2.578.3
Ю.А . Федоров
РАССЕЯННОЕ ОРГАНИЧЕСКОЕ ВЕЩЕСТВО
ПОРОД ДРЕВНИХ СОЛЕРОДНЫХ БАССЕЙНОВ
Многие древние салеродные бассейны земного шара являются объекта­
ми добычи, поиска и разведки нефти и газа. Нередко наряду с надсолевыми
и подсолев ыми отложениями в качестве продуктивных рассматриваются
и межсолевые комплексы. Основная дискуссия разгорается обычно по
вопросу формирования скоплений жидких и (или) газообразных угЛеводо­
родов (УВ) в надсолевых и межсолев ых поро дах. И поскольку краеуголь­
ным камнем теории органического происхождения о сновной массы УВ
является постулат об о бразовании последних из рассеянного органическо­
го вещества (РОВ) , то , следовательно, и наличие РОВ в определенных коли­
чествах в соленосных отложениях может свидетельствовать о б их спосо б­
ности в прошлом генерировать нефть или газ .
. В свою очередь по вопросу о том, благоприятны ли условия бассейнов
саленакопления для развития органической жизни, среди исследователей
нет единства взглядов. Н.А. Кудрявцев [1966 , с. 27], например, считает,
что "в салеродных бассейнах условия для развития жизни бьmи совершенно
неблагоприятны". Противоположно го взгляда придерживается Н.М. Стра­
хов [ 1962, с. 1 9 1 ], который пишет: "При о салонении (jассейнов органиче­
ское население с качественной стороны - по видово му составу - быстро
беднеет, но никогда не исчезает совсем . . . Качественная бедность о рганиз­
мами сочетается в соляных о зерах часто с весьма большим о билием
экземпляров еще живущих видов , что создает значительную, а иногда вы­
сокую биологическую продуктивность соляных водоемов".
И хотя ряд работ [Еrоров , 1 960 ; Жарков, 1 9 71 ; Капченко, 1 9 74; Стан­
кевич, 1 9 77; и др.] подтверждает в цело м точку зрения Н. М. Страхова,
мнение о "стерильности" соленосных отложений еще бытует в научно м
мире . В связи с этим, опираясь на детальные исследования авто ро м верхне­
юрских соленосных отло жений Северного Кавказа и отно сительно немного­
численный материал по другим бассейнам соленакопления, мы сделали по­
пытку осветить вопрос. ·
Из анализа таблицы видно , что наиболее обогащены органическим ве:
ществом (ОВ) галопелитовые горизонты соленосных отложений . В то же
время, исключая данные Н.М. Страхова и Э.С. З алманзон, не заметно осо­
бых различий в содержании РОВ в чистых галогенных поро дах и загрязнен­
ных глинистым материалом разностях (Северный Кавказ) . Это в ызвано
те м, что пределы содержания органического углерода (Сор г ) приведены
в таблице без дифференциации пород по содержанию в них глинистого
материала. На самом же деле, как иллюстрируется рис. 1 , зависимость
между Сорг и нерастворимым о статком есть. На графике в ьщелены
две области. В области 1 локализуются фигуратинные точки, соответствую­
щие содержанию C op.r и неорганического остатка в каменных солях и гало3
Содержан�е С орг в породах районов
древнеrо соленакопления
Рай он
Порода
С одержание
С орго %
Количесmо
данных
Литературный
источник
Данные битум"
0,16-0,20
Припятекая
Глинистые и анmд-
вnадина
рито-карбонатно-
ной лаборато­
глинистые nрослои
рии ВНИГРИ
[Капченко,
в карпаллитах и
Верхнекамское
месторождение
ДнепровскоДонецкая
сильвинит ах
Глины из межсо-
1974]
0,72-2,0
/
2
Глинисто-карбонат-
Данные Н.Г. Жу­
зе [Капченко,
0,25-1,33
ные породы меж со-
вnадина
левого комплекса
Приуралье
Чистый анmдрит
Мергель зamncoванный
[Капченко,
1974]
левых прослоев в
калийной зоне
1974]
[Страхов, Зал­
манзон, 1944]
0,01-0,03
1,17
(24,9%
сульфатов)
Северный
Кавказ
Глина заmпсованная (37% сульфатов)
Каменная соль
Гипс
Анmдрит
Галопелит
1,6
0,02-0,56
0,01-0,05
0,01-0,8
0,66-1,0
42
3
15
7
[Федоров,
1980]
пелитах, в области 2
гипсов и ангидритов, причем в области 1 между
С
и
н.о
.
наблюдается
корреляция,
в ТО время как в области 2 она отсут­
о рг
ствует. Эти различия становятся попятными после рассмотрения рис. 2,
где показава зависимость между С о р г и содержанием глинистого материа­
ла (Г) в галогенных породах. В о бласти 1 располагаются фигуратинные
rочки, которые иллюстрируют отчетливую связь между количество м Copr
и глинистого вещества, т.е. содержание С о рг в гипсах и анrидритах растет
так же, как и в галите, с увеличением степени глинистости. Положение
фигуратинных точек в области 2 о бусловлено наличием в некоторых про­
бах концентрированных проявлений углефицированного вещества и, следо­
вательно, является случайным .
Приведеиные результаты свидетельствуют, во-первых, о том, что древ­
ние соленоевые толщи ни в коей мере нельзя считать "стерильными" в
отношении органических остатков , а во вторых, что основными концентра­
торами ОВ в них являлись глинистые и галопелитовые прослои. Последни�
тезис служит в большей степени подтверждением того, что основная масса
ОВ заносилась в солеродвые бассейны с глинистым материалом, вероятно,
в периоды, когда гидрохимический режим бассейна на длительное время
мог остановиться на стадии седиментации преимущественно глинисто-из­
вестковисто-доломитовых или глинисто-доломитово-сульфатных отложе­
ний [Капченко, 1 974] .
Вышеприведенный материал дает только утвердительный ответ на
вопрос о принципиальной возможности аккумуляции РОВ в соленосных от-
4
Сорг.,"/.
0,8
1
1
1
1
Оолост& 1
/
{,
-
-
••
• •
.......
----- - е
"
•
•
•
..;/
/
/
е
•
//
--
е
�
е
•
•
-
/
/
/
20
Рис.
1. Зависимость содержания
Сор г от перастворимого остатка
(н.о.)
1 - каменная соль; 2 - гало­
3 - гипсы и анг идриты
п елиты ;
/
/
/
/
/
/
/
/
.......
• 1 е2
\
е/
/
{1 Оолость 2
1 1
1 \
1
\
\
1
10
\
\ Q:>oo \
о\
\
1
50
чо
r:о
о
о J
_./
о
о
80
\
ось\
0
о о
)
н. о., "j.
100
Copz, '1·
ОЬiтаипь 2
о, в
Рис.
2. Зависимость содержания
Соргот глинистости (Г)
Условные обозн ачен ия см. н а
р ис . 1
zo
чо
/� fo
50
ложениях в количествах, необходимых для генерации из него жидких и
газообразных УВ . В то же время всегда остается неясным, является ли дан­
ное нефте-, газа - или битумапроявление следствием преобразования синге­
нетичного ОВ или же проникновениея УВ из в мещающих соленосную толщу
отложений .
Для в ыяснения этого вопроса нами предпринято изучение содержаний
хлороформного (ХБ) и спирта бензольного (СПБ ) битумоидов. Анализи­
равались также груnповой состав и инфракрасные (ИК) спектры битумои­
дов . Осуществлено изучение ОВ включений в каменной соли с по мощью
экстракции при их в скрытии и люминесцентного микроскопа без наруше­
ния целостности вакуолей и проведены наблюдения за фазов ыми превра­
щениями УВ во включениях в широко м диапазоне температур.
Концентрация ХБ на породу изменяется от 0 ,0004 цо 0,64%, СПБ - от
0,0002 до 0, 1 0%. Диагностика природы битумоидав в породах верхнеюр5
Рис.
3. Зависимость битумоидноrо
коэффициента ({3) от содержания
Со г
р
•
•
•
•
..
•
• •
•
20 \ .
•\,. DfAa&mtf
. '
)( .
->'!!_n m:!_
•
•
�
,�
. . .... ·�
."
�
_
o,z
...
O,lf
Рис.
.
0,5
•
•
0,8
о
:;:
,,
�
::;
:::.
'1:
500
�
..
�
•
•
00
•• •
•
• •
'100
::::
•
•
1,0 Copz_, "/.
•
е
•
•
о
�
е•
•
•
о
Условные_ обозначения см. на
рис. 1 .
о
•
•
е
U,b-'10 Хб,%
1----Т--
•
е
е
е
•
о
�<о
lrf
•
1\
200
�
"'
•
4. Зависимость содержания ХБ
от расстояния до подошвЬt соле­
ноеной толщи
е
•
е
о
1
2
J
•
е
••
•
ской галогенной формации о существлялась методо м генетического графи­
ка Н.Б . Вассоевича, разработанного на основ ании законо мерности Успен­
ского-Вассоевича. Для указанных целей использовались также результаты
ИК-спектро скопии , данные по составу битумоидав и др.
На рис. 3 хорошо видно , что подавляющее большинство фигуративных
точек локализуется в области 1 , которая, в ероятно характеризует предель­
ное содерЖание автохтоннего битумоида в ОВ. В области 2, по-видимо му,
концентрируются точки, отвечаюшие величинам аллахтонных битумоидов.
Очевидно , что в ряде случаев аномально в ысокие значенип коэффициента
6
(вьШiе "фоновых") могут свидетельствовать об обогащении сингенетично­
го ОБ галогенных пород миграционными компонентами. В области 3 рас­
полагаются в основном значения битумаидиого коэффициента (13), харак­
терные для остаточных битумоидов. Сюда же попали некоторые фигуратив­
ные точки, отвечающие содержанию Сорг и битумаидиому коэффициенту
(13) в галопелитовых горизонтах, что свидетельствует (наряду с высокой
концентрацией C opr ) о принципиальной возможности генерации УВ внутри
соленоеной толщи за счет сингенетичного ОБ. Граница между областями
проведена нами по зоне изменения ruютности точек на графике, а также
с учетом данных по составу битумоидов, величины ХБ/СПБ, результатов
ИК-спектроскопии и визуальных исследований керна.
Величина ХБ/СПБ аллахтонных битумоидав- 2-18, у автохтонных она,
как правило, меньше 2. Это подтверждается также высоким содержанием
масел (30-74%) в групповом составе хлороформного экстракта эпибиту­
моидов и более низким - синбитумоидов ( 1 0-30%). Так, С.Г. Неручев
[ 1 969 ] отмечает, что если в синбитумоиде в среднем около 27% масел, то в
образцах, содержащих, помимо синбитумоида, примеси миграционных
битумоидов, уже обычно до 40-87% масел, что свойственно нефтям. Нако­
нец, в ИК-спектрах аллахтонных ХБ отсутствуют эфирно-алифатические
группировки (поглощение 1 750 и 1 1 70 см-1), характерные для битумои­
дав современных и ископаемых осадков и обычно не содержащиеся в явно
вторичных битумах [Глебовская, 1 97 1 ] . В ИК-спектрах аллахтонных
битумоидав ОБ из межкристального пространства и газово-жидких вклю­
чений усиливается интенсивность полос поглощения 720 и 750 см-1; что
может свидетельствовать о метановом характере углеводородных мигран­
тов. В автохтонных битумоидах полоса поглощения парафиновых структур
при 720 см-1 . является преобладающей в длинноволновой части спектра
лишь в образцах, отобранных до глубины 900 м. Затем ей начинает сопут­
ствовать полоса поглощения 750 см-1, относящаяся к замещенным аро­
матическим структурам. Полоса поглощения ароматических С= С - связей
при разрезе превращается в четкий максимум в спектрах битумоидав
пород нижней его части. В ИК-спектрах синбитумоидов глубинных образ­
цов (по-видимому,> 1 300- 1 600 м) постепенно ослабляется или исчезает
совсем максимум поглощения 1 740 см-1 ·(С= О- алифатических эфиров).
Следует отметить, что даже в выделенной нами условно области авто­
хтонных битумоидав в той или иной мере возможно присутствие аллахтон­
ных битумоидов. На это указьшают довольно высокие значения битумоид­
ных коэффициентов, располагающихся в области 1 (см. рис. 3) . В.С. Выше­
мирекий с соавторами [197 1 , с. 50] отмечали, что "высокая степень биту­
минозности ОБ при низком содержании битумоида обусловливается мигра­
цией рассеянных битумоидав по разрезу и простиранию". И действительно,
описанные факты невозможно объяснить миграцией сruюшных скоплений
нефти, как, впрочем, и наличием только синбитумоидов.
Исключительно интересные сведения дало совместное рассмотрение дан­
ных по содержанию ХБ и количества масел в групповом составе битумои­
дав в зависимости от расстояния места отбора пробы до подоцшы соляного
тела (рис. 4, 5) . Оно позволило по возрастанию ХБ и количества масел в
групповом составе битумоидав в подоцше верхнеюрской соленоеной толщи
7
Соiержание иае�л,
20
60
'IU
/.
80
•
•
•
•
•
•
•
•
100/.
1
+z
•
•
•
•
••
•
•
•
•
•
•
•
•
qUUJ. 90
80 70 50 50 110
- Сиолw
JU
20 10
Рис. 5. Зависимость содержания масел в ХБ от расстояния до подошвы соленоеной
толщи
Рис. 6. График-треугольник с фиrуративиыми точками состава ХБ
1 - в целом дли ОБ галогенных пород; 2•- для газово-жидких включений
установить ореол внедрения , которыи, как мы считаем, мог образоваться
вследствие инъекции газанефтяного флюида из подсолевых отложений.
Оптимальная мощность зоны составляет 200-300 м; естественно, что ее
границы не являются статическими и могут смещаться в пространстве в
зависимости от изменения фильтрацианно-емкостных свойств пород.
В соответствии с имеющимися разработками [Старобинец и др., 1978]
и нашими исследованиями выделено четыре типа солей, характеризующих­
ел различной проницаемостью по отношению к углеводородным газам
(УВГ). Вариации фильтрацианно-емкостных свойств обусловлены в основ­
ном структурными различиями матрицы кристаллов каменной соли и
содержанием в ней перастворимого остатка. Анализ фильтрационно-ем­
костных свойств соленосных пород и гидродинамической обстановки по­
казал, что преимущественным видом ограниченной миГрации УВ (в виде
газанефтяного раствора) через эвапоритовую толщу является диффузия.
Перемещение газоконденсатного флюида через соленосные породы сопро­
вождалось его дифференциацией, которая выражалась в улавливании ком­
понентов нефти и гомологов метана.
В диффузионном массопереносе УВГ через пласты каменной соли могли
Принимать участие и дискретные обьекты - микровключения, но роль их
в этом процессе нельзя признать существенной. Важным обстоятельством
также (при выяснении путей и фазового состояния мигрирующих УВ)
является и то, что включения, как дефект-области кристаллической решет­
ки, служили путями, по которым могла осуществляться транспортиров8
ка УВ. Содержание ХБ во включениях составляет 0,0001-0,000690, что
на 1-3 порядка меньше, чем его концентраuия в РОВ межкристального
пространства. В ХБ ОВ включений масляная фракция превалирует (48,485,6%) над суммой смол (7,1-32,8) и асфальтенов (2,0�18,7%). Содер­
жание масел в ХБ из ОВ включений выше, чем в ХБ из межкристально­
го ОВ. Указанная закономерность хорошо отражена на графике-треугольни­
ке (рис. 6), где фиrуративные точки состава ХБ включений располагаются
вдоль стороны "масла" и в вершине треугольника. Это свидетельствует о
доминировании в составе битумов легких углеводородных компонентов
нефти, что, по-видимому, связано с селективной диффузионной проницае­
мостью кристаллической матрицы.
С помощью люминесцентного микроскопа, ИК-спектроскопии содер­
жимого включений и наблюдений за фазовыми превращениями при нагре­
вании обнаружены парафинавые УВ, которые имеют вид васкопсдобного
вещества и располагаются на стенках вакуолей. Наблюдается тенденция
к увеличениям частоты встречаемости УВ в газово-жидких включениях,
рапа которых имеет Cl-Mg-Ca-Na состав. Выделено семь типов углеводо­
родных включений (рис. 7).
Газонасыщенносrь рассолов в днагенетическом галите составляет 1,510,0, а в солях стадии катагенеза - от 20-25 до 300-350 см3 /л. Изменяется
и состав газа. Во включеНиях днагенетического галита содержится газ с
нИзким количеством метана, а концентрация гомологов находится за пре­
делами чувствительности приборов. В вакуолях катагенетической каменной
соли наряду с метаном обнаружены и его гомологи, а также "маслоподоб­
ное" вещество. Сравнение данных Ф.А. Алексеева и соавторов (Метан,
1978] по газам микровключений минералов из различных районов земного
шара, соленосные отложения которых находились в тех же термабариче­
ских условиях, что и днагенетическая каменная соль Северного Кавказа,
показало их существенное качественное и количественное сходство. Газы­
консерваты характеризуются высоким содержанием двуокиси ушерода
(до 80% и более). Важным показателем специфики газов микровключений
является концентрация водорода - 1,35-2,74% (в свободных газах под­
солевых и межсолевых отложений Северного Кавказа содержание Н2
колеблется в диапазоне 0,0-0,1%). Наблюдаемые различия в составе газов
Цiаrенетического и катагенетического галита подтверждают описанный
нами ранее (Федоров, 1980] механизм перекристаллизации твердого суб­
страта.
Подводя итог, следует сказать, что сливные разности галита будут слу­
жить экранами дЛЯ филырационно-диффузионного потока УВГ, поскольку
они обладают только низкой диффузионной проницаемостью (в основном
по метану). Процесс миграции УВГ в свободной фазе путем филырации
через относительно хорошо проницаемые соляные пласты JЩИ по тектони­
ческим нарушениям носил пульсационный, дискретный характер. Проник­
новение в эвапоритовую толщу газов происходило ступенчато и бьmо ра­
зорвано во времени и пространстве. При любом виде миграции гомологи
метана и растворенные жидкие УВ задерживались соляным экраном в пер­
вую очередь, что, вероятно, и обусловило формирование над подсолевыми
залежами зоны рассеяния.
Пульсационный характер миграции УВГ бьm обусловлен периодическим
9
восстановлением давления в подсолевых залежах, высокой пластичностью
каменной соли в условиях стрессовых нагрузок (быстрым заживлением
нарушений), а также тектонической активностью. При большой мощности
соленосных пород (вероятно, > 200-300 м) и наличии в ней отдельных
пластов галита только с диффузионной проницаемостью эвапориты способ­
ствовали консервации и разобщению попавшего в них углеводородного
флюида в виде небольших локальных скоплений на различном удалении
от подошвы экрана. По пути движения в соответствии с дифференци-альным
улавливанием они теряли гомологи метана и растворенные жидкие УВ,
повышая в породе (выше "фоновых") концентрации тяжелых УВ газов
и битумоидов. Этим, а также перераспределением мигрантов внутри со­
леносной толщи (за счет сингенетичного ОВ) можно объяснить повышен­
ные значения битумаидиого коэффициента.
Изложенный выше принцип разделения нефтегазовой смеси при диф­
фузии позволил (в комплексе с другими показателями) выяснить проне­
хождение нефтегазопроявления в кровле соленоеной формации Воеточ­
но-Кубанской впадины (площадь Лабинская, скв. 10, глубина 3625-3586 м).
Нефть по основным показателям не отличается от ее аналогов из подсо­
левых залежей, поэтому ее происхождение бьuю трудно однозначно иден­
тифицировать. Сопутствуюший нефти газ обогащен УВ тяжелее метана
(на 30%), что даже превышает содержание таковых в газе подсолевых
'
залежей. Если бы нефтегазопроявление образовалось за счет перетока
УВГ из подсолевых отложений, то наблюдалось бы резкое снижение в
газе УВГ тяжелее СН4, однако этого не произошло. Сквозьпластовой
миграции УВГ не способствовала также большая мощность эвалоритовых
°
пород (754 м). Нефть имеет специфкчный изотопный состав С ( 21,5 /00).
В связи с изложенным можно считать, что указанное нефтегазопроявление
сформировалось за счет сингенетичного ОВ.
Аналогичное предположение сделано относительно происхождения неф­
тегазопроявления в межсолевом комплексе Кизлярской ступени Марьине­
кой площади (скв. 7). Большая мощность соленосных пород, утяжелен­
°
ный изотопный состав (- 24,2 /00) и наличие пластов сливного галита
свидетельствуют в пользу генерации УВ и ОВ возможно галопелитоных
горизонтов.
Въmоды
-
1 . Между содержанием Сорг и глинистого материала в различных породах
соленосных формаций (каменная соль, гипсы, ангидриты, галопелиты
и др.) наблюдается тесная корреляция. Это подтверждает предположение
Рис.
7. Ти11Ичные гаЗово-жидкие включения с ОВ и УВ в каменной соли
с
- четыре хфазовое вкл ючение, содержащее концентри рованный ра сол, к ристал­
лы галита, газ и битумное "Вещество (по составу близко к смолам);- 2- трехфазовое
включение, содержащее концентрированный рассол, газ и битумное вещество; 3 1
трубчатое многофазовое включение, содержащее концентрированный рассол, газ,
терриrенный материал, кристаллы минералов-узников и углеводородный (масляный)
флюид; 4
четырехфазовое включение, содержащее концентрированный рассол,
кристаллы ангидрита, газ и розетки nарафинов; 5 -nлоское углеводо.родное вклю­
чение; б
включение, содержащее nримазки битумов к терригеиному материалу;
· 7 существешш газовое включение
-
-
-
11
о том, что основная масса ОН заносилась в бассейны соленакоrшения
с. глинистым материалом.
2. Анализ вариаций Сорг в породах древних селеродных бассейнов и усло­
вий аккумуляции ОВ в современных соляных водоемах показал, что
в них могут накаг.ливаться органические остатки в масштабах, соизме­
римых с этим процессом в морях с нормальной соленостью.
3. Наблюдаемые при проходке скваЖин через эвапоритовые отложения
нефте-, газо- или битумепроявления могли образоваться как in situ
в результате трансформации РОВ, так и вследствие проникновения
газенефтяного флюида из подсолевых отложений. It каждом конкрет­
ном случае для решения вопроса о формировании скоrшений УВ в над­
н межсолевых отложениях необходимо применять комrшекс иссле­
дований.
ЛИТЕРАТУРА
Вышемирекий В. С., Канторович А. З., Трофимук А.А. Миграция рассеянных би­
тумоидов . Новосибирск: Наука, 1971. 167 с.
Глебовекая Е.А. Применеине инфракрасной спектро скоnии в нефтяной геохимии.
Л. : Недра, 1971. 140 с.
ЕготЮв А.И. Пояса уmеобразования и нефтегазоносные зоны земного шара. Рос­
тов н/Д: Изд-во Ростов . ун-та, 1960, 184 с.
Жарков М.А. О промежуточных бассейнах эпох соленакоппения и парагенетической
связи с соленосными сериями нефтяных и газовых месторождений. - В кн. : Пробле­
мы нефтеносности Сибири. Новосибирск : Наука, 1971, с. 163-185.
Капченко Л.Н. Связь нефти, рассолов и соли в земной коре. Л . : Недра, 1974. 182 с.
Кудрявцев НА. О закономерностях накопления ископаемых солей: (К вопросу
о парагенезисе нефm и соли) . - Сов . геология, 1966, N2 7, с. 17-35. Метан. М. : Недра,
1978. 310 с.
Неручев С.Г. Нефтепроизводящие свиты и миграция нефти. Л . : Недра, 1969, 240 с.
Станкевич Е.Ф. Предпосьmки накопления органического веще�а в селеродных
бассейнах. - В ки.: Проблемы соленакопления. Новосибирск: Наука, 1977, т. 2,
с. 284-287.
Старобинец И. С. , Тихомирова В.С., Мурагава Р.Н., Ви шневская Л.М Диффузион­
но-фильтрационный массоперенос уmеводородных газов в соленосных отложениях:
К прогиозированию нефтегазоносности. - Изв. вузов. Геология и разведка, 1978,
.
N2 12, с. 58-63.
Страхов Н.М. Основы теории литогенеза. М . : И зд-во АН СССР, 1962, Т 3. 550 с.
Страхов Н.М., Залманзон Э.С. О содержании и формах органJtческого в ещества
в осадках нижнепермской соленой лагуны Б ашкирского Приуралья. - дАН СССР,
1944, т. 45, N2 8, с. 358-361.
Федоров Ю.А. Геохимия солей, рассолов, органического вещества и уmеводородов
в ерхнеюрских эвапоритовых отложений Северного Кавказа:· Автореф. дне. . . . канд.
геол .-минер ал . наук. Ростов н/Д. 24 с.
12
УДК 622.8:622.411.34
А .Н Земсков, Г.Д Полян ина
ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРЕдЕЛЕНИЯ СЕРОВОДОРОдА
В ПРОДУКТИВНОЙ ТОЛЩЕ
ВЕРХНЕКАМСКОГО КАЛИЙНОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Анализ гипотез о.бразования сероводорода показал, что наиболее
призванным является биохимическое происхождение газа: восстановление
сульфатов органическим веществом (ОВ) в присутствии сульфат-реду­
цирующих бактерий.
В литературе имеются лишь ограниченные данные о содержании ОВ в
галогенных формациях [Несмелова, 1959; Капченко, 1974; Борисеикав
и др., 1979], в основном констатирующие факт наличия битумоидав в от­
ложениях и дающие их количественную оценку на основе люминесцентно­
битумологического анализа. Только Е.А. Глебовекой [1971] дается ка­
чественная характеристика ОВ по данным инфракрасной спектроскопии,
в частности указьmается, что и эти битумоиды по сравнению с явно вторич­
ны� озокеритаподобными битумами характеризуются повышенным со­
держанием кислородных групп и ароматических структур и по совокупнос­
ти всех признаков являются остаточными.
Л.Н. Капченко [1974] исследовалась битуминозность пород Соликам­
ской впадины. Суммарное содержание битумов составило (в %): в камен­
ной соли.- 0,0009-0,054, калийных солях - 0,0009-0,04, ангидритах 0,06-0,6, галопелитах, соляных глинах
0,06-0,6. Отношение хлорофор­
мениого битумоида (ХБ) к спиртабензольному (СББ) изменялось в пре­
делах 0,2-1,0. Содержание ОВ в межслоевых прослойках калийной зоны
Верхнекамского месторождения (два образца) оказалось равным 0,72 и
2,0%. Содержание Сорг в глинистых прослойках межпластовой каменной
соли Крi-А и Б-В (четыре образца) составило 1,19-1,33%.
Сотрудники МГУ им. М.В. Ломоносова изучали галопелиты из "коржей"
под пластами. Кр Il и АБ по площадям нескольких шахтных полей Верхне­
камского месторождения. Оказалось, что. ОВ составляет 1,5-2,0%, что
значительно выше, чем на других калийных месторождениях [Борисенков
и др., 1979] . Для прогнозирования возможных газодинамических явлений
на Березниковских рудниках производилось изучение содержания угле­
водородных газов и рассеянных битумоидав по разрезу продуктивной
толщи [Андрейка и др., 1980]. Изучение миграционной способности газов
позволило оценить возможность образования газовых скоплений.
Таким образом, ранее выполненные исследования практически не косну­
лись верхней части продуктивной толщи (пласты А, Б и В) и не содержат
данных о количественном содержании ОВ в пестрых и полосчатых силь­
винитах.
Проведеиные авторами данной работы определения содержания и коли­
чества сероводорода по разрезу продуктивной толщи [Земсков, Полянина,
1979, 1981] показали его приуроченность к пласту Б и четным слоям
пласта В.
Как уже отмечалось ранее [Природные... , 1976] , одним из основных
-
13
источников газов в породах осадочной толщи является ОВ, при разложении
которого образуется сероводород. Органическое вещество является состав­
ным элементом нерастворимого остатка (н.о.). По данным Н.К. Чудинова,
н.о. составляет до 10% от веса соляных пород Второго Березниковекого
рудника (БКР-2). В н.о. входят rидрослюда, кварц, лейкоксен, карбонаты,
ангидрит, минералы Fe и Мn, пирит, некоторые фосфаты. Чаще всего боль­
шему содержанию н.о. соответствует и большее содержание ОВ и газов.
Выявление взаимосвязей всех перечисленных выше факторов (ОВ с
газовыми составляющими, ОВ с н.о. и т.д.; распределения органики по
разрезу продуктивной толщи) в пределах отдельных горных участков
позво'лило бы получить полезные для практических целей результаты. Для
получения этих данных нами бьmи выполнены комплексные исследования
на Втором Соликамском руднике (СКР-2) и частично на БКР-2 и Третьем
Березниковеком руднике (БКР-3).
. В шахтных условиях производились: бурение шпуров различной глуби­
ны; отбор проб породы (штыба) на химический анализ, а также для опре­
деления ОВ и битумоидав; снятие характеристик газонстечения из шnуров;
отбор проб газа на компонентный анализ; зарисовка стенки выработки
с описанием слагающих ее пород.
Отобранные пробы штыба измельчали до пьmевидноrо состояния на дис­
ковом истирателе. Каждую пробу делили на две части. Одну часть проб на­
правляли в аналитическуЮ лабораторию для определения химического
состава, другую - на люминесцентно-битумологический анализ, для опре­
деления ОВ и Сор г и др. Пробы газа доставлялись в химическую лаборато­
рию Военизированного горно-спасательного отряда.
Всего в рамках этих исследований бьuю пробурено 84 шnура в слоях
от межпластовой соли Кр 11 Кр 111 до пласта В, выполнено 123 газовых
и 76 полных геохимических анализа.
Проведение люминесцентно-битумолоmческого анализа осуществлялось
по метоЩiкам Камского отделения ВНИГНИ и ПермНИПИнефть. Нами
производилось определение количеств битумоида и соотношения битумоид­
ных компонентов, извлекаемых последовательно хлороформом и спир­
тобензолом, а также выявление типа битумоида по капиллярным вы­
тяжкам. Люминесценци� различных образцов исследовалась с помощью
высокоинтенсивного ультрафиолетового осветителя типа ВИО-1.
Общепринятой мерой количества органики в горных породах является
Copr [Вассоевич, 1973], по величине которого с применением соответ­
ствующего коэффициента (для условий Верхнекамского региона - 1,33)
подсчитьmается количество ОВ:
-
ОВ =Сорг 1 ,33.
·
(1)
Согласно упрощенной классификации пород по содержанию ОВ [Вассое­
вич, 1973], ОВ в соляных породах относится к классу рассеянного (РОВ),
к подКЛассу сильно рассеяного (содер:JJ<ание 0,61%).
По более дробной классификации пород (по содержанию Сорг [Вассое­
вич, 1973]) органика пород СКР-2 относ�тся к 1-III классам (табл. 1).
Содержание Сорг по классам, %: I- < 0,005, II- 0,005 70,149, III0,15 7449.
14
Таблица 1
Классификация сильвии11товых пород СКР-2 по содержанию C0p r
Пласт
в
Сильвинит
пестрый
Б
А
полосчатый
А\
Кр II
Кр II- Кр III
Класс
Наименование по
содержанию
0,045-0,34
1' 11, IIl
0,008-0,18
0,004-0,09
li' 111
1, 11
0,002-0,1
0,005-0,055
0,005
1, Il
1,"
1
Следы, очень низкое и низкое
То же
Следы и очень
низкое
То же
Вариация содержания C0pr• %
Порода
красный
Каменная соль
Следы
Таблица 2
Классификация содержания С0рг в продуктивных слоях
Пласт
в
Б
А
Кр II
Кр 1I- Кр lli
Copr>%
Число образцов
0, 154
0,093
0,036
0,023
0,005
31
21
19
4
Класс
III
11
I
ЕсЛи же судить по средневзвешенной величине Copr. то получим классИ­
фикацию содержания органики в продуктивных слоях (табл. 2).
Для сравнения: содержание Co p r в красном сильвините пласта
Kpll БКР-3 составляет 0,002%, в темно-серой каменной соли Индерской
разведочной шахты - 0,03%.
Так как Copr является составной частью н.о., проследим их взаимо­
связь в породах разного минерального состава. Для установления связи
между содержанием Copr и содержанием н.о. в образцах пород бьmи обра­
ботаны данные геохимических исследований.
Зависимости содержания Сор г( У) от н.о. (Х) для пород разных пластов
выражаются в линейной форме и имеют вид:
Пласт В
четные слои
нечетные слои
Пласт Б
Пласт А
Для всей совокупности данных
У= О,154Х - 0,032,
У= 0,079Х- 0,042;
У= 0,094Х + 0,020;
У= О,О29Х + 0,013.
У= O,OSSX + 0,038.
(2)
(3)
(4)
(5)
Четные и нечетные слои пласта В выделены отдельно по причине отличаю­
щегося минералогического состава слагающих пород: четные слои - "чис­
тый" пестрый сильвинит, нечетные - пе.стрый сильвинит с включениями
галита.
Отмечается повышенное содержание Copr (так же как и сероводорода)
15
б
�
�::;....7 �
z d�
. ,,
�
�
5
lf
в
J
2
nласт сЛО/l·о
J
[>
1 """
2
->
�
<...,.,.. �
1
5
�
А
НрЛ
Hpl-11
�
;7
/
О
0,1
0,2
У.
Copz1
Рис. 1. Изменение содержания сероводорода (1) и ОВ (2) по разрезу продуктивной
толщи СКР-2
Плимп f,iтuiiO
б
5
в
ч
J
2
1
б
А
1
,
а
/
1...�
,v
�
, ......
-9мз
2 Х 1 10 М3 О
[>
)
О1 f
о
02
/
о
0.05
'
�
��...
�
с
орг, %
о
0.12
,
/
сорг /НО
�
......
t-
/
�
r-.r-
�
��
-
1)'
"
2. Изменение содержания сероводорода (а) , ОВ (6) и КИП (в) по разрезу ,-иль·
винитоных пластов (теолоrоразведочная скв. 53, нторак северо-восточная пaH<'Jib,
СКР-2)
Рис.
в четных слоях пласта В и в пласте Б. Аппроксимируюll.Diе уравнения з<i­
висимости содержания сероводорода в породах (У) от Copr(X) имеют
следующий вид:
Пласт В
У=(78,2Х+ 1:4)10-5;
Пласт Б
У= (85,7 Х- 5,7) 1o-s;
Пласт А
У= (76,2 Х - 1,7) 10-s.
Несмотря на зафиксированное нами ритмичное распределение серово;\<1·
рода и Сорт в породах различных пластов в целом (рис. 1), в ряде cлy•ta<'tl
отмечаются отклонения от правилэ (рис.2).
16
Пласт
-
Табл ица 3
Характеристики спектрофотоrрамм хлороформеиных битумоидон
·
различных пород
Сильвинит
-
1 1470
Примечанне
(наличие полос
при частотах, см-1)
0,1 1
0,48
680
0,80
0,3 1
0,92
0,07
0,53
0,08
0,73
815 , 8 75, 1 040,
1 1 30, 1 1 70, 1 290
680, 1 1 70, 1 3 00
0,09
0,5 1
0,05
0,08
0,27
0,60
0,06
0, 1 7
0,35
0, 8 1
680, 1 1 70, 1 3 00
0,065
0, 1 8
0,02
0,08
0, 1 7
0,33
Следы
0,33
0,57
680, 1 1 3 0
680
Оптическая плотность
при частоте, см -J
\ 1 \
1 60 0
1 3 80 9 70
Контакт Молочно-0, 1 6
белый
АиБ
Красный 0,88
Al
0,04
0,36
0,29
А
0,49
Б
А
Б
ПолосчаТЫЙ
Пестрый
Полосчатый
П естрый
1740,
1720
к ....
1
11740-1720
Более универсален для этих условий (см. рис. 2) коэффициент Сорг н.о.
(точнее, ОВ/н.о.), который Н.К. Чудиновым [1977] назван коэффициентом
интенсивности процессов (КИП). Он, видИ'мо, определяет долю наиболее
подвижного и активного ОВ. Подсчет КИП для условий БКР-2 и БКР-3
выявил, что максимальные значения характерны для СКР-2, впрочем, как
и несколько большая газоносность пород верхних сильвинитовых пластов
на этом руднике [Земсков, Полянина, 1981] .
Обязательными компонентами ОВ осадочных пород являются битумои­
ды [Несмелова, 1959]. С увеличеннем содержания в породах Сорг. а также
и н.о., растет и содержание битумоидов. Содержание (в%) ХБ в породах
пласта Б составляет 0,006-0,009 (среднее - 0,003), пласта А - 0,00020,0025 (0,001), пласта Кр 11
0,0012-0,0025 (0,0018), Кр 11 - Кр III 0,0006.
По известной классификации nород по содержанию битумоидав (выходу
хлороформеиного экстракта) [Вассоевич, 1973] соляные породы СКР-2
в основном относятся к классу 1 (ХБ < 0,005%) и ни в одном случае не
достигают верХНей границы класса 11 (0,015%).
Выход СББ почти пропорционален выходу ХБ.
ДI!л условий СКР-2 отношение ХБ/СББ в основном колеблется в ин­
тервале 0,25-0,5. Лишь в отдельных случаях ХБ/СББ равняется 1, и только
в двух - достигает 3 и 6.
Инфракрасные спектрограммы (ИК-спектры) снимались на спектро­
фотометре UR-20. Анализу бьmи подвергнуты битумоиды из полосчатого
сильвинита пластов А и А1 и пестрого сильвинiпа пласта Б (табл. 3). На­
иболее окислен битумаид из пласта А 1 (коэффициент относительной ин­
тенсивности кислородсодержащих соединен;ий - К2 достигает наиболь­
шей величины - 0,92), в нем же наибольшее количество парафиновых
-
структур с высокой степенью разветвленности
2 . 3ак. 202
(11
380
,147 0
=
)
0,8 . Битумаиды
17
Таблица
4
Соотношения метана и его гомологов в породах Б КР-3
СН4Jс,.,н,
Пласт
Б
А
Кр II
15,1
8,8
5,5
1 89,3
6 0, 1
54,4
1 2,4
7,5
1 0,7
0
5 36,6
1 3 9,5
1 65 , 7
из rтаста А тоже сильно окислены (К2 0,73 - 0,81), для них характерны
высокие показатели оптической rтотности при частоте 1740 см-1 (алифати­
ческие зфиры), ароматики (1720 см-1) мало. Отмечается пр.исутствие
бен;ольной ароматики (поглощение при 680 см-1).
В биту�оидах из rтастов А и А1 кислородсодержащие соединения пред­
ставлены алифатическими зфирами, соединениями типа С-0 (1170 см-!),
возможно, сильфоно.выми (1080-1010, 700-600 см-1) и карбоноными
(970 см-l) кислотами.
Битумаиды из Шiаста Б слабо окислены, кислородсодержащие соедине­
ния чаще представлены ароматическими зфирами, кетанами (1720 см-1);
парафиноных структур меньше, и они менее разветвлены. Подобные
результаты получены нами и при анализе битумоидав из rтастов А и Б
БКР....:з.
Все это свидетельствует о сингенетичной битуминозности (наличии би­
туминозного вещества, образованного за счет исходного ОВ и прошедшего
все стадии изменения от осадка до горной породы [Методическое . . . ,
1979]) пород rтастов А и А 1 и, возможно, эпигенетичности битумоидав
пестрых сильвинитоных rтастов Б.
По классификации, принятой в нефтепромысловой практике, ОВ со­
ляных пород генетически ближе к сапропелевому классу (Д1600 < 0,4)
[Глебовская, 1971]. Для битумоидав сапропелей характерно интенсивное
потлощение на частсrе·1740 см -t.
Другой характеристикой исходного типа ОВ, является углеводородный
состав газовых компонентов [Природные... , 1976]. Величина значений
СН4/С2Н6, С2Н6/ (}:;ТУ -С 2Н 6) и других отношений падает при переходе
от гумолитов к сапропелитам. Газы, образующиеся при преобразqвании
гумусового ОВ, представлены в основном метаном, двуокисью углерода
и азотом. Гомологи метана, водород, сероводород и некоторые другие
фиксируются как примеси.
Компонентный состав газов Верхнекамского месторождения, в частнос­
ти БКР-3 (табл. 4), характеризуется наличием преимущественно легких га­
зов ряда алканов (СН4> С2Н6> С3Н8
), хотя в ряде сЛучаев имелись
отклонения от общего правила. Т2к, в газе из дренажного шпура, пробу­
реиного через "коржи" и каменную соль rтаста Кр 11 - Кр l, зафиксирова­
но такое содержание (в%) углеводородных газов: Cf-!4 9,0 ; С2Н6-30,2;
СзНв -2,7; iC4H15 -0,3 и nC4H1 о-0,4.
В .общем случае отмечается уменьшение па-казателей (СН4/С2Нб,
СН4/С.эН8) вниз по разрезу продуктивной толщи, что имеет место при
переходе от гумусовой органики к сапропелевой, хотя величины компо=
•
•
.
-
18
Табл ица 5
Отработанпаи площадь пласта АБ при вышележащем пласте
В разли чного минералоги ческого состава
Паиель
1 СВ П
2 СВ П
3 свп
1 сзп
2 СЗ П
1 юзп
1 ювп
2 сзп и 2 свп
3 свп
3 сзп
4 сзп
Горный участок
Горизонт, м
Си л ь в и и и т о в ы й
-220
7
7
-220
10
-220
-220
9
8
-220
- 1 43
5
- 14 3
4
-143
3
- 1 43
2
- 14 3
б
- 143
Итого :
Отработанная
площадь , м2
1 8 3 бОО
1 4 0 400
7 7 7б0
1 32 3 00
1 3 0 б8 0
1 б2 000
б4 800
294 3 00
б0 3 00
280 8 00
2 1 3 200
1 74 0 440
К а р ка лли т о в ы й
4 СВ П
3 сзп
1 ювп
2 СВ П
1 сзп
1 ювп
2 СЗ П
3 сзп
б
1
4
3
9
10
8
7
-143
-143
- 14 3
. - 14 3
-220
-220
-220
-220
5 5 800
1 1 2 000
23 б00
1 1 8 800
25 бОО
2 000
1 8 0 900
20 200
Итого:
5 3 б 900
Всего:
2277 340
нентных соотношений газов калийных пород значительно выше по срав­
нению с другими осадочными породами.
Таким образом, как компонентный состав газов соляных пород, так и
характеристики битумоидав не дают
однозначного ответа на приро­
ду ОВ. Однако изучение характеристик ОВ пород разной газоносности
позволило выявить их качественное и количественное различие.
При исследовании закономерностей размещения мест выделения серо­
водорода по площади шахтного пол,я СКР-2 нами бьmо отмечено повыше­
ние числа случаев обнаружения газа в атмосфере выработок, проходнмых
по пласту АБ при вышележащем В карналлитового состава, по сравнению
со случаями, когда пласт В представлен сильвинитом.
Для получения количественных зависимостей на плане горных пород
по пла<;ту АБ бьmи нанесены места обнаружения сероводорода, а также
контуры участков пластов В, АБ и Kpll, представленных породами разно­
го минералогического состава. Размеры площадей отработанных паиелей по
пласту АБ приведены в табл. 5.
Отработанная площадь пласта АБ при вышележащем пласте В карнал19
литового - состава - 22,55% от общей, сильвинитового состава
77,45%.
Число зафиксированных случаев выделения сероводорода примерно
оди­
наково для обеих зон: 62 и 64 (49, 21 и 50, 79 %).
Таким образом, вероятность_ появления сероводорода в атмосфере ком­
байновых выработок по пласту АБ в 3,3 раза выше при вышележащем
пласте В карналЛитового состава, по сравнению с В сильновинитовым. Для
выявления приtШн этого были проанализированы особенности геологического строения пластов.
..
Оказалось, что на участках, где пласт В представлен карналлитом, пласт
АБ имеет более интенсивную складчатость, чем в других районах. Приме­
рам может служить складчатость в районе камер 20-46; 55 и 56 (2 СВП)
горизонта -143 м и 4 СВП и 1 ЮВП горизонта -220 м.
Отмечается приуроченность выделений сероводорода к антиклинальным
складкам, а также к контактам зон замещения пород одного минералоги­
ческого состава другим.
Иногда все отмеченные горнагеологичесКие факторы повышеиного
присутствия сероводорода отмечаются в совокупности. Так, например,
несднократное выделение знаtШтельных количеств сероводорода зафик­
сировано в камерах 14, 16 и 20 4 С ЗП (пласт АБ, горизонт -143 м) . Выше
и ниже по разрезу расположены зоны замещения. Зона выделения серо­
водорода по пласту АБ локализовалась в тектонических складках.
Выявленные признаки газонасыщенных зон могут быть использованы
для их прогноза в пределах целых панелей, а также в процессе ведения
горных работ в отдельных выработках.
-
ЛИТЕРАТУРА
А ндрейко С.С., Гал кин В.И., Шаманский Г.П. Некоторые особенности распределе­
ния углеводородных газов по разрезу Верхнекамского месторождения калийных
солей. - В кн . : Разработка соляных месторdждений. Пермь: ППИ , 1 980, с. 8 2 - 8 7 .
Борисенко В.И., А пполонов В.И., Иванов А .Г. Состав галопелитов Верхнекамского
калийного месторождения как геохимический показатель палеоусловий развития
солероднаго бассейна. - В кн . : Соленосные формации и практическое значение их
изучения: Тез. докл. II Всесоюз. солевого совещ. Новосибирск: Наука,
1 9 79, т. 2,
с. 49-50.
Вассоееич Н.Б. Основные закономерности, характеризующие органическое в ещест­
во современных и ископаемых осадков . - В кн. : Природа органического в ещества
современных и ископаемых осадков . М . : Наука, 1 9 7 3 , с. 1 1 - 5 9 .
Гл ебовекая ЕА . Применеине инфракрасной спектроскопии в нефтяной геохимии.
Л . : Недра, 1 9 7 1 . 1 4 1 с.
З ем сков А .Н., Полянина ГД. О генезисе, распределении и выделении сероводо­
рода в калийных рудниках Верхнекамского месторождения. - В кн . : Соленосные
формации и практическое значение их изучения : Тез. докл. II Всесоюз. солевого
совещ. Новосибирск: Наука, 1 97 9 , т. 2, с. 1 2 0- 1 2 1 .
Земсков А .Н., Полянина ГД. Газоносность пород и закономерности распределения
газонасыщенных зон на Верхн екамских рудниках. - Техника безопасности, охрана
труда и горноспасательное дело. Реф. сб. ЦНИЭИуголь, 1 9 8 1 , вып. 1 0, с. 9 - 1 0.
Капчен ко ЛН. Связь нефти, рассолов и соли в земной коре. Л . : Недра, 1 9 74 . 1 84 с.
Методическое руководство по люминесцентно-битумолоrическим и спектральным
методам исследования органического в ещества пород и нефтей(Г.А. Ботнева,
А.А. Ильина, Я.А. Терской и др., М . : Недра, 1 9 7 9 . 204 с.
Несм елова З.Н. О газах в калийных слоях Березниковекого рудника. - Тр. ВНИИГ,
1 9 5 9 , вьш. 35, с. 206-3 1 3.
20
Природные газы осадочной толщи/А.Н. Воронов, А.Х. Махмудов, А .Н. Воронов ,
·
З . Н. Несмелова и др. Л.: Недра: 1 9 76. 344 с.
Чудинов Н.К. Методы количественной оценки Imковых и фоновых процессов
эволюции в практике решения проблемы генезиса природных газов и нефти. - В кн . :
Проблемы соленакопления. Новосибирск: Наука, 1 97 7 , т. 2, с . 292- 3 0 1 .
У ДК 5 5 3 .63
И.К. Жеребцова, В. А . Зол о тарева ,
О.Д. Пан тел еева
ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ
ФОРМИРОВАНИЯ СОЛЕНОСНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ
В СЕВЕРНОЙ ЧАСТИ
ПРИВОЛЖСКОЙ МОНОКЛИНАЛИ
Кунгурские соляные отложения в северной части Приволжской моио­
клинали изучались по материалам детального точечного опробования керна
опорной скв. 1, вскрывщей на Краснокутекой площади горизонты калий­
ньrх солей и бишофита.
Изучение химического и минерального состава пород, их изменения по
разрезу в интервале 713-1329 м позволило установить особенности форми­
рования каменной соли, калийных солей и бишофита. Поскольку исследуе­
мый разрез является опорным, полученный материал может·быть прИведен
в качестве модели для восстановления общих условий соленакоппения в
пределах северной части Приволжской моноклинали. Сделанные на осно­
вании этих исследований выводы могут иметь региональное значение как
для расшифровки палеоусловий развития кунгурского салеродиого бас­
сейна, так и для оценки перспектин обнаружения калийных солей за преде­
лами исследуемой территории.
Определенная последовательность чередования пород в разрезе скв. 1 поз­
волила выделить в исследуемой толще 11 циклов соленакоппения (рис. 1,
см. в кл.), из которых два (седьмой и восьмой) завершаются садкой калий­
ных солей и только один (седьмой) - садкой бишофита (наримановский
горизонт [Жарков и др., 1980] , погожекая свита [Писаренко и др., 1977],
седьмая ритмапачка [Валяшко и др. , 1976 ; Ермаков, 1971J ). Первые
шесть циклов и три последних - незавершенные. Они представлены чере­
дованием ангидритов, доломитов и каменной соли.
Первый цикл представлен отложениями каменной соли белого цвета,
среднекристаллической с прослоями ангидрита. Нерастворимый в воде ос­
таток (8-32%) представлен главным образом ангидритом. Величина бром­
хлорного отношения в каменной соли - 0,28-0,32, что отвечает конечной
стадии садки галита. Присутствие в каменной соли полигалита и сильвина
(1 ,6%) свидетельствует о том, что бассейн достигал калийной стадии.
Относительный бромхлорный коэффициент (минимальный), по Е.М. Пет­
ровой [ 1 9 76] , составил 70:....8()%, что указывает на участие в формировании
этих отложений рассолов растворения солей, обедненных Br. По прости­
ранию этих пластов на соседних участках могут быть встречены отложения
калийных солей.
21
Второй цикл представлен толщей сульфатно-карбонатных пород мощ­
ностью 7,7 м и 17-метровым пластом шпатовой каменной соли.
Третий цикл начинается с 15 -метровоrо пласта ангидрита, в верхней
части которого отмечаются прослои доломита. Они перекрываются 87-мет­
ровой толщей каменной соли. Во втором и третьем циклах структура ка­
менной соли становится крупнокристаллической, стекловидной, прозрач­
ной. Величина бромхлорного отношения в каменной соли второго цикла
составляет 0,086-0,087, а в третьем цикле- 0,064-0,082. Эти значения на­
много ниже средней величины, соответствующей начальной стадии садки га­
лита (0,1). Пониженнан величина бромхлорного отношения (относительный
бромхлорный коэффициент 64-87%), крупнокристаллическая структура
каменной соли, содержание нерастворимоrо в воде остатка менее 1% сви­
детельствуют о процессах перекристаллизации каменной соли при участии
рассолов, обедненных Br. Присутствие включений рапы и газа, расположе»­
ных по зонам роста кристаллов галита, позволяет предrтоло�.ить их пере­
кристаллизацию в седиментационную или раннедиагенетическую стадию.
В верхней части отложений третьего цикла появляются прослои белого
"кружевного" ангидрита, вначале через 30-50 см, затем через каждые
5 -10 см. Бромхлорное отношение в каменной соли на контакте с ангидри­
том -0,11 отвечает начальной стадии садки rалита из нормальной мор­
ской воды, затем вверх по разрезу оно возрастает до 0,16-0,19, что сви­
детельствует о концентрировании рапы при испарении.
Четвертый цикл начинается с 2,5-метрового пласта массивного голубо­
вато-серого ангидрита и перекрывается 9,5 -метровым пластом каменной
соли, в верхней части которой содержится до 15% полиrалита. Бромхлор­
ное отношение в этой каменной соли -0,26. Это позволяет предположить
поступление в бассейн более концентрированных рассолов.
· Пятый цикл -небольшой по мощности. Он представлен ?О-сантиметро­
вым пластом массивного ангидрита и 80-сантиметровJ>IМ прослоем каменной
соли. Эти отложения в областях потруженил могут иметь большую мощ­
ность.
Шестой цикл начинается с ?О-сантиметрового пласта ангидрита массивной
текстуры и перекрывается 24-метровой толщей каменной соли с тонкими
ритмичными слойками ангидрита, редко "кружевного", в которой вы­
деляется 13-18 чередований ангидрита и каменной соли на 1 м мощности.
Бромхлорное отношение в каменной соли остается на уровне 0,24-0,27 ,
что свиДетельствует об устойчивом поступлении в бассейн рассолов, отве­
чающих средним этапам стадии садки галита.
Седьмой цикл наиболее отчетливо характеризуется двумя стадиями
развития :
1 - стадия проrрессирующего осолонения бассейна. Разрез отложений
представлен чередованием ангидрита, галита, ангидрит-доломитовой поро­
ДЪ! , каменной соли, завершается этот разрез отложениями конечных фаз
галогенеза - карналлитом, кизеритом и бишофитом . Бромхлорное от­
ношение в рапе бассейна увеличивается, достигая максимальных значений
при садке бишофита.
2 - трансгрессивная стадия распреснения бассейна (регрессивная, по
М . Г . Валяшко) , когда нормальная цоследовательность кристаллизации ми­
нерююв нарушается поступлением растворов с меньшей концентрацией
п
солей. В результате вверх по разрезу отмечается обратная последователь­
ность кристаллизации минералов - карналлит, сил ьвинит, галит и происхо­
дит понижение величины бромхлорного отношения.
Рассмотрим более подробно строение и геохимические особенности от­
ложений этого цикла.
Седьмой цикл начинается с пласта массивного голубовато-серого ангид­
рита (мощность 2,6 м), толщи галит-ангидритовой породы (2 м) и тон­
кослоистой ангидрит-доломитовой породы (0,9 м) . Перекрывает ее 46метровая
толща
среднекристаллической,
местами
рассыпчатой,
типа "гранатки", каменной соли,
в которой отмечается рит- ·
мичное чередование прослоев ангидрита и каменной соли белого и серого
цвета. Бромхлорное отношение в каменной соли из подошвы 46-метровой
толщи каменной соли -0,12. Можно полагать, что эта каменная соль выде­
лялась из морского раствора, отвечающего начальной стадии садки галита.
Вверх по разрезу каменной соли величина бромхлорного отношения возрас­
тает от 0,12 до 0,28, что позволяет предположить кристаллизацию этой
каменной соли при прогрессирующем сгущении морской рапы бассейна.
Каменная соль с прослоями ангидрита выше по разрезу содержит вклю:
чения карналлита (0,4-0,76%). Величина бромхлорного отношения в ней
составляет 0,33-0,34. Залегающая выше мелкокристаллическая каменная
соль кремового цвета, напоминающая "постный сахар", также содержит
микровключения карналлита до 0,5%. Величина бромхлорного отношения
в ней - 0,3 4-0,35 . Как показали расчеты, содержание Br в 100%-ном кар­
наплите ' (при 0,5 %-ном содержании карналлита в породе) составляет 0,11%, а величина бромхлорного отношения - 2,8, что составляет 5 5% от
нормальной величины содержаний Br и бромхлорного отношения, характер­
НЬIХ для начальной стадии кристаллизации карналлита. Каменная соль,
перекрывающая "постный сахар", содержит розовые прослои, содержащие
уже до 3,3% карналлита. Величина бромхлорного отношения в ней 0,44-0,46. Расчеты на 100%-ный карналлит показали содержание Br 0,126%, величина бромхлорного отношения - 3,1, что составляет 61% от
нормального содержания Br в карналлите начальных стадий кристаллиза­
ции. Выше по разрезу залегает 2,5 -метровая толша среднекристаллической
каменной соли с темно-розовыми включениями карналлита. Содержание
карналлита в ней достигает 9,5%, величина бромхлорного отношенv.я 0,83. На 100% карваллита содержание Br составляет 0,17% , а бромхлорное
отношение - 4,4 соответственно, величина относительного бромхлорного
отношения - 85%. Эти расчеты убедительно показали, что в формировании
отложений каменной соли, содержащей ВI}Лючения карналлита, принимали
участие наряду с морскими рассолами рассолы растворения калийных
солей и каменной соли, обогащенные К , обедненные Br. И только карнал­
лит-галитовая порода, содержащая 16,7% карналлита, залегающая выше,
содержанию Br начальной стадии кристаллизации карналлита.
отвечает по
Относительный бромхлорный коэффициент составил 118%. Для начальной
стадии карналлита принято содержание Br 0,2%, бромхлорное отношение 5 ,25, относительный бромхлорный коэффициент - 100% (для 100%-ного
карналлита) . В образце бишофит-карналлит-галитовой породы с глубины
1073 м мы обнаруживаем 9,2% карналлита и 6,7% бишофита. Величина
бромхлорного отношения в этой породе - 0,9. Карналлит-галитовая порода,
23
содержащая 1 6 ,7% карналлита с величиной бромхлорного отношения 1 ,5 ,
подстилает галит-карналлитовый горизонт. Толща галит-карнатштового
горизонта опробована очень детально : на 5 ,5 м керна отобрано и проанали­
зировано 25 образцов. Исследование показала, что содержание карналлита
по разрезу колеблется от 48 до 86%. В подошве этого пласта встречена
мясо-красная галит-карналлитовая порода с 2-3-сантимеrровыми прослоя­
ми ангидрита. Примесь сильвина составляет 1 -2, 9%. Величина бромхлор­
ного отношения - 4,9-7 ,2, · что отвечает середине карналитовой стадии. ·
В средней части пласта отмечен 0,5-метровый простой белой среднекристал­
лической, рассыпчатой галит-карналлитовой породы (гранатка) с содержа­
нием карналлита - 89,8%, сильвина - 0,2% и величиной бромхлорного
отношения - 8 ,2, что отвечает концу карналлитовой стадии кристаллиза­
ции. З алегающая выше (резкий контакт) зернистая красного цвета галит­
карналлитовая порода с включениями ащ:идрита содержит карналлита от
86,5 до 7 1 ,5%. Величина бромхлорного отношения изменяется от 9,1 на кон­
такте с белой разностью галит-карналлитовой породы до 6,2-7, 1 вверх по
разрезу пласта. По разрезу карналлитового горизонта отмечается три пика
возрастания бромхлорного отношения: один - в нижней трети пласта и
два - в верхней части перед садкой бишофита. Выше по разрезу галит­
карналлитовая порода переходит в бишофит-галит-кизерит-карналлитовую,
мощность 1 ,5 м. Содержание карналлита в ней составляет 39,4-69,3%,
кизерита - 8 ,8-35 ,7%, бишофита - до 5 ,4%. Это желтовато-красного цвета
зернистая , рассыпчатая, "влажная" порода, содержащая включения серого
ангидрита . Величина бромхлорного отношения колеблется в пределах 7 , 1 9,39, что отвечает конечным стадиям кристаллизации карналлита. Макси­
мальная величина бромхлорного отношения - 9,39 отмечена в образце по­
роды, отвечающей стадии перед садкой бишофита.
Следует отметить, что на границе галит-карналлитового горизонта и
бишофит-галит-кизсрит-карналлитового встречен прослой галит-карнал­
литовой породы с большим содержанием нерастворимого остатка 22,8-26,5%, представленного ангидритом. Бишофит-галит-кизеритовая
порода перекрывается 8-метровой толщей бишофита. В подошве бишофит
водяно-прозрачно-серый, вверх по разрезу переходит в розоватый , а затем
снова серый с точечными включениями - "глазками" красного карналли­
та. Зерна бишофита оплавленные : неправильной формы с извилистыми·
контурами. Структура среднезернистая. Содержание бишофита по разрезу
бишофитового пласта - 84,9-99,7%. Примес1- карналлита составляет
0 ,3-7 ,3%, кизерита - 0,02- 1 ,6%, галита - менее 3%, нерастворимый оста­
ток менее 0,2% . Только в одной пробе содержание карналлита возрастает до
1 8 , 1%, галита - до 6 ,3%, а содержание бишофита падает до 68, 1%. Были
рассчитаны абсолютные величины бромхлорного отношения для 100%-ного
бишофита с учетом распределения Вг между хлоридами и прИ предположе­
нии, что все минералы кристаллизовались одновременно . Расчеты показали,
что величина бромхлорного отношения в бишофитах изменяется в пределах
1 0,5 - 1 6 . В первых двух пробах бишофита из подошвы пласта величина
бромхлорного отношения отвечает начальной стадии кристаллизации
бишофита - 1 0,5 . Затем она резко возрастает и держится на уровне 1 3 ,7- 16,
что отвечает середине стадии кристаллизации бишофита. Величины этого ·
отношения несколько ниже, чем в бишофитах седьмой ритмопачки, вскры24
тых на Наримановской площади моноклинал и, где величина бромхлорного
отношения · в бишофитах составляет 14,4- 1 8,3. Ка к видно из бромного
профинн (рис. 2) , кристаллизация бишофита происходила при постоянном
поступлении в бассейн эвтонических рассолов, отвечающих середине бишо­
фитовой ста дии сгущения . На контакте с п·ерекрывающей бишофит галит-­
карналлитовой толшей величина бромхлорного отношения в бишофите 14,6. Кристаллизация бишофита резко прерывается поступлением вод,
отвечающих стадии садк и карналлита. Э то вызывает выеаливанне карнал­
лита, который, плотным чехлом перекрывая,бишофит, предохраняет его от
растворения .
Трансгрессивная стадия относительного распределения рапы бассейна
начинается с формирования 2 ,7-метровой толщи галит-карналпитовой
породы, переходяшей вверх по разрезу в карналлит-галитовую, затем силь­
винитовую и галитовую толщи. Галит-карналлитовая порода серо-розового
цвета, мелкозернистая, кристаллы карваллита окраш ены в розовый цвет;
галит серый, содержит включения серого ангидрита. Поступающие рассолы,
прервавшие садку бишофита, наследуют состав остаточных эвтонических
растворов и высокое содержание Br в них. В связи с этим величина бром­
хлорного отношения в карваллите на контакте с бишофитом высокая 10,32, что соответствует карналпиту, Выделившемуся из эвтонических
рассолов. Вверх по разрезу этой толщи содержание кариаллита падает с 88 до
3 7-19%, а содержание галита возрастает с 4,8 до 43-76,6%. Отмечается
высокая величина верастворимого в воде остатка (14-21-36%) . Величина
бромхлорного отношения падает до 5,0-6,5, а в карналлит-галитовой поро­
де - до 1,43 .
Толща галит-карналлитовых и карналлит-галитовых пород перекры­
вается 2,4-метровым пластом сильвинитов, а затем 3 ,6-метровой толшей
каменной соли. Сильвин-галитовая порода пестрая , серо-розового цвета,
среднекристаллическая с включе�;�иями серого глинистого и ангидритового
материала. В верхней части шiаста сильвинит прозрачный, с включениями
молочио-белого сильвина . Перекрывающая каменная соль средне- и крупно­
кристаллическая с желтоватым оттенком с включением глинистого мате­
риала. Содержание сильвина в пласте - 16,8-42,4%. Примесь к арваллита
составляет � 1 ,2-6-8%, кизерита - менее О,1% , величина бромхлорного
отношения изменяется по разрезу от 0,6 до 1 ,44. Она значительно ниже,
чем для сильвинитов, Выделившихея из нормальной морской воды. Толща
сильвин-галитовых пород резко сменяется отложениями каменной соли с
редкими слойками ангидрита с очень низкой величиной бромхлорного
отношения ( < 0,1). Все это говорит о формировании этих отложений при
вторжении вод, обеднеliных Br, - рассолов растворения Гали та .
Восьмой цикл начинается с формирования 8-метровой толщи неоднок­
ратного чередования массивного ангидрита и споистой ангидрит-доломи­
товой породы. Перекрывзет его 28-метровая толща чередования темно­
серого и светло-серого галита с прослойками ангидрита. Завершается
восьмой цикл формированием 28-метровой толщи сложного полиминераль­
ного состава, характеризующегося присутствием кизерита - 1,4-21,1%,
карваллита - 1,4- 1 9,7%, сильвина - 0,7-3 4%, полигалита - 2,4-4,6% при
преобладающем содержании каменной соли. Величина бромхлорного
отношения высокая
3,6-6,4. Поверхность керна кавернозная, носит
25
следы выщелоченности. Отмечается в ряде проб высокий нерастворимый
остаток 48,3 -73 ,2% , представленный ангидритом, глинистым веществом.
Полиминеральную толщу солей перекрывзет 45-метровая толща
ритмичного чередования каменной соли с ангидритом. Каменная соль
отличается очень высоким бромхлорным отношением - 0,40-0,53-0,84.
в отдельных образцах каменной соли встречены включения карналлита,
сильвина, а также каверны от выщелоченного карналлита. Высокое содер­
жание Br в каменной соли свидетепьствует о том, что распреснения бассейна
не Происходило. Рассолы бассейна отвечали калийной стадии сгущения.
При этом основании мы относим эту толщу к завершающей стадии восьмо­
го цикла. По простиранию этого горизонта (полиминеральных солей и
каменной соли) могут быть встречены о тложения калийных солей и бищо­
фита. Цикл завершается метровым пластом карналлит-сильвин-галитовых
пород. Содержание сильвина - 5 ,9-44,7%, карналJ;Iита 2 ,3-7%. Величина
бромхлорного отношения в сильвин-галитовой породе , несмотря на присут­
с:rвие включений карналлита, низкая - 0 ,5 3 - 1 , 1 4. Это свидетельствует · о
переотложенном характере сильвинита (см. рис. 8) . Перекрьm ает эту
сильвин-галитовую толщу каменная соль с низкими значениями бромхлор­
ных о тношений - 0, 1 -0 , 1 2. Таким образом, в исследуемом разрезе выделя­
ется еще один цикл , завершающийся садкой калийных солей, отложений
полиминерального состава, возможно, этому циклу отвечают отложения
восьмой ритмепачки [Валящко и др., 1 976; Ермаков, 1 97 1 ], или городи­
щенекий горизонт [Жарков и др., 1 980], в центральной части моноклинали,
где они з аверщились на ряде площадей садкой бишофита.
Девятый цикл представлен 1 6-метровой толщей чередования массивного
серого ангидрита и слоистой ангидрит-доломитовой породы и мощной
75-метровой толщей каменной соли. Слоистость обусловлена чередованием
белой, серой и буровато-коричневой каменной соли, средне- и мелко­
кристаллической структуры, прослоев ангидрита, глинистыми темно-бу­
рыми примазками . Каменная соль буровато-коричневого цвета характери­
зуется величиной бромхлорного отношения О ,23-0,3 5 , тогда как длЯ
белой он значительно ниже - 0 , 1 3 . Встреченная в середине пласта каменная
соль типа гранатки характеризуется повышенной величиной бромхлорного
о тношения - 0,34. Вверх по разрезу каменной соли величина бромхлорного
о тношения снижается до 0, 1 5 .
Десятый цикл начинается с 1 1 ,2-метровой толщи серо-голубого массив­
ного ангидрита и завершается 43 ,5 -метровой толщей крупнокристалличес­
кой шпатовой каменной соли, содержащей включения рассеянного глини­
стого материала. Слоистость обусловлена чередованием ргзноокрашенной
каменной соли: белого, розового и темно-розового цветов, а также
Рис. 2. Детальный разрез пласта бишофита и подстилающих и перекрывающих
лийных солей по разрезу циклов 7 и 8, скв. 1
ero
ка­
1 - изменение величины бромхлорного отнош ения по разрез у ; 2 - границы началь­
ных значений бромхлорных отношений для галитовой ( Г ) , сильвииитовой (С) , кар­
наплитовой ( Кр) , бишофитовой (Б) стадий кристаллизации (Г к - для галита на ста­
дии садки калийных солей) ; колонка соляных отложений : 3 - каменная соль, 4 то же, шпатовая, 5 - галит-карналлитовая порода, б - галит-сильвинитовая порода,
7бишофитовая порода, 8 - кизерит, 9 - ангидрит , 1 0 - полиrалит, 1 1 - нерастворимый
ос таток, 12 - доломит, /3 - алевролит
27
RЬ, f!CЛ. Ilil.
•
о
v о
1
2
.. J'
v
о
lf
2
fj
Гz
100 "/.
Голит
•
50
100/.
Корналлит
50
о
о
.
. .. .
'
о
о
о
0,1
о
.
Kz
100 /.
Кирноллит
Рис. 3. График зависимости величины бромхлорного отношения от состава смешанных
rалит·карналлитовых пород, подстилаюших бишофитовую толщу, скв. 1 (фаза про г­
рессирующего испарения цикла 7)
Фигуратинные точки nород : 1 - н е nосредственно nодсrnлаюших б ишофит, 2 - из
серед!Dlы nласта, 3 - из nодошвы nласта карналлита, 4 - кармаллит из б ишофитовоrо
маета ; Г2 Г1 К 1 К � - об ласть нормальны х значений бром хлорных отношений для га ­
лит-карналлитовых пород , выкристаллизовавшихся из морской воды
Рис. 4. График зависимости относительного содержания
Rb от состава смешанных
rалит-карналлитовых пород, подстилающих бишофитовую толщу, скв. 1 (фаза проr­
рессирующеrо испарения цикла 7)
Галит-карналлитовая порода , nодстилающая б ишофит : 1 - непосредственно подсrn­
лающая, 2 - из с еред ин ы мае та , 3 - из подошвы nласта карн аллита ; Г� Г 1 К , К2 -. об ­
ласть нормальных содержаний Rb
отдельных прослоев каменной соли средне- и мелкокристаллической
структуры.
Шпатовая каменная соль характеризуется низкими величинами бромхлорных отношений - 0 , 1 2-0,04, что позволяет говорить о ее переотложеннам характере.
Одиннадцатый цикл представлен 7 , ] -метровой галит-ангидритовой
толшей и 70-метровой толщей каменной соли. Круmюкристаллическая
шпатовая каменная соль в средНей части пласта сменяется мелко- и средн�::­
кристаллической с прослоями ангидрита. Величина бромхлорного отноше­
ния в среднекристаллической каменной соли достигает 0,3 1 , что свидетель­
ствует о значительном сгущении рапы бассейна. Крупнокристаллическая
каменная соль в нижней и верхней частях исследуемого пласта характери­
зуется низкими значениями бромхлорных отношений - 0,06-0,0 1 7 , что
свидетельствует о процессах перекристаллизации и переотложении. Отмеча­
ется присутствие сульфата Na, что говорит о процесс ах глубокого выщела­
чивания солей.
Для правильного понимания генезиса калийных пород необходимо
одновременное определение и сопоставление поведения Br и относительно­
го количества Rb в исследуемых породах.
28
Изучение расположения фигуратявных точек смешанных галит-карнал­
литовьrх пород, подстилающих бишофитовую толщу (отложений фазы
концентрирования морских рассолов), на графике бромхлорных отноше­
. ний (рис. 3) показала, что они лежат в области нормальных ка риаллито в,
вьщелившихся из морской воды на карналлитовой стадии. Следует отме­
тить, что они располагаются вблизи и вдоль кривой ,. отвечающей макси­
мально высоким содержаниям Br, характерным для карваллитов конечной
стадии кристаллизации - предбишофитовой.
На графике зависимости относительного количества Rb от состава галит­
карналлитовых пород видно, что эти карваллиты обеднены Rb. Фигуратяв­
ные точки этих пород располагаются в области, отвечающей нормальным
сQдержаниям Rb, но характерной для карналлитов, выделившихся в
конце стадии садки карваллитов (рис. 4).
Эти данные и соответствие низких содержаний Rb и высоких содержаний
Br карваллитам конечных стадий кристаллизации позволяют сделать вывод,
что исследуемые карваллиты имеют первично-седиментационный генезис
и формяровались в середине и конце карналлитовой стадии кристаллизации.
Бромный профиль так же свидетельствует, что формирование пласта
карваллита происходило при неоднократном поступлении рассолов, отве­
чающих калийной стадии сгущения, частично уже выделивших ранее калий­
ные соли.
последовательности их
Изучение состава бишофитовых пород,
кристаллизации, расположения фигуратявных точек пород на графике
зависимости бромхлорных отношений от состава галит-бишофитовых
пород в области, характерной для нормальных бишофитов, вьщелившихся
из морской воды на эвтонической стадии сгущения, позволяют сделать
вывод, что бишофитовая порода имеет первично-седиментационный гене­
зис, она кристаллизовалась из эвтонического морского раствора в начале
и rлaBHI}IM образом в середине стадии бишофитовой кристаллизации
(рис. 5) . Высокая величина бромхлорного отношения, qтносительная
стабильность ее изменения по разрезу бишофитового пласта (незначитель­
ная флуктуация) свидетельствуют о том, что формирование бишофита
происходило при постоянном поступлении (подтоке) эвтонических рассо­
лов, частично выделивших уже бишофит и отвечающих главным образом
серс;дине стадии его кристаллизации (бромхлорное отношение - 1 4-16) .
Анализ условий формирования калийных пород фазы распреснения
позволил выявить ряд особенностей. Фигуратявные точки галит-карналли­
товых пород фазы распреснения на графике бромхлорных отношений для
пород смешанного состава (рис. 6) располагаются в области нормальных
карналлитов, вьщелившихся из морской воды. Из графика видно, что
вверх по разрезу к кровле rшаста уменьшаются количество карваллита
и величина бромхлорного отношения, растет содержание галита. Изучение
содержания Rb (рис. 7) показало, что первые порции карваллита "высали­
вания" на контакте с бишофитом имеют относительно высокое содержание
Rb, · а затем вв_ерх по разрезу пласта оно падает. Эти данные позволяют
говорить, что садку бишофита прервало поступление нормальных морских
рассолов, отвечающих начальной стадии кристаллизации карналлита, что
привело к кристаллизации нормальных кариаллитов. Затем состав посту­
пающих рассолов изменяется. Увеличивается поступление р�ссолов раство29
вс;ro J
бz
zo
5
r5
r;,
l�
W�
��------�
�
0--------�
IOU/.
Голит
5ишоtрит
Рис. 5. График зависимости велИчины бромхлорного отн(Jшения от состава смешанных
галит-бишофитовых пород, скв. 1 (по данным И.К. Жеребцовой [ 1 970])
Фитуративные точки галит-б ишофитовы х пород : Г 4 Б 1
кривая, отвечающая нача­
область норм альны х з юiчений бром хлор ­
лу кристаллиза ции б ишофита , Г 4 Б 1 Б2 Г 1
НЬIХ отношений для смешанны х галит-бишофитовых пород
-
-
Рис. 6. График зависимости величины бромхлорного отношения от состава смешанных
галит-карналлитовых пород, перекрывающих бишофитовую толщу (фаза распресне­
ния цикла 7) , скв. 1
Кариа ллиты: 1
из кровли, 2 из подошв.&! пласта ; Г2 Г 3 К 1 К 2
об ласть н ормаль­
ны х значений бромхлорных отношений для смешанных карналлит-галитовых пород
-
-
-
рения каменной соли. В кристаллизующихся карналлитах увеличивается.
галитовая составляющая, а величина бромхлорного отношения падает.
Расположение фигуратинных точек сильвин-галитовых пород (перекры­
вающих кариаллит в фазе распреснения) на графике бромхлорных отноше­
ний для смешанных сильвин-галитовых пород свидетельствует, что сильви­
ниты несколько обеднены Br, фигуратинные точки этих пород располага­
ются: вблизи и под крщюй, отвечающей самой начальной стадии садки
сильвина (рис. 8) . В то же время эти сильвиниты относительно обогащены
Rb (рис. 9) . Все фигуратинные точки сильвинитон лежат над кривой, харак­
терной для конечной стадии садки сильвинитон из морской воды. Таким
образом, сильвиниты седьмого цикла фазы распределения несколько
обеднены Br и обогащены Rb по сравнению с нормальными сильвинитами,
выкристаллизовавшимися из морской воды. Это возваляет предположить,
что они образавались в результате ·разложения кармаллита поступившими
в бассейн рассолами растворения каменной соли, агрессивными По отноше­
нию к карналлиту. Это подтверждается также положением сильвинитон
в разрезе (над карналлитом) , наличием в них включений карналлита,
отсутствием слоистости, псевдоморфозами сильвина по карналлиту, нали30
RЬ, уел. ci/.
Нз
D
А
f
2
0,2
v
50
0,1
•
70U 7.
Корноллит
Гz
г, �------��!00 /.
50
!00 /.
Голит
Сит6ин
Рис. 7. График зависимости относительного содержания Rb от состава смешанных rа­
лит-карналлитовых пород, перекрывающих бишофитовую толщу (фаза распределения
цикла 7) , скв. 1
ГR, - к р ивая, отвечающая началу кристаллизации карналлита ; остальные условные
обозначения см . на рис . 6
Рис. 8. График зависимости величины бромхлорных отношений от состава сильвин­
rалитовых пород, перекрывающих бишофит-карналлитовую толщу, скв. 1 .
Фигуративные точки снльвин-галитовы х пород в фазе распр есн ен ия : 1 - цикла 7,
2 - цик ла 8 ; гl г2 с 3 с 1 - об ласть нормальны х значений б ром хлорны х о mош ен ий для
см ешанны х снльвин-галитовых пород
·
чием реликтов зерен карна;шита в сильвините, низкой величиной бром­
хлорного отношения в каменной соли, перекрьmающей сильвинит.
Таким образом, фазы распреснения характеризовалась поступлением
в бассейн сначала морских рассолов, отвечающих калийной стадии сгуще­
ния , в результате чего прерьmалась садка бишофита и сформировалась
толща карналлита. Затем началось поступление рассолов растворения
галита, которые преобразовали верхние отложения карналлитовой толщи .
Поступление рассолов растворения галита привело к инконгруэнтному
разложению карналлита, образованию сильвинита (в верхней части кариал­
литового пласта) с относительно высоким содержанием Rb и поиижеиным
Br (процесс сильвинитизации карналлита) .
Выполненное геохимическое изучение разреза соляных отложений по
скв. 1 позволило сделать ряд выводов. В пределах северной части монокли­
нали в разрезе соляных отложений вьщеляется 11 циклов соленакопления .
При формировании каменной соли первого, четвертого и десятого циклов
рассолы бассейна бьmи близки к стадии садки калийных солей, отложения
которых могут быть обнар�ены по простиранию этих пластов. В седьмом
цикле достигалась конечная стадия галогенеза, т.е. в процессе прогресси­
рующего осолонения вод кунгурского бассейна сформировались отложения
галит-карналлитовых , галит-кизерит-карналлитовых и бишофитовых пород.
Последовательность их кристаллизации, характер парагенетических ассоциа­
ций минералов и их соотношения свидетельствуют о том , что кристаллиза­
ция шла по метастабильному пути, из морских рассолов несколько мета­
морфизованных, частично потерявших сульфат-ион (рис. 10). Установлен
первичноседиментационный генезис галит-карналлитовых и бишофито­
вых пород. Галит-карналлитовая порода соответствует середине и концу
31
RЬ, gcn. eil.
---- Otr, f,Z,J, 'I,J
._ z
Рис. 9. График зависимости относительного содержании Rb от состава сильвии-галито­
вых пород, перекрывающих бишофит-карналлитовую толщу (фаза распресненин) ,
скв. 1
Фигуратинные точки пород в фаз е распреснения: 1 - цикла 7, 2 - цикла 8 , ГR2 R 1 -
об ласть нормальны х значений Rb для смешанн ых с ильв ин-талитовых пород
Рис. 1 О. "Солнечнан" диаграмма
Пусти кристаллизации: 1
нормальной и в разной степени метаморфизованной
океанической вощ,I, 2
морской воды кунгурского б ассейна в предела х северной
части Приволжско й моноклинали; е - эвтонИка
-
-
·
этапа карналлитовой стадии кристаллизации. Бишофит кристаллизовался
из эвтоничёских рассолов, отвечающих главным образом середине стадии
садки бишофита. Сильвиниты , отвечающие фаэе прогрессирующего осоло­
нения бассейна, в пределах Приволжской моноклинали не встречены.
Такие сильвиниты широко распространены в западной части Прикаспий­
ского бассейна в отложениях Эльтонекого и даже Баскунчакского под!-IЯ·
тий. На исследуемой площади сильвиниты встречены только в отложениях
фазы распределения седьмого и восьмого циклов. Они имеют вторичный
генезис - в седьмом цикле они образавались в процессе инконгруэ)пного
разложения карналлита, а в восьмом - при многократном переотложении
�ильвинита.
Наряду с этим отмечается распространенность процессов перекристалли­
зации и переотложения галита с участием морских и десцендентных рассо­
лов во втором, третьем и десятом циклах. Присутствие первично-зональных
криста11лических структур позволяет предположить, что процессы преобра­
зования солей протекали в седиментациоиную и раинеднагенетическую
·стадии.
Для карналлитов и сильвинитов характерны близкие содержания Rb ,
несмотря на резкое различие в коэффициентах их распре,целения (для
карналлита больше единицы, а для сильвинит:. меньше единицы). Поиижеи­
ное содержание Rb в карналлитах обусловлено широким развитием в преде­
лах ПривоЛжской моноклинали конечных фаз галогенеза - формирова­
нием карналш:т11в из рассолов, отвечающих конечной стадии их кристалли­
зации, обедненных Rb . Относительно повышенные содержания Rb в силь32
винитах объясняются их образованием по карнаплиту, формированием их
в фазу распреснения при поступлении в бассейн рассолов меньшей степени
сгущения, но близких к началу садки карналлита, и обогащенных Rb .
Многократно переотложенные сильвиниты обеднены Br и Rb.
Распространенность в пределах исследуемой территории карн<Щлитов
конечной стадии кристаллизации и бишофитов, отвечающих главным обра­
зом середине эвтонической стадии, позволяет предположить, что в пределы
исследуемой площади саленакопления поступали рассолы, частично выде­
лившие калийные соли и даже бишофит начальных стадий кристаллизации.
Специфика состава минеральных ассоциаций , отсутствие в разрезе отложе­
ний (в фазе прогрессирующего сгущения морских рассолов) первичных
сильвинитон и карналлитов начальной стадии кристаллизации, обнаружение
бишофитов, отвечающих середине эвтонической стадии и карналлитов
конечной стадии, позволяют говорить об особом характере тектонического
развития этой территории. Площадь бассейна саленакопления в пределах
северо-западной части Приволжской моноклинали испытывала погружение
в тот момент, когда на соседних участках рассолы достигли калийных
стадий сгущения. В результате чего в nределы исследуемой площади дрени­
ровзлись рассолы, частично выделившие калийные соли и даже бишофиты
в промежуточных бассейнах Западного Прикаспия. Выявленные особенно­
сти формирования соляных отпожений позволяют полагать, что по перифе­
рии бишофитовых месторождений должны располагаться скопления калий­
ных солей. От специфики тектонических движений и физико-химических
условий зависит, произойдет ли формирование месторождения калийных
солей на соседних участках или они рассеются по площади движения рас­
солов.
Пространствеиная дифференциация соляных пород, отмеченная для
северо-западной части кунгурского бассейна, позволяет говорить о генети­
ческой связи и преемственности отдельных бассейнов саленакопления
Приволжской. моноклинали и западной части Прикаспия.
Br и Rb , как видно из приведеиных данных, являются не только индика­
торами диагенетических преобразований калийных и маr:ниевых солей, но и
тонкими показателями последовательности возникновения отрицательных
движений на территории салеродных ·бассейнов в период соленакопления.
ЛИТЕРАТУРА
Валяшко М.Г., Жеребцова И.К., Гребенников Н.П., Ермаков В.А. К генезису калий­
ных солей и бишофита соляных отложений Приволжской моноклинали. - В кн . :
Б р о м в соляных отложениях и рассолах к а к геохимический индикатор их генезиса,
истории и поисковый признак. М . : Изд-во МГУ, 1 976, с. 4 36-45 3 .
Жарков М.А . , Жаркова Т.М., Мерзляков Г.А. и др. Бишофитовые отложения
Приволжской моноклинали. - В кн.: Особеююсти строения залежей бишофита и
калийных солей . Новосибирск: Наука, 1 980, с. 4-32.
Ермаков В.А . Особенности надсолевой гидрохимической толщи на территории
Волгоградского Поволжья. - Сов. геология, 1 97 1 , N2 2, с. 1 4 5 - 1 50.
Жеребцова И.К. Поведение брома в звтоническую стадию сгушения морской
воды. - В кн.: Геология и калиеносностъ Сибирской платформы и других районов
саленакопления СССР. М . : Наука, 1 970, с. 272-27 8 .
Петрова Е.М. Относительный бромхлорный коэффициент и его применение при
выяснении генезиса калийных соляных пород. - В кн.: Бром в со � яных отложениях
3. Зак. 202
33
и рассолах как геохимический индикатор их генезиса, истории и поисковый признак
·
М . : Изд-во МГУ, 1 976, с. 9-26.
Писаренко Ю.А . , Белоножка В. С. , Бурунков В.А. и др. Результаты корреляции
соленоеной толщи северо -западной части бортовой зоны Прикаспийской впадины. В кн.: Проблемы соленакоnлеиия . Новосибирск : Наука, 1 97 7 , т. 2, с. 36-40.
УДК 5 5 3 .6 3 1 (5 7 5 . 3 )
ТА . Сафранов , С.Н. Гришин а ,
В. С. Лу ч ни ков , Г. В. Куталина
О ТЕМПЕРАТУРАХ МАКСИМАЛЬНОГО ПРОГРЕВА СОЛЕЙ
ВЕРХНЕЮРСКОЙ Г АЛОГЕННОЙ ФОРМАЦИИ
ЮГО-ВОСТОКА СРЕДНЕЙ АЗИИ
С верхнеюрскими сульфатно-галогенными отложениями Средней Азии
связаны практически неисчерпаемые запасы каменных солей, характери·
зующиеся в отдельных зонах ка:пиеносностью и содержанием других
промьшmенно ценных компонентов. Кроме того, сульфатно-галогенные
образования кимеридж-титана (гаурдакская свита) являются региональ­
ным флюидоупором, разделяющим водо- и нефтегазоносные отложения
мезозойско-кайнозойского чехла на надсолевой и подсолевой комплексы.
С подсолевыми (ниЖне-среднеюрскими и келловей-оксфордскими) отло­
жениями связаны основные скопления нефти и газа. В этой связи верхне­
юрские сульфатно-галогенные отложения Средней Азии требуют тщательно­
го и всестороннего изучения.
Верхнеюрская галогенная формация развита на огромной территории
Средней Азии от Каспийского моря на западе до Памира на востоке. Вскры·
та она многочисленными скважинами в Б ухаро-Хивинской нефтегазонос­
ной области, в юга-западных отрогах Гиссарского хребта и в Афгано-Тад­
жикской впадине (АТВ). Территория Юга-Западного Таджикистана и
Восточной Туркмении представляет собой соляно-купольные области, с
выходящими на поверхность соляными телами. В первичном залегании
в верхнеюрском разрезе соляно-гипсовые отложения известны в западной
половине региона и в горном обрамлении АТВ. В Юга-З ападном Таджики­
стане до сих пор известны соли лишъ во в торичном залегании. Последнее
обусловило появление различных точек зрения на возраст, генезис солей
и соляных тел [Лучников , 1 981 ] .
Особенности вещественного состава пород галогенной формации, их
геохимическая характеристика позволяют предполагать на территории
региона соляные толщи с различным материнским химическим составом
рапы позднеюрского морского салеродного бассейна или наличие в разрезе
разновозрастных толщ солей. Первое предположение противоречит теории
происхождения эвапорито в , согласно которой соленосные отложения обра·
завались в результате испарения морских вод, а их химический состав оста­
вался неизменным на протяжении всего фанерозоя.
Гипотеза, объясняющая _такие изменения минерального · состава солей
восточной части АТВ (Кулябской мегасинклинал'и) , была высказана одним
из авторов [Лучников, 1 98 1 ] . Согласно этой точке зрения, материнские
34
верхнеюрски_е соляные образования морского генезиса в результате интен­
сивной активизации тектонических движений в древнечетвертичное (куляб­
ское) время переместились в растворенном (рапообразном) состоянии с
глубины (на которой к тому времени залегали верхнеюрские толщи) на
поверхность. Здесь в условиях континента эта рапа повторно образовала
в локальных пониженных участках рельефа толщи солей. Влияние конти­
нентального стока и других факторов (привнос глинистого материала,
поступление сульфат- и гидрекарбонатсодержащих вод и др.) обусловили
изменение химического состава соляных образований.
Гидрагеохимические данные по другим частям АТВ позволяют сомне·­
ваться в универсальности тако(о толкования генезиса соляных тел, ибо:
процент-эквивалентный состав вод надсолевых отложений существенно
отличается от состава вод меж- и подсолевых отложений; высокая минера­
лизация вод меловых отложений отмечается в зоне отсутствия верхнеюр­
ской галогенной формации (Душанбинский прогиб) ; в отложениях неоко­
ма минерализация снижается, а при _вертикальной миграции рассолов из
гаурдакской свиты должна бьmа бы наблюдаться обратная картина.
Следует отметить, что дпя сульфатно-соленосных отложений гаурдак­
ской свиты характерны низкие значения термаградиента - в среднем
1,60 ± 0,47 ° С/100 м. Минимальные значения термаградиента отмечены
в участках , где в разрезе гаурдакской свиты превалируют соли. Высокая
теплопроводность солей, с одной стороны, способствовала охлаждению
подсолевых отложений, замедлению в них процессов катагенетической
трансформации органического вещества (ОВ) пород, а с другой стороны, ­
теплопереносу в надсолевые (мел-палеогеновые) отложения, катагенетичес­
кому иреобразованию заключенного в них ОВ и нафтидогенезу. Низкие
значения термаградиентов (палео- и современных) в сульфатно-галогенных
образованиях гаурдакской свиты являются одной из причин векоторой
растянутости зон катагенеза, выделяемых по комплексу показателей в
подсолевых отложениях. о·ценка температур максимального прогрева отло­
жений гаурдакской свиты неинструментальными методами (например,
по различным формулам , учитывающим палео- и современные геотермичес­
кие параметры) затруднена, так как современный структурный план АТВ
настолько сложен, что не всегда представляется возможным провести
объективные палеотектонические построения, а на их основе и палеетерми­
ческие реконструкции. Сами сульфатно-галогенные породы практически
лишены ОВ. Даже карбонатные прослои среди них, как правило, содержат
весьма низкие (0, 1-0,2%) концентрации ОВ, теснейшим образом связан­
ного с минеральными компонентами пород, что усложняет выделение и
изучение нераствор_имой части ОВ, а следовательно, и определение степени
катагенетической иреобразованности отложений и соответствующих палее­
температур. В этой связи нами предпринята попытка оценки температур
максимального прогрева отложений гаурдакской свиты по результатам
исследования флюидных включений в образцах галита из скважин некото­
рых площадей юга-востока Средней Азии (рис. 1).
Образцы дпя исследований подбирались таким ·образом, чтобы были
изучены и перВ!1!1НЫе, и вторичные соли из различных районов описываемо­
го региона. Отсутствие газово-жидких включений в образцах из площадей
Южный Пушион, Ходжасартис, Сангардак и др., возможно, связано с недо35
Рис.
/.
Схема расположения изученных площадей
J - выходы на nоверхность nород nалеозойского складчатого фундамента ; 2 разломы (а - круnнейшие, б - региональные и локальные) ; 3 - границы структур­
ных злементов (а - nервого nорядка, б - второго nорядка) ; I -Б ешкентский nоо­
гиб; П - мегантиклиналь Юго-З аnадного Гиссара; III - Байсуньский nрогиб; IV ­
Сурхандарьинская мегасинклиналь ; V - Душанбинский nрогиб; VI Кафиринганс­
кое nодняти е ; VII - Вахшский nр огиб; VIII - Обигармское nоднятие; IX - Кулябс­
кая м егасинклиналь ; 4 - изученные nлощади : 1 - Шуртан, 2 - Бабасурхан, 3 - Кызы­
ларыча, 4 - Ляйлякан, S - Баянгора, 6 - Сангардак, 7 - Ренган, 8 - Санглак, 9Южный Пушион, 1 О - Ходжасартис
статочной представительностью кернового материала. В одном и том же
интервале разреза соседние слои могут сильно различаться, например
водяно-прозрачный галит может чередоват_ься с галитом, содержащим
газово-жидкие включения как в крупнокристаллических, так и в мелко­
кристаллических разностях.
Для большинства изученных образцов характерно наличие двухфазовых
газово-жидких включений, часто заполненных твердым ксеногенным
материалом. Расположение их азонально, размеры широко варьируют от
десятков до 200-300 мкм. Включения имеют ч-аще всего неправильную
Температуры гомогенизации газово-жидких включений
в образцах галита
Площадь
Глубина, м
Ренган
Л яйл я кан
Санглак
Баянгора
Кызьmарыча
Б абасу р хан
IIlypтaн
36
1
1
3
1
1
27
4485 -4489
4645-4646
3232- 3233
26 1 8 -2625
2728 -27 32
29 1 6-2924
420-422
3 1 05 - 3 1 1 7
Интервал темnе � атур
гомогенизации, С
85 - 1 00
85 - 1 00
1 00 - 1 20
9 0- 1 60
40-5 0
9 5 - 1 00
25 -40
85 -90
Рис. 2. Типичные rазово·жидкие включения (Ренrан, скв. l )
Дв ух фазовые включения: а , б - водны х растворов (глубина 4485-4489 м)
с террш-енным материалом (глубина 4645 -4646 м )
;
в -
форму (рис. 2) , форма отрицательного кристалла галита встречается лишь
в самых мелких в ключениях (до 20 мкм) .
Для реконструкции теплового режима сульфатно-галогенных отложений
флюидные включения в галите нееледовались методом гомогенизации .
Наблюдение процессов гомогенизации включений проводилось в термока­
мере конструкции Ю.А. Долгова и Л.III . Б азарова [ 1 965] . Использованная
камеfа позволяет определять температуру гомогенизации с точностью
± 2 С . Скорость нагревания ирепарата от комнатной температуры до
температуры гомогенизации включений составляет 0,5- 1 ° С по методике,
разработанной О.И. Петриченко [ 1 973] для минералов галогенных отложе­
ний. Интервалы температур, полученные для изученных образцов, представ­
лены в таблице.
Такич образом, судя по температурам гомогенизации первичных газово­
жидких включений в галите, отложения гаурдакской свиты АТВ прогрева­
лись до 1 20- 1 60° С/мин, что по палеотемпературной шкале [Парпарова и др.,
1 98 1 ] соответствует начальным градаЦиям мезокатагенеза (МК 1 -МК2) . На
эти градации катагенеза можно ориентироваться (при отсутствии других
данных) при оценке катагенетической изменениости подсолевых юрских
отложений. Такого уровня катагенетической изменениости сульфатно-гало­
генные отложения гаурдакской свиты достигли к началу средиего плиоце­
на, т.е. до раДикальной перестройки структурного плана АТВ.
ЛИТЕРАТУРА
Долгов Ю.А . , Базаров Л.Ш. Камера для исследования включений минералообра­
зующих растворов и расплавов при высоких температурах. - В кн. : Минералогиче­
ская термометрия и барометрия. М . : Наука , 1 9 65 , с. 1 37 - 1 4 1 .
Лучников В.С. О генезисе соляных тел солянокупольной о бласти Юго-Западного
Таджикистана. - В кн. : Сrроение и условия формирования месторождений калий­
ных солей. Новосибирск : Наука, 1 98 1 , с. 1 82- 1 8 6 .
Парпарова Г.М. , Неручев С.Г., Жукова А .В. и др. Катагенез и нефтегазоносность.
Л . : Недра, 1 98 1 . 240 с.
Петриченко О.И. Методи досдiджения включень у мiнералах галогенных порiд.
Кiев : Наук. думка, 1 9 7 3 . 92 с.
УдК 5 5 3.632:55 0.4
i
В. Н. А поллонов, А . Г. Ивтов
О СООТНОШЕНИИ АУТИГЕИНОЙ
И АЛЛОТИГЕННОЙ СОСТАВЛЯЮЩИХ В ГАЛОПЕЛИТАХ
Галопелиты являются многокомпонентной горной породой, состоящей
из карбонатов (кальцит, доломит , магнезит) , сульфатов (ангидрит, поли­
галит) , силикатов (хлорит, иллит, калиевый полевой щпат (KПIII) , тал ьк
и др.) , кварца, водорастворимых солей, по рового рассола и ОВ.
Одной из первых. работ, посвященных изучению состава галопелитов
месторождений СССР, бьmа статья Е.А. Я ржемской [ 1954] . В этой рабо ­
т е , н е по терявшей своего значения до настоящего в ремени, минералы
галопелитов подраздел ены на три класса : а) о бломочные - хло рит, слюды,
полевые шпаты, акцессорные минерал ы ; б) минералы химического проис­
хождения - карбонаты, ангидрит и гипс; в) глинистые минералы. Б ьmо
nоказано, что тонкие фракции в породах преобладают. В работе подчерки­
вается различие в минеральном составе галопелитов местороЖдений раз­
ного типа и влияние условий осадканакопления на состав образующихся
минералов. Ангидрит и карбонаты являются аутигеиными о бразованиями ,
М агнезиальность карбонатов увеличивается при смене галитовой стадии
на сил ьвиновую и карналлитовую. Инструментальные возможности не
позволили в то время детально изучить минеральный состав тонких фрак ­
ций галопелитов, но в се же автором на о сновании проведеиных исследо­
ваний бьm сделан важный в ывод о том, что на хи мический состав гидро­
слюд оказывают несомненное влияние концентрация и состав рапы мате­
ринского солероднога бассейна. Оно сказалось в образовании глинистого
минерала с повышенным содержанием щелочных земель И щелочей . Опи­
саны две разновидности кварца. Наряду с угловатыми и полуокатаиными
зернами кварца терригеиного происхождения выявлены новообразования
его nреимущественно в виде ро зеткавидных скоплений или удлиненных
призм с развитыми часто на обоих концах гранями главных ро мбоэдров.
Вслед за Я .Я . Я ржемским [1949] автор предполагает, что образование
вторичного кварца происходит за счет кремневой кислоты, которая в
присутствии хлористых и других легкорастворимых солей коагулирует
и выпадает в твердом виде .
Изучение минерального состава галопелитов сдерживалось трудностями
чисто технического характера и невозможностью выделения мономине­
ральных фракций. С внедрением методов рентгенафазового анализа и
электронной микроскопии появилось много работ, посвященных иссле­
дованию галопелитов различных месторождений. Глины Предкарпатских
месторождений изучались Д.П . Бобровником и В.Г. Юрковой [1 955] ,
П .М . Билонижкой [ 1973; Билонижка, Костин, 1977] , А.И. Поликарпо­
вым [ 1 974] , В.В. Лобановой [1974] , О.И. Петриченко и В .М . Ступницким
[ 1 977] и др. ; Верхнекамского месторождения - Ю.А. Третьяковым [ 1 974],
А.И. Поликарповым, Н.С. Рудашевской и Н.В. М ел ковой [ 1 974] , Старо­
бинекого - О.К. Ляхович [ 1 969] . В большинстве работ подчеркивается
аутигенность ангидрита, карбонатов, кварца. В то же время силикатная
составляющая, несмотря на явно выраженные признаки аутигенеза, по 38
прежнему о бычно именуется терригеиной или кластогенной. Осо бо сле­
дует остановиться на исследованиях П . М . Билонижки, который в одной
из ранних работ [1973] отмечает, что состав глинистых минералов опре­
деляется степенью о солонения бассейна - по мере осолонения происходит
превращение терригеиного ментморилланита и каолинита в гидрослюду
и хлорит. В статье же, посвященной определению возраста гидрослюд
K-Ar методом [ Б илонижка, Костин, 1977] , автор приходит к противо­
положному выводу о том, что основная масса гидрослюд миоценовых
солено сных отложений Предкарпатского краевого прогиба имеет терри­
.
геиное происхождение . .
Комплексное исследование соленосных глин ряда месторождений с
помощью современных методов позволило нам уточнить их минеральный
состав и выявить типаморфны е свойства минералов [Аполлонов и др.,
197 5 , 198 2; Бори сеяков и др., 1981; Иванов и др., 1980]. Бьmа подтверж­
дена зависимость степени магнезиальности карбонатов от концентрации
донной рапы солероднога бассейна.
Выявление прямой зависимости между степенью магнезиал ьности кар­
бонатов и содержанием ангидрита в галопелитах Верхнекамского место­
рождения еще раз пока.зало, что процесс о бессульфачивания морской во­
ды обусловлен реакцией
СаСОзтв + MgS04 p - p ->- СаМg (СО з )2тв + СаS04тв . .
Б ьmо впервые установлено , что одним из главных алюмосиликатных
минералов галопелитов ряда месторождений ·является калиевый полевой
шпат с fiеупорядоченной кристаллической структурой - адуляр. На осно­
вании изучения свойств этого минерала бьm сделан вывод о его аутигеи­
ном происхождении. Б ьmо продолжено изучение кварца галопелитов.
Обнаружено , что зерна кварца из пластов песчаника в калийных залежах
Стебникекого месторождения представлены или хоро шо ограненными
кристаллами , или ксеноморфными зернами с регенерированной поверх­
ностью. Это свидетельствует об агрессивном воздействии рапы на кварц
и в ысокой растворимо сти кремнезема в ней. П ри электронне-микроско­
пическом изучении соленосных глин Стебникекого месторождения пока­
зано, что во фракциях менее 0,001 мм кварц представлен всесторонне
о граненными кристаллами .
В последнее время появилось много работ, где на основании деталь­
ных исследований описаны процессы аутигеино го минералообразования
в галопелитах [Соколов и др ., 1982; Bodine, Staпdaert, 1977; Поликар­
пов и др., 1979, 1981]. Таким образом, основная масса минералов , слагаю­
щих галопелиты имеет явно аутигеиное происхождение . К несомненно
терригеиным (кластогенным) составляющим относятся обломки мине­
ралов и пород, несущие следы выветривания и транспортировки. Но их
доля в боль ши нстве случаев невелика. На поверхности зерен и кристал­
лов терригеиных минералов (в том числе акцессорных) о бычно не обна­
руживается интенсивного воздействия рапы - травления , регенерации,
обрастания новыми минералами . И сключение составляют кварц, калие­
в ые полевые шпаты [Поликарпов и др., 1 981] и обломки вулканических
стекол [Лобанова, 1974]. Нами в шлифах и под электронным микроско­
пом наблюдалось замещени� вулканического стекла калиевым полевым
39
Ри с. 1. Кристаллы калиевого полевого шпата на обломке вулканического стекла.
Сканирующий электронный микроскоп. Ув. 750
шпатом в соленосных песчаниках Стебникекого месторождения (рис. 1 ) .
Своеобразные парагенезисы аутигеиных минералов в соляных породах
поздних стадий rалогенеза описаны Т.Н. Соколовой [Соколова и др ., 1 982] .
Не менее важным является вопрос об источнике материала, о бразовав­
шего глинистые прослои . Считается, что основным поставщиком несоле­
вой части галогенных отложений является суша (карбонатно-rлинистый
шлам рек и пьmь, приносимая ветром) [Валяшко, 1 962] . Но если учесть,
что подстилаюшими бессульфатные месторождения калийных солей отло­
жениями являются мошные пачки ангидрит-доломитовых пород, морское
происхождение которых бесспорно, то для построения сул ьфатно -карбо­
натной части сравнительно маломощных прослоев галопелитов вполне
могло хватить СаС03 , поступаюшего в солеродный бассейн из открытого
моря и выпадав шего на дно в результате испарения, нагрева и высалива­
ния. Источником кремнезема, А! и Fe также могла быть морская вода,
доказательством чему могут служить кремнистые с высоким содержани­
ем Al и Fe морские отложения, а также достаточно широкое развитие
в соляных породах кварца, риннеита, кененита, гидроталькита, гематита
и сульфидов Fe . П ривнос галофобного материала мог о существляться
'( ::\К в виде истинных и коллоидных растворов, так и в виде тонкой в зв еси .
Последняя поставлялась в бассейн реками и эоловым путем, но не обяза­
тельно с берегов испарительной ванны. Большая роль в привносе и расnре­
делении галопелитового м атери ал а принадлежала поверхностным мор­
ским течениям.
Выпадающий на дно осадок при взаимодействии с высококонцентри­
рованной придонной рапой, а в процессе диагенеза - и с захороненными
40
Ри с. 2. Устойчивые соотношения фаз в системе
К� 0-А\2 03 -Si02 -Н2 О
и давлении 1 атм
при
температуре
25 ° С
поровыми растворами, превращался в гало­
пелиты. Тонкодисперсная взвесь глинистых
минералов , реагируя с рапой , насыщенной
по К и Mg , превращалась в иллит и хлорит.
Коллоидная составляющая осадка давала на­
чало минералам, устойчивым в создавшейся
обстановке
полевому шпату, кварцу
или тем же ·слоистым алюмосиликатам.
Непосредственная трансформация слоистых
кристаллических решеток глинистых мине­
ралов в каркасную полевашпатовую едва
ли возможна при низкой температуре.
- б, О
5,0
lf, U J,O - 2,0
Особое положение занимают галопеtg r н, S i O, J
месторождений .
литы
Предкарпатских
Но и здесь по-видимому. роль морской воды в привносе алюмосили­
катнаго материала была достаточно велика. Поступающая в соле­
родный бассейн морская вода могла быть обогащена растворенным или
коллоидным алюмосиликатным мат ериалом за сче т взаимодействия с
продуктами подводных излияний лавы и вулканическим пеплом. О высо­
кой концентрации кремнезема в рапе свиде тельствуют прослои кремнис­
тых пород в разрезе Стебникекого месторождения [Кудрявцев , 1 977] .
Необходимо о т метить постоянное присут ствие органики в прослоях
галопелитов. Наиболее вероятное объяснение этому - обильное развитие
планктона в периоды существования поверхностного слоя разбавленной
морской воды. Скелеты о тмирающих организмов, сложенные аморф­
Ны!\.; кремнеземом или карбонатом Са ,под воздействием высококонцент ­
рированной рапы перекри сталлизовываются с образованием аутигеиных
минералов галопелитов . Многочисленные пустоты от выщелачивания
раковин микроорганизмов бьmи обнаружены нами при электронна -микро­
скопическом изучении кремнистых прослоев в галопелитах Стебникекого
месторождения . В .А . Вахрамеевой [ 1 9 5 6] описано замещение арагонито­
вого вещества раковин гипсом в донных о тложениях Кара-Богаз-Гола.
По данным В.В. Трубчанинова и В .Ф . Волынца [ 1 982] , состав углеводородов
из прослоев галопелитов Верхнекамского месторождения характерен для ус­
ловий морского осадканакопления с обильным развитием фи топланктона.
П роведеиное минералогическое и сследование показал а , что для гало­
пелитов изученных месторождений крайне ограничен набор главных по­
родообразующих силикатных минералов - иллит , калиевый полевой
шпат, хлорит и кварц. В них не обнаруживаются глинистые минералы,
характерные для продуктов выветривания и нормальных морских осад­
ков . Эта особенность становится понятной при рассмотрении диаграмм
равновесия, наиболее ишроко распространенных породообразующих ми­
нералов с природными растворами, построенных Хелгесоном [Helgeson ,
1 969] по методике Гаррелса и Крайста [ 1 9 68] (рис. 2) . Как видно из
диаграммы, точки состава поровых растворов галопелитов располагают-
-
-
41
ся в штях устойчивости гИдраслюды и калиевого полевого шпата, в ыше
полей устойчивости каолинита, ги ббси та и монт мориллонита. Следова­
тельно , термодинамически й расчет показывае т , что о сновные сили кат­
ные минералы галопел итов находят ся в состоянии , бли зком к равновес­
ному с поровыми растворами , которые по свои м геохимически м харак­
тери стикам являю т ся захороненной рапой салеродного бассейна.
Различными и сследователями бьmа экспериментал ьно доказана воз­
можность образовани·я в сех породообразующих силикатных ми нералов,
°
характ ерных для галопел итов , в услов и ях ни зких температур (до 80 С )
и ат мосферном давлении . Б ыл и синт ези рованы кварц, кал и евые поле­
вые шпаты [Тlehmig , l977] , минералы группы ги дрослюд [Harder, l 974] ,
разл ичные хлориты [Harder, 1 978 ; и др.] . При этом еди нственным мето­
дом , который приводил к успешному синтезу, являлся метод синтеза
к ри сталлов и з гелей гидраоки слов различных злементов .
Таким о бразом, состав галопел итов месторо ждени й различных типов
специфичен, меняет ся по мере разв ития процесса галогенеза. Это не мо ·
жет быть объяснено разли чиями в геологическом строении регионов и
характ ером сноси мого с берегов терри геиного материала. П реобладаю­
щая масса минералов галопели тов и мее т аути геиное про и схождени е . В зна­
чительной степени по ставщи ком матери ала служила морская вода. В райо­
нах активной синхронной вулканической дея тельно сти морская вода
могла быт ь обогащена растворенными Si, Al и Fe.
ЛИТЕРАТУРА
А поллонов В.Н. , Барса1юв Г.П. , Бл инов В.А . и др . О полев о м шпате га.11 о пслитов
В ерхнекамского месторождения. - дА Н СССР, 1 975 . выл. 2 2 5 , NQ 4. с. 908 - 9 1 О.
А поллонов В .Н. , Кудрявцева Г.П. , Сергеева Н.Е. О кв арце галогенных по ро д Стеб­
никекого м есторождения . - Минерал. сб., 1 98 2 . т. 3 6 , выл. 1 , с. 92-- 9 5 .
Билонижка П.М. Некоторые о собенносrn минерального состава ш и н нижнемо­
лассов ы х отложений П рикарпатья . - В кн . : Вопросы литологии и петрографии . Львов :
И зд-во Львов. ун-та, 1 97 3 , кн. 2, с. 1 1 3 - 1 20.
Билонижка П.М. , Ко стин В.А . О прои схождении гидрослюд из соленосных отло­
жени!! П редкарпатского прогиба (по данным определения их абсолютного во зрас­
та) . - В к н . : Геология и геохимия солено сных формаций У к раины. Киев : Нау к.
думка, 1 97 7 , с. 5 3 -65 .
Бо бровник Д.П., Юркова В.Г. К минералогии глин в о ротыщенской серии П ред­
карпатья. - В кн. : Вопросы мИнералогии осадо чных образований. Львов : Изд-во
Льв о в . ун-та, 1 95 5 , кн. 2. с. 1 7 5 - 1 8 8 .
Борисенков В.И., А поллонов В.Н., Иванов А . Г. Со став галопелитов Верхнекам­
ского калийного м е сторождения как геохимический показатель палеоусловий раз­
виrnя салеродного бассейна. - В кн.: Строение и условия формирования месторож­
дений калийных солей. Новосибирск: Наука, 1 98 1 , с. 1 1 0- 1 1 8 .
Валяшко М.Г. Гео хи мические закономерности формирования месторождений
калийных солей. М . : И'Щ-ВIJ МГУ , 1 96 2 . 397 с.
Вахрам еева В.А. К минералогии и петрографии соляных отложений залив а Кара­
Богаз-Го л . - Тр. В Н И И Г , 1 95 6 , выл. 32, с. 56-67 .
Гаррелс Р. М., Крайст Ч.Л. Растворы, минералы, равновеси я . М . : Мир. 1 96 8 . 367 с.
Иванов А . Г. , А пОЛJ/ОНОв В.Н. , Борисенков В.И. М инеральные параrенсзиrы rа­
лопелитов в отложениях калийных солей. - ДАН СССР, 1 98 0 , т. 2 5 3 , NQ 2 , с. 469472.
Кудрявцев Ю.Е. Кремнистые породы в отложениях в ерхиево ротыщенской свиты
П редкарпатья. - В кн. : Геология и геохи мия соленосных формаций У к раины. Киев :
Н ау к . думка, 1 97 7 , с. 3 1 -34.
42
Лобанова В.В. К петрографии Борисnавекого калийного место рождения. - В к н . :
Петрография галогенных пород. Л . : В НИИ Г , 1 97 4 . с. 5 2-64.
Ляхович О.К. Вещественный состав галопелитов Старобинекого месторождения. В кн . : Геология и петрография калийных солей Белоруссии. Минск: АН БССР, 1 969,
с. 301 - 3 3 2 .
Петриченко О.И. , Сrупницкий · В.М. Результаты изучения пелитовой примеси в
калийных породах юго-во сточного П редкарпатъя. - В кн.: Геология и гео химия
соnеносных формаиий Украины. Киев : Наук. думка, 1 97 7 , с. 42-48.
Пол и карпов А . И. О некоторых минералогических особенностях и прои схожде­
нии терри геиных и гаnогенно-терригенных пород Восточного поля Гоnыни Каnуш­
Гоnынского месторождения калийных солей . - Тр. В Н И И Г , 1 974, вып. 6 8 , с. 65- 72.
Пол икарпов А . И., Поляковекий В.Я. , Мелкова Н.В. О значении аутигеиных ка­
лийных полевых шпатов в породах соляно-мергельной толщи Верхнекамского ка­
лийноГо месторождения . - Зап. ВМО, 1 979, с. 1 08 , вьш. 4, с. 46 1 - 475 .
Поли карпов А .И. , Петров Е. В., Поляковекий В.Я., Тол качев М.Д. Калиевые поnе­
вые шпаты в породах галогенных формаций (на примере Верхнекамского и Старо­
бинекого месторождений ) . - Минерал. жури . . 1 98 1 , т. 3, Ng 4, с. 34-45.
Пол и карпов А .И., Руда шевская Н.С.. • Мел кова Н.В. О составе глинистых форма­
ций пород калиеносной части разреза Паn ашерекого участка Верхнекамского место­
рождения. - В кн . : Геология месторо ждений калийных солей и изменчивость и х
СВОЙ СТВ . Л . : В Н И И Г . 1 974, С . 9-1 8.
Соколова Т.Н. , Нрмаков ВА .. Гребенников Н.П. Специ фика аутигеиного силикат­
ного минералоо бразования на высоких стадИях осоnонения. - В кн . : Новые данные
по геологии, гео химии , подземным водам и полезным ископаемым соленосных бас­
сейнов . Новоси би рск : Наука, 1 982, с. 1 0 1 - 1 1 l .
Третья ков Ю.А . Состав карбо натов и гидрослюд в отложениях зон разубоживания
Верхнекамского месторождения. - В кн . : Геология месторождений калийных солей
и изменчивость их свойств . Л . : Недра, 1 97 4 , с. 86-95 .
Трубчанююв В.В .. Вол ынец В.Ф. Образование молекулярного азота в соnеносных
отложени я х . - В кн. : Нефтегазоно сно сть регионов древнего соленакопления. Ново­
си би рск : Наука, 1 982, с. 1 5 7 - 1 6 2 .
Яржем екая Е.А . Вешественный состав гаnопеnитов . - В кн.: Материалы п о петро­
графии районов соленакопления . Л . : Госхими здат, 1 954, с. 260- 3 1 4 .
Яржем екий Я.Я. О вторичном кварце в галитовых породах. = ДАН СССР, 1 949,
т. 66 . Ng 5, с. 91 5 -91 8 .
Воdiпе М. W. , Staпdert R.R. Clorite and illite compositions from Upper Silнrian rock
s1ats, Reti-of, New York . - C1ay s and С1ау Miner . , 1 97 7 , vo1. 25 , N 1 , S. 5 7 -7 1 .
Harder Н. lllite mineral syntesis a t surface temperatures . - Cl1em . geol . , 1 97 4 , vo1. 1 4 ,
р . 24 1 -25 3 .
Harder Н. Syntesen von Tonnmineralen unter spezieller Beriick-sicht igung . - Schrit'tenr.
gcol. Wiss . , Berlin , 1 97 8 , vol . 1 1 , S . 5 1 -7 8 .
Helgesoп Н.С. Evaluation o f i rreversiЬle reactions i n geochemical proccsscs. - Geochim .
et cosmochim . acta, 1 968 , vol . 3 2, N 8 , р. 85 3 - 87 7 .
71ehmig W. Thc syntesis of feldspars a t tcmperatures bet weeп О - 80° С . - Contribs Mi­
ncral. and Petrol., 1 97 7 , vol. 65, N 1 , р . 1 - 9 .
43
УДК 549.45 1 . 1 .2 : 5 3 5 .34
В. Н. Аполл онов, Д.Г. Ко щуг
ИССЛЕДОВАНИЕ ОКРАСКИ ГАЛИТА
И СИЛЬВИНА КАЛИЙНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Окраска галита и сильвина, ведущих соляных минералов, является в аж­
нейiiШм типаморфным свойством. Изучение окраски наряду с изучением
состава (осо бенно примесей Br и др.) и морфологии этих минералов дает
большую инфо рмацию о б условиях, существовавiiШх в бассейнах соле­
накоппения и процессах днагенетической перекристаллизации . Окраска
является важным диагностическим свойством и мо жет служить в целях
ко рреляции разрезов и при изучении фациальных изменений калийных
пластов . Она не утратила своего значения как наиболее экспрессный поис­
ковый признак на калийные соли .
Галит. Наиболее распространенные окраски галита - синяя и фиолето­
в ая , различНых оттенков и интенсивности ; розовая , красная и буроватая ,
серая , молочно-белая . Чаше в сего галит бесцветен.
Кристаллы галита без дефектов к ристаллической решетки и включе­
ний посторонних фаз прозрачны в видимой о бпасти спектра и в значитель­
ных частях ультрафиолетовой и инфракрасной о бп астей .
П ричина синей и фиолетовой окраски природного галита интенсивно
изучалась минералогами и физиками до 5 0-х годов нашего столетия . Обзор
иссл�дований приведен в монографии К. ПIIШбрама [ 1 959] , где даны
четкие до казательства радиационного п� исхождения этого типа окраски .
Источником радиации служит �-распад 0 К . На рис . 1 приведсны спектры
логлощения каменной соли различных место ро ждений СССР (исследова­
ние велось на двухлучевом спектрафотометре Specord UY-Y/S при ком­
натной температуре на о бразцах в виде спайных пластинок толщиной
0 ,5 - 1 мм) . Сравнение спектров показывает независимость цвета и интен­
сивности, окраски от возраста место ро ждения и парагенетических ассо­
циаций. Фиолетовый галит и меет в видимой части полосу логлощения
1 7 320 см-1 (578 нм) , голубой - интенсивную полосу логлощения
1 6 5 00 см-1 (606 нм) , густо-синие галиты поглощают при 1 5 600 см- 1
( 640 нм) , 1 8 720 см-1 (534 нм) , 2240-23 080 см- 1 (450-433 нм) ,
25 800-269 900 см - 1 (388-372 нм ) .
Эти полосы . как правило , отмечаются у радиационно-<Jкрашенных крис­
таллов каменной соли и о бы чно приписываются дефектам кристалличе­
ской решетки типа F-uентров [ПIIШ брам , J 95 9 ; Сен-Жам, 1 95 8 ] .
Полоса около 640 нм в большинстве работ о бъясняется ло глощением
света коллоидными частицами . о бразующи миен в кристаллах галита в
результате коагуляции F -центров . Коллоидные частицы состоят из агрега­
тов атомов металлического Na разме ром 60-80 пм [Пшибрам, J 959;
Сен-Жам , 1 95 8 ] .
Нами проведено специальное исследование наиболее интенсивно окра­
шенных в синий цвет кристаллов галита из пестрых сил ьвинитов Верхне­
камского месторождения . Блоки из кристаллов толщиной более 0,5 мм
имеют густо-l:инюю, почти черную окраску с коричиево-шоколадным
44
1
JJJ
IIJJ
J85
1
2
J
'1
J
5
7
8
Рис.
1. Сnектры поглощения галита различных месторождений
кое
(5
Место рождение, цвет галит а : 1 - Индерское, бледно-фиолетов ый ; 2 - Стебникс­
кое, фиолетовый ; 3 - Старобинское, синий ; 4 - Непское, t·олубой ; 5 - 6 - Стебникс­
- бледно-голубой, 6 - интенсивно-голубой ) ; 7 -9 - В е р х н екамское
ний , 8 - почти черный с коричневым оттенкuм, 9
после рентt·еновскuго облуч ениn)
-
(7
-
си­
бесцв�тный ( " шпатовая с о л ь " )
\
1 979] . Для ни х особенно характерна интенсивная полоса ло глощения около 640 нм. Каменная соль с подо бным
типом ок раски отмечалась П шибрамом ( 1 958] в Страсфурте (Леопольд­
схалль) , А.М . Пустыл ьни ков ы м [ 1 97 5 ] в к е м брий ски х сол я н ы х отложе­
оттенко м
ниях
[ Аполлонов
Восточной
и др . ,
Сибири . Нами о бразцы подобной соли бьmи в ст речены
также на Ста ро би неком место ро ждении .
Энсктр() н н о - ми к рОL'КОIJИ ческос
_ро в а н н ы х
р<t змеров _
что
пш юса
золото м ,
не
отв етств е н н ы х · за
F -нснт рами .
J Ю iл о шени·я
Сравпение спе ктров
И l'l'J J сдование
обн<�rужило
640
ок раl'ку .
нм
в
скшюн
п рисутствия
П о этому
данном
можно
случае
r а н ита ,
частиц
дскори­
коллоидных
n редположить.
также
обусловлена
rюпюшснин в ри родных о к р<t ш е н н ы х к ри сталлов
J aJ J итa со снектrо м гаJJита . о к rа ше нно го в желтый цв ет с nо мощью рент­
генов l'ко J·о о бл учения ( а нал о r ичные снсктrы нолучены нами 110д действи­
см 1 · а м м а - и ней т ро шю r·о облучения ) . nоказывае т . что возникающие не45
посредственно при облучении F-центры претерпевают значительные видо­
изменения за счет в заимодействия друг с другом и с дефектами кристал­
лической ре шетки . Накапливаются наиболее устойчивые центры .
Давно отмечено . что сине-фиолетовая окраска галита появляется толь­
ко в том случае , если этот мине рал находится в непосредственном кон­
такте с калийными солями. Этот факт служит поисковым признаком
на калийную минерализацию в соляных отложениях и является доказа­
тельством радиационной природы этого типа окраски . Однако отсутствие
подобной ок раски у галита не говорит об отсутствии калийной минера­
ли зации . Многоqи сленные мак ро- и микронаблюдения показывают, что в
сине -фиолетовые цвета ок рашены лишь те зерна галита, которые не окра­
шены в другие цвета. т.е . п розрачные и бесцветные . Ярким примерам
может служить Верхнекамское месторождение , где фиолетовая и синяя
окраска галита весьма характерна. Здесь никогда не наблюдается сине­
фиолетовой окраски у перистого галита, хотя он постоянно контактирует
с сил ьвином в пластах красных и полосчатых сильвинито в .
Разновидностями галита, в которых оказыв ается устойчивой радиацион­
ная окраска, могут быть и первичные галиты, возможно частично пере­
кри сталлизованные при диагенезе , и галиты явно в торичного происхо жде ­
ния . Прив едем примеры некоторых калийных ме сторождений.
1 . Пестрые сильвиниты Верхнекамского месторождения , представлен­
ные изумительно к расочной к рупно- и гигантозернистой породой галит­
сильвинового состава . Сильвин мелочно-белый , иногда с к расными каем­
ками . Галит водяно-прозрачный с синими и фиолетовыми пятнами и раз­
водами различной густоты. На других месторождениях (Старобинское,
Непское) породы сходного о блика распростране�ы незначительно .
2. Зернистые водяно-прозрачные галиты ("в ы саливания") Верхнекам­
ского месторождения окрашены неравномерно в светло -голубые оттенки
в некоторых прослоях пластов Кр 11 и А Б .
3 . Включения галита в зернах калийных минералов , возникаюшие в
результате собирательной перекристаллизации . Размер включений от де ­
сятых долей до нескольких миллиметров . Иногда при густой в краплен­
нести мелких ок рашенных в ключений, возникает о бманчивое впечатле­
ние о синей окраске сильвина. Наблюдаются на в сех калийных месторож­
дениях.
4. Галиты мономинеральных и полиминерал ьных (с сильвином, кар­
наплитом или другими минералами) прожилков в калийных пластах или
в прослоях глин среди них. Окрашены бывают как волокнистые , так и
зернистые разности . Осо бенно распространен окрашенный прожилкавый
галит в соленосных брекчиях предкарпатских месторождений .
Необходимо отметить редкость сине-фиолетового галита в калийных
пластах Непскоrо и Индерского месторождений, несмотря на то, что там
о бычны бесцветные прозрачные разности этого минерала.
Приуроненнасть описьтаемоИ о краски только к о пределенным разнос­
тям галита обусловлена, скорее в сего, тем, что в зернах галита, содержа­
щих включения или дефекты кристаллической решетки, возникающие
центры окраски оказываютел неустойчивыми. Доказательством этого
служат бесцветные ореолы вокруг включений и малоугловых границ
в синем галите.
46
Окраска внутри зерен располагается обычно неравномерно в виде пятен,
полос ; часто обнаруживается зональное или решетчатое распределение
окраски . Это связывается с неравномерным распределением дефектов решет­
ки (в том числе элементов-примесей) , возникшим в проuессе роста, пере­
кристаллизации и деформации зерен [ П шибрам, 1 958] .
Окраска галита желтых, красных и бурых оттенков часто наблюдает­
ся как среди калиеносных горизонтов, так и в пределах подстилаюших
и перекрываюших m1астов каменной соли. Окраска обусловлена в клю:
чением мельчайших кристаллов гематита. Механизм образования этих
включений недостаточно изучен. Предполагается, что источником гема­
тита могли быть прослои карпаллита и сильвина, при растворении кото­
рых (и на месте их) отлагался галит. Однако во многих случаях это объяс­
нение неприемлемо, например, для пропластков галита с равномерным
желтоватым окрашиванием или при образовании жильного шестоватого
красного галита в глинисто-мергелистых прослоях.
Б елая окраска галита обусловлена скоплениями газово-жидких в клю­
чений, захваченных в процессе роста зерен или в результате дефQрмаций.
Жидкие в ключения подчеркивают текстурно-структурные особенности
галитовых пород, поэтому можно предположить, что захват в ключений
растушими кристаллами и образование морфологических разновидностей
галита тесно связаны с условиями кристаллизации. Изучение петрогра­
фии ископаемых солей, процессов соленакоппения в современных озерах
и экспериментальные исследования показали [Валяшко, 1 9 62 и др. ; Дзенс­
Литовский, 1 945 ; Дубинина, 1 95 4 ; Вахрамеева, 1976; Рауп, 1 973] , что
первичная кристаллизация может происхоrопь на поверхности солерод­
наго бассейна, в толще р �пы или на дне водоема. Следует отметить, что
галит, как и другие растворимые соли, легко подвергается процессам
перекристаллизации с укрупнением бездефектных крупных зерен за счет
растворения мелких или дефектных. П ри этом идет самоочишение зерен
от различного типа дефектов и в ключений. Перекристаллизация начина­
ется одновременно с седиментацией и продолжается в течение всей исто­
рии месторождения, усиливается при интенсивных тектонических напря­
жениях и повышении температуры. В большинстве случаев признаки пер­
вично-седиментационных структур в зернах смазываются. Поэтому от­
несение по реликтам сохранившихся структур, обусловленных включе­
ниями, галитовых пород к различным генетическим типам может быть
достаточно субъективным. Необходимо отметить, что образование скелет­
НЬIХ кристаллов может происходить не только при "первичной" кристал­
лизации из рапы, но и при дНагенетических процессах. В горной породе
любого происхождения можно обнаружить зерна различных минералов
с ритмичнозональным расположением включений.
На Верхнекамском месторождении широко распространены просi!ои
галита с перистой структурой зерен. Мы не останавливаемся на их харак­
теристике, поскольку они детально описаны в многочисленных работах.
Галит такого же типа обычен на других месторождениях калийных солей,
особенно бессульфатного типа (Б елоруссия, Канада) . Бесспорным дока­
зательством придонной кристаллизации является крупный размер зерен
(до 1 см и более) . Параллельно-шестоватое строение агрегатов с ориента­
цией зерен в доль оси третьего порядка нормал-ьно поверхности наШI-асто47
вания слоев свидетельствует о влиянии механизма кристаллизации с гео­
метрическим отбором [Леммлейн, 1945 ; и др.] . Такая текстура могла
возникнуть только в том случае, если рост зерен шел на поверхности дна;
количественная оценка роли лодочек и кубических частиц, · падавших
на дно, как поставшиков зародышей не может быть сделана. Согласно
М .Г. Валяшко, ритмичнозональное строение перистого галита обусловле­
но неравномерным поступлением питающего вещества в течение суток.
На объяснении причины подобного же ритмичнозонального строения ло­
дочек и скелетных кубических зародышей авторы обычно не останав­
ливаются [Ковалевич, 1978] . Основываясь на том, что практически во
в сех природных минеральных парагенезисах и в искусственно выращен­
ных кристаллах можно наблюдать ритмичнозональное строение, нами
[Аполлонов, 1 980] бьmо сделано предположение, что такая ритмичность
обусловлена не периодическим изменением свойств материнской среды
(температура, состав, давление и т.д.) , а ростом кристаллов в условиях
диффузионного питания при отсутствии конвекции.
Подтверждением этому является ритмичное строение кристаллов га­
лита, в ыросших в рассолах заброшенных горных в ыработок или в ыра­
щенных искусственно [Петриченко , 1 977] .
В последнее время начали широко применять данные изучения состава
и свойств в ключений в соляных минералах, особенно в галите, для выяс­
нения условий формирования галогенных пород (состав и температура
рапы, глубина бассейна) . При этом, так же как и в термабарагеохимии
эндогенных минералов, не учитываются многие особенности механизма
включений и их преобраэования. Перечислим наиболее важные особеннос­
ти изучения в ключений : 1 - оценка первичности и вторичности включе­
ний имеет субъективный характер; 2
исключается генетическая связь
твердых в ключений с жидкими и газово-жидкими ; 3 - не учитывается
изменение состава и физико-химических свойств включений при их коа­
лесценции .или расшнуровывании ; 4
игнорируется зависимость физико­
химических свойств включений от их размера. Некоторые вопросы термо­
динамики захвата и перераспределения примесей кристаллами были рас­
смотрены нами ранее [Аполлонов, 1 97 6б] .
Серая (до черной) окраска галита связана с в ключениями сульфидов
Fe, пелитовага материала и (или) органического вещества. Как и в дру­
гих случаЯх, этnт тип окраски характерен для определенных прослоев
галита и может быть использован в целях корреляции разрезов .
Сильвии. Для сильвина характерны два типа окраски - молочио-белая
и красновато-бурых оттенков. Значительно реже наблюдаются бесцвет­
ные прозрачные разности (на Непском месторождении преобладает бес­
цветный полупрозрачный сильвин) .
Молочио-белая окраска сильвина обусловлена мельчайшими включе­
ниями галита, в меньшей степени газово-жидкими.. Д'Ансом и Кюном
[Дубинина, 1 9 5 4] в 1 мм3 мутно-белого сильвина подсчитано 2250 крис­
талликов галита кубической формы с длиной ребра до 30 мкм. Включе­
ния галита часто сопровождаются газовым пузырьком. Во многих слу­
чаях у зерен молочио-белого сильвина наблЮдается полупрозрачная зона,
содержащая редкие, но более крупные ( 1 -2 мм) в ключения галита, ко­
торые возникают в результате собирательной перекристаллизации мел-
-
48
ких. в ключений. Предполагаются два механизма образования в ключений
галита в сильвине (Дубинина, 1 954] - захват в процессе роста и распад
твердого раствора галита в сильвине. Ано мально высокое внутреннее
давление в газовых в ключениях сильвина ( 30-280 атм) поставило под
сомнение
возможность
седиментационной
кристаллизации сильвина
[Петриченко, 1 97 7 ; Ковалевич, 1 978] . При изучении сильвинов Верхне­
камского и других месторождений бьmо установлено, что этот минерал
постоянно содержит в виде изоморфной примеси ион аммония [Аполло­
нов, 1 976а, 1 982] . Так как основные составляющие микровключенных
и свободных газов калийных месторождений представлены азотом и во­
дородом [Несмелова, 1 9 5 9 ] , а наиболее газонасыщенными являются
пласты пород с наиболее в ысоким содержанием аммония в сильвине
(и карналлите), нами бьmо сделано предположение о· том, что азот и водо­
род могут образовываться в результате реакции радиолиза иона аммония
[ Аполлонов, 1 982] . В дальнейшем азот и
nод действием �-распада4 0 К
водород или покидают зерна минералов , образуя свободные газы, или
скапливаются внутри зерен, создавая в ключения с высоким внутренним
давлением.
Сильвины наиболее часто окрашены в красный цвет различных оттен­
ков и интенсивности - от светлых розовых до темных кирпично-красных.
Как показали петрографические, рентгеновские и электронна-микроско­
пические исследования, причиной окраски являются мельчайшие хорошо
ограненные кристаллики гематита (Дубинина, 1 969 f . Окраска в преде­
лах зерен распределена неравномерно. На Верхнекамском месторождении
в красных сильвинитах - наиболее яркоокрашенными бывают внешние
зоны зерен . Наблюдается и о братная зональность. Границы зон обычно
расплывчатые. Если причина красной окраски уетановлена четко, то в
объяснении парагенезиса сильвин-гематит много неясного. На это сущест­
в ует несколько точек зрения .
1 . Сильвин образовался за счет разложения карналлита и унаследовал
содержащиеся в нем в ключения [Разумовская, 1 927] .
2 . Непосредственный захв·ат кристаллизующимися зернами гидроокисиого
золя Fe из материнской рапы [Дубинина, 1969 ] .
3 . Внедрение окрашивающих компонентов гётитового и гематитового
состава из галопелитового вещества в зерна сильвина [ Я ржемский, 1 9 6 7 ] .
Однако эти предположения необъяснимы с позиций физической химии
и противоречат многим наблюдаемым фактам. При вторичной кристалли­
зации сильвина из рассола, полученного растворением красного карналли­
та, вновь образующиеся зерна сильвина .не захватывают пигмент. Волок­
нистые сильвин и галит, образующие прожилки в галопелитах, не могли
образоваться за счет карналлита. Непонятно , почему захватывают крася­
щее вещество и менно калийные минералы - кариаллит, сильвин, поли га­
лит, каинит и в то же в�емя особняком стоит ленгбейнит . На эти вопросы
пока нет ответа .
Необходимо подчеркнуть связь о краски сильвина с другими типаморф­
ными свойствами этого минерала. Неоднократно отмечалось, что молоч­
ио-белые разности богаче Br, чем красные (Illл еймович, 1 9 76 ; Лупииович
и др., 1 97 6 ] . К этому нужно добавить, что слои светлоокрашенного силь­
вина в сегда более крупнозернисты, чем темноокрашенные. В пластах Кр II
'
4 . З ак . 2 0 2
и АБ Верхнекамского месторождения наблюдается чередование прослоев
светлоокрашенного, богатого Br сильвина с прослоями темно-красных,
обедненных Br. Это исключает воздействие наложенных проце ссов и ука­
зывает на то, что в се указанные признаки являются следствием условий
кристаллизации, существовав ши х в салеродном бассейне. Необходимым
условием для образования прослоев сильвина с различными типаморф­
ными свойствами, как мы предполагаем, является значительная глубина
бассейна с расслоенной по плотности (концентрации) рапой. Слои рапы
различались по содержанию как макро-, так и микрокомпонентов . Приуро­
ченность повышенных содержаний сероводорода к пластам пестрых силь­
винитов [Вахрамеев а, 1 964; Земсков , Полянина, 1 979] может свидетель­
ствовать о том, что молочио-беЛые сильвины кристаллизовались в слое
рапы с сероводородным заражением и не содержащим в следствие этого
растворимых соединений F e . Наблюдаемая смена минерального состава
слоев карналлит + галит - молочио-белый сильвин + галит - красный
сильвин + галит - галит в зон.ах разубоживания или в периферийных
частях Верхнекамского месторождения говорит ,о том, что кристалли­
зация шла в условиях расчлененногq дна бассейна.
Светлая окраска основной массы сильвина и карналлита Нелекого
месторождения (Восточная Сибирь) свидетельствует об отсутствии· в
рапе бассейна растворенных соединеtшй Fe. вследствие сероводородного
заражения .
Бесцветные прозрачные разности сильвина довольно редки (по срав­
нению с галитом) . Они образуются в результате перекристаллизации и
укрупнения в кл ючений зерен rалита. На Верхнекамском месторожде ­
нии наблюдаются бесцветные каемки с относительно крупными в клю­
чениями галита вокруг зерен молочио-белого сильвина в пестрых силь­
винитах. На Индерском месторождении часто в стречаются бло ки водяно­
прозрачного сильвина размером более 1 00 см3 с рассеянными в ключе­
ниями галита (обычно синего цвета) размером 1 -2 мм3 .
Радиационная о краска природного сильвина, насколько нам известно ,
пока никем не отмечена. Это связано с неустойчивостью центров окраски
в сильвине . Окрашенные под действием '}'-излучения прозрачные кристал­
лы из Индерского ме сторождения в яркий сине-фиолетовый цвет пол­
ностью обесцвечивались в темноте при комнатной температуре через 50 сут
[Аполлонов , Кощуг, 1982 ] .
Используя прозрачность галита и сильвина в инфракрасном диапазоне
длин волн и селективность логлощения минералов-в ключений , авторы
разработали методику экспрессного определения малых количеств тонко­
дисперсных примесей методом ИК-спектроскопии .
Для определения состав а в кл ючений химическим, рентгеновским и
термическим методами необходимо получение относительно больших
навесок, что сопряжено с большими затратами времени на отмывку от
солей. При этом неизбежны потери минералов , гидролиз и растворение
(например, ангидрита) , загрязнение их. Применение метода ИК-спектро­
скопии позволяет избежать эти операции.
Для анализа сильвина и галита бьmа использована способность галоге­
нидов приобретать пластичность под давлением. Так , из непрозрачных
кристаллов и рыхлых агрегатов после дробления до 1 -3 мм прессовались
50
Рис. 2.
37
Рис.
Инфракрасные спектры rалита различных месторождений
2ti
21
3. Инфракрасные спектры сильвива различных месторождений
таблетки толщиной в 1 -5 мм. Запрессовка проводилась при давлении
8000 кг/см2 в течение 3 -5 ми н .
В случае крупных, достаточно прозрачных кристаллов выкалывались
пластинки по плоскостям слойности толщиной от 2 до 1 О мм. Из плотных
же прозрачных и полупрозрачных агрегатов изготавливались путем рас­
пиловки и шлифования плоскопараллельные пластинки.
Инфракрасные спектры галита. В ИК -спектре светло-серой, прозрач­
ной спайной пластинки (толщиной 1 0 мм) шпатовой соли Верхнекам­
ского месторождения наблюдаются четкие полосы поглощения (рис. 2 ,
кривая 1 ) , характерные для ангидрита (60()_, 675, 1 1 20 и 1 1 60 с м 1 ) , ме51
нее выраженные полосы поглощения доломита (88 5 и 1 460 см- 1 ) и вклю­
чений молекулярной воды ( 1 635 и 3440 см-1 ) .
По ИК-спектру (см. ри с. 2 , кривая 2) темно-си ней, непрозрачной спай­
ной пластинки галита (толщиной 2 мм) и з пестрых сильв ини тов Верхне­
камского месторождения можно суди ть только о небольшом коли-честве
включений воды. Отсюда в и дно , что центры о краски не поглощают в инфра­
красной области его спектра.
Инфракрасные спектры сильвина. В спектре (ри с. 3, кривая 1) бесцвет­
ного водяно-црозрачного сильв ина Индерского месторождени я (спайная
пластина толщиной 0,5 см) четко фи ксируются полосы поrлощенИя аммо­
ния 3 1 30 , 3030, 2800 и 1 4 1 0 см- 1 [Накамото , 1 966] , и зоморфно входя­
щеr:о в решетку. минерала [Аполлонов , 1 976а] . В спектре (см. ри с. 3 ,
кри вая 2 ) молочио-белого непрозрачного сильвина (спайная пластинка
толщиной 1 мм) , кроме полос аммония, проявляются интенсивные поло­
сы поглощения воды. В спектрах сильви нов Стебни кекого (таблетка
толщиной 1 ,5 мм и з мелкозерни стого серовато-розового сИльв ина, см.
ри с. 3, кривая 3) , Староби некого (таблетка толщи ной 1 ,5 мм из крупно­
зернистого розового сильви на, см. ри с. 3, кривая 4) и Верхнекамского
(таблетка толщиной 1 ,5 мм, см. ри с. 3, крив ая 5) месторождений, поми мо
полос потлощения аммония и воды, наблюдаются слабовыраженные поло­
сы поглощени я в диапазоне . 400- 1 200 см- 1 ми нералов галопели тового
комплекса (сульфаты, карбонаты, сили каты) и более четкие полосы (осо­
бенно для последнего образца) с частотами 405 , 450, 527 и 650 см- 1 . Э ти
полосы связаны с поглощением красного красящего пи гмента сильви нов мельчайши х кри сталли ков гематита [Дубини на, 1 969] ; ИК-спектры водо­
нераствори мого состава темно-красного сильвина, по данным рентгено­
фазового анал иза, являющегося чистым гематитом, и меют те же полосы
поглощения . В ИК-спектрах прозрачного сильвина Непского месторож­
дения не наблюдается полос поrлощения иона аммония. Это может св и­
детельствовать л и бо о его отсутств ии в рапе бассейна, ли бо о полном
разрушении в результате радиоли за.
Таки м образом, можно отмети ть теснейшую связь окраски гали та с
структурными
други ми · типаморфными свойствами эти х минералов
особенностями и содержанием элементов-при месей. Комплексное и зуче­
ние свойств ведущих минералов калийных месторождений позволяет рас­
ши фровать условия кри сталли зации в бассейне саленакопления и ди агно­
стировать днагенетические и эпигенетические процессы .
·
ЛИТПАТУРА
А nоллонов В.Н. А м моний в сильвине Верхнекамс:коrо местор<?ждения. - дАН
СССР, 1 9 76а, т. 2 3 1 , NQ 3, с. 7 09.- 7 1 0.
А поллоно в В .Н. О сегрегации примесей в крю::таллах при авто метаморфизме. В кн. : Современные методы петрологических исследований. М . : Наука, 1 9 766,
с. 1 00- 1 03 .
А поллонов В.Н. П ри,rnны ритмичной зональности кристаллов минералов. - В кн. :
Г енетическая инфо рмация в минералах. Сыктывкар, 1 980, с. 39-;-4 1 .
А поллонов В.Н. Прои схождение азота в месторождениях калийных солей. - В кн. :
Н сфтегазоносность регионов древнего соленакопления. Новосибирск, 1 98 2 , с . 1 5 3 1 5 7.
52
А поллонов В.Н. , Ко щуг Д Г. , Сергеева Н.Е., Поиомарева И.А . Исследование цент­
ров окраски каменной соли. - ДАН СССР, 1 979 ; т. 248, NQ 3, с. 707-71 0.
А поллонов В.Н .. Кощуг д.Г. Об устойчивости радиационных центров окраски
в природных кристаллах KCI. - В кн. : Новые данные о минералах. М . : Наука, 1 98 2 ,
вьш. 30, с . 1 74 - 1 75.
Валяшка М.Г. Геохимические закономерности формирования месторождений
калийных солей. М. : И зд-во МГУ, 1 96?. 397 с.
Вахрам еева В.А. О микровключенном сероводороде в соляных породах Верхне­
камского месторождения. _:_ В ки . : Материалы по геологии районов соленакопления.
М . : Недра, 1 964, с. 1 5 1 - 1 55.
Вахрам еева В.А. Годовые слои соляных пород Верхнекамского месторождения. В кн. : Бром в соляных отложениях и рассолах. М . : Изд-во МГУ, 1 976, с. 27 -48.
Дзенс-Ли товский А . И. Как растут кристаллы в минеральных озерах. - Природа,
1 945, NQ 1 , с. 1 7--25.
Дубинина В.Н. К минералогии и петрографии Верхнекамского месторождения. В ки. : Материалы по петрографии районов соленакоплени я. Л. : Госхимиздат, 1 954,
с. 3 - 1 28.
Дубин ина В.Н. О красной окраске минералов соляных пород (сильвина, кариал­
лита и др.) на примере Верхнекамского месторождения. - Тр. В Н И И Г , 1 969, вып. 54,
с. 1 5 1 - 1 55.
Земсков А .Н., Полянина ГД. О генезисе, распределении и выделении сероводоро­
да в калийных рудниках Верхнекамского месторождения. - В ки . : Соленосные фор­
мации и практическое значение их изучения : Тез. Докл. 11 Всесоюз. солевого совещ.
Новосибирск : Наука, 1 979, т. 2, с. 1 2 0-1 2 1 .
Ковалевич В.М. Физико-химические условия формирования солей Стебникекого
калийного местороЖдения. Киев : Наук. думка, 1 978. 98 с.
Леммлейн Г. Г. П роцесс геометрического отбора в растущем агрегате кристаллов. ДАН СССР, 1 945, т. 48 , NQ 3, с. 1 77 - 1 80.
Лупинович Ю.И. , Кислик В. З . , Петрава Н.С. О распределении брома в калийных
солях Белоруссии. - В кн. : Б ро м в соляных отложениях и рассолах. М . : Изд-во МГУ,
1 976, с. 1 4 1 - 1 55.
Накамото К. Инфракрасные спектры неорганических и координационных соеди­
нений. М. : Мир, 1 966 . 1 98 с.
Петриченко О.И. Атлас микровключений в минералах галогенных пород. Киев :
Наук. думка, 1 977. 1 82 с.
Пустыльников А . М. О происхождении синей о краски галита кембрийских соля­
ных отложений Сибирской платформы. - Литология и полез. ископаемые, 1 975, NQ 3,
с. 1 52- 1 57.
Пшибрам К. Окраска и люминещенция минералов. М . : И зд-во иностр. лит., 1 958.
458 с.
Разумовская Е. Э . Причины и характер красной окраски калиевых соединений
Соликамского месторождения. - Материалы по общей и прикладной геологии, 1 92.7,
вып. 1 05 , с. 34-4 1 .
Рауп О. Смещение рассолов : еще один механизм образования месторождений оса­
дочных сульфатов и хлоридов. - В кн. : I Междунар. геохим. конгр. : Доклады. М.,
1 973, ч. 4, кн. 1' с. 369-396.
Сен-Жам Д. Центры о краски в щелочио-галоидных кристаллах. - В кн. : Центры
о краски в щелочио-галоидных кристаллах, М . : И зд-во иностр. лит., 1 958, с. 74-1 24.
Шлеймович Р.Э. Бром в соляных породах Верхнекамского месторождения. В ки. : Б ро м в соляных отложениях и рассолах. М. : Изд-во МГУ, 1 976, с. 48 - 1 40.
Яржемск.ий Я.Я. Калийные и калиеносные галогенные породы. Новосибирск:
Наука, 1 967. 1 33 с.
··---
53
УдК 5 4 9 . 73 1 .1 3 : 66 1 .426
Б.В. Доли шни й
ПРОЯВЛЕНИЕ МАГНЕТИТА В КАМЕННОЙ СОЛИ
ДНЕПРОВСКО -ДОНЕЦКОЙ ВПАДИНЫ
В середине 60-х годов в юга-восточной части Днепровеко-Донецкой
впадины (ДДВ) бьm открыт новый солянокупольный тип ртутных место­
рождений , .. а также обнаружены рудопроявл ения свинца, цинка и других
полезньrх компонентов. Эти находки поставили на повестку дНя вопрос
о возможной рудоносиости соляных куполов и в других частях региона.
С этой целью нами бьmи проведены минералого-геохимические исследова­
ния некоторых солянокупольньrх структур, расположенньrх в центральной
части впадины. В резул ьтате изучения солевого керна (скн . 475 , глубина
5 000-5 5 00 м) в Глинско-Розбышевской структуре в ыявлено магнештовое
рудопроявление, ассоциирующее с высокотемпературной минерализацией .
Магнетит отмечен во в сех иссл едованных штуфах в количестве от не­
скольких зерен до 3-5% объема нерастворимого остатка каменной соли .
Минерал образует идиаморфные о ктаэдрические кристаллы черного цвета,
размером 1 -3 мм, реже до 5 -7 мм.
Среди сопутствующих минералов установлены скаполит, турмалин,
сфен, роговая о бманка, мускови·f , флогопит, кварц, пирит, гематит, ангид­
рит, кальцит и доломит. Количество нерастворимого остатка составляет
в среднем 1 -3% общего объема солевой породы. Минералы распредел ены в
соли довольно неравномерно , образуя отдельные скопления, среди которьrх
нередко превалирует тот ил и иной минерал . Вследствие этого соль иногда
приобретает пятнистую о краску. В некоторых сл учаях наблюдается сосре­
доточение твердых в ключений в соли в виде разнонаправленньrх прожилко­
образных плоскостей, которые как бы обл екают с разных сторон в ыдел е­
ния крупнокристаллического гал ита, достигающего в поперечнике 5 -6 см.
lllестоватые или игольчатые .кристалл ы в скоплениях имеют о бычно одина­
ковую направленность .
Почти в се исследованные минералы обладают четко выраженной крис­
таллографической огранкой (идиоморфнщ;rью) , о катаиных кристалл ов не
отмечалось. Нередко отдельные мИнералы в качестве твердой ксеногенной
фазы фиксируются в газово-жидких в ключениях в галите . В то же время
отмечаются случаи наличия мел ких в ключений гал ита округлой формы в
ангидрите, 'кварце и некоторьrх других минералах. Размер кристаллических
индивидов изученньrх минералов колеблется в пределах 0,0 1 -4 мм, состав­
ляя в средием 1 -2 мм. Содержание минералов в нерастворимом остатке
соли в арьирует в широком диапазоне : от нескольких зерен (турмалин,
сфен, флогопит) до 40-50% (ангидрит, доломит, кальцит) .
Особенности развития описываемой мИнеральной ассоциации свидетель­
ствуют в пользу ее гидротермального генезиса. Формирование минералов
в каменной соли, по в сей видимости, непоср едственно связано с гидро­
термальной деятельностью в диапировьrх брекчиях, окружающих соляной
массив . Брекчированные поро ды, образующиеся в результате внедрения
каменной соли в вышел ежащие о садочные толщи, служат удобными кана­
л ами для вертикальной ми грации гидротермальньrх флюидов с глубоких
54
частей земной коры. Отложение минерального вещества происходи т глав­
ным образом в верхних участках брекчированных разрезов , часто в над­
купольном пространстве.
П ередви жение гидратерм в н:епосредственном контакте с соляными
IIПоками приводило к формированию минеральных новообразований
внутри соляных тел . Вследствие этого минеральные ассоци ации , образо­
ванные как в брекчированных породах, так и в к аменной соли , являются
в есьма бли зкими по составу. Это обстоятельств о позволяет судить о ми не­
ральном составе новообразований в зонах брекчированных пород на осно ­
в ании состава минеральных ассоциаций в каменной соли. В частности,
несмотря на то, что в силу не зави симых от нас причин нам удалось и сследо­
вать (по рассматрив аемой скважине) только солевой керн, мы с достаточ­
ной долей уверенности можем прогнозировать наличие более значительных,
чем в соли, скоплений магнетита и сопутствующей м инерал изации в преде­
лах диапировой брекчии .
Интересно отметить, Ч\О в соседн ем Песоченском куполе, по данным
В.М . Строева и И .И . Сахацкого [ J 9 74] , в ыявлено магнетитавое оруденени е,
ассоциирующее с сульфидной минерализацией (пи ри т, пирротин, галенит,
сфалерит, халькопири т) , а также с гематитом и сфалери том. М агнетит
установлен в в и де мелко- и среднезернистой вкраrшенности и гнездовых
в ыделений . На отдельных участках в крапленность настолько обильна, что
достигает 80-90% массы брекчированных пород. Мощность магнети тового
оруденения иногда достигает 5 -7 м, а суммарная мощность всех рудных
пересечений составляет <>ыше 50 м.
Таким образом, на основании и меюrцихся сведений можно сдел ать вы­
вод о повышенном содержании магнетита в солянокупольных структурах
центральной части ЛДВ по сравнении с другими участками региона . Нал ичие
здесь ассоциации в ысо котемпературных минералов свидетельствует о
сходно м характере минералообразован ия на ранних его стадиях как в
данном участке, так и в куполах юга-восточной части ЛДВ, где ранее была
обнаружена бли зкая по составу минерализация [долишний, 1 9 76] . Необ­
ходимо подчеркнуть, что больrцинство рудосодержаrцих солянокупольных
структур ЛДВ (в том числе и Гли нско-Розбышевская) приурочено к зоне
осевого разлома внадины, продолжением которого к востоку является
Центрально -Донецкий разлом в Донбассе. Исходя из о собенностей прост­
ранствеиного распределения рудного веществ а вдоль этого протяженного
тектонического нарушения, можно в наиболее обrцих чертах в ыдел ить
следуюrцие рудные зоны : ртутную (Донбасс) , пол исульфидно-ртутную
(юга-восточная часть ЛДВ) , ожелезненную (центральная часть ЛДВ) .
ЛИТЕРАТУРА
Дол ишний Б.В. В ещественный состав нераствори мого остатка каменной соли Банты­
шевского соляного што к а (Северо-З аладный Донбасс) . - Геоло гия и гео химия горю­
чих ископаемых, 1 9 76 , в ып. 1 7, с. 2 7 - 3 0 .
Строев В.М., Сахац кий И.И. О в ыявлении магнетита в солянокупольных структурах
Днепровеко-Донецкой впадины. - Геол . жури., 1 9 74 , т. 3 4 , NQ 5, с. 1 5 4 - 1 5 5 .
55
Удк 552.5 3 :549
А . Г. Ко ссо вская , Т.Н. Со коло ва
КОНВЕРГЕНТНОСТЬ
И ИНдиКА ТОРИОСТЬ ГЕОКРИСТАЛЛОХИМИИ
АУТИГЕИНЫХ МИНЕРАЛОВ ЭВАПОРИТО В
В течение последних лет при изучении о садочных пород широкое разви­
тие получило новое направление - геокристаллохимия. ДriЯ этого направ­
л ения характерно т о, что комплекс современных прецезионных физических
методов изучения пород и экспериментальные работы направленно исполь­
зуются для решения генетических проблем. Э то направление бьmо разрабо­
т ано главным образом для дисперсных ·слоистых силикатов осадочных
пород. В породах определенных формаций (угленосных, эвапоритовых)
бьmа у становлена динамика атомарных преврашений кристаллических
структур главнейших слоист ых силикатов . Б ьmо показано, что кристалло­
химические характ еристики глинистых минералов на фоне о пр еделенных
минеральных парагенезов являют ся индикаторами определенных геологи­
ческих обстановок . Другими словами , состав и особенности кристалличес­
ких струк тур дисперсных слоистых силикатов несут информацию об усло­
виях их образования.
При изучении силикатного минерал ообразов ания в соленосных форма­
циях в первые бьmи установлены своеобразные минералого-кристалличес­
кие ассоциации аутигеиных слоистых силикатов , ряд представителей кото­
рых ранее бьm известен только в продукт ах прообразования ультраоснов­
ных пород. Эта особенность поставила перед авторами задачу рассмо трения
конвергентности процессов аутигеиного минералообразования и в ыявления
пределов однозначного соотв ет ствия кристаллахи мических особенностей
минералов и их ассоциаций геологическим обстанов кам формирования.
СоотВетств енно встает задача очерти ть границы применения областей ме то­
дологического подхода : кристаллахи мическая структура минерала --> гео­
логическая обстановка.
Одним из широко распространенных минераЛов соленосных формаций
являет ся корренси т - упорядоченный смешанослойный минерал хлорит разбухающий хлорит или хлори т-монтмориллонит , установленный во мно­
гих (практически во в сех) регионах саленакопления мира [Ko ssowskaya,
1 9 72 ; KiiЬleг, 1 9 73 ; Соколова, 1 9 82 ] . Как правило, минерал фиксируется
в основании соленосных разрезов , среди доломито-сульфатных пород,
а также непосредственно среди мощных галитовых толщ, где его присут­
ствие связано с гипсо- и ангидритсодержащими породами. В ассоциации
с корренситом галогенных толщ всегда находи тся аутигеиная диок таздри­
ческая гидрослюда - Fе-илли т . Э ти минералы - корренси т и · fе-иллит рассматриваются нами (совместно с комплексом триок таэдрических высо­
комагнезиальных хлорита и монтмориллонита) как инди каторные дл я
доломито-сульфатной стадии осолонения бассейнов [Коссовская и. др. ,
1 975 ; Соколова, 1 9 82] .
Однако минерап ы группы корренсита известны не только в соленосных
толщах. Они установлены в осадочных породах гумидного климата - в
56
нижнемеловой угленосной формации Верхаянья - и в угленосном триасе
Печорского бассейна. Известны корренситы также и в вулканагенно-оса­
дочных отложениях, и в составе продуктов постмагматического гидротер­
мального измененИя ультраосновных, основных и, реже, средних и кислых
пород [Набоко, Б ерхин, 1 970; Ратсев и др . , 1 97 7 ; Earley et а!. , 1 95 4 ;
Earley, M i lne, 1 95 6 ] . Таки м образом, корренситы, так ж е как и гидрослю­
ды, формируются в достаточно широком диапазоне геологических обста­
ново к. Однако кристаллохимические характеристики корренситов разных
генетических групп (обстановок) существенно различны, и корренситы
соленосных формаций отличаются ярко выраженной специфи кой . В отли­
чие от корренситов угленосных формаций и корренситов, развитых по
базальтам , андезитам, дацитам и их туфам, корренситам эвапоритон при­
сущи в ысокая магнезиальность и обязательный пар агенез с Fе-иллитами.
Корренситы осадочных пород гумидного климата, так же как корренситы
магматических пород, характеризуются значительной железистостью, и
по отношению Mg к Fe они могут быть о тнесены к Mg -Fе-корренситам.
Кроме того , корренситы осадочных пород гумидного климата, в о тличие
от таковых аридного, ассоциируют не с Fe, а с Аl-иллитами. С другой сторо­
ны, оказалось, что по кристаллахимической характеристике корренситы
салсносных формаций почти идентичны корренситам,· образующимся по
серпентинитам кристаллического фундамента юга-запада Русской плат­
формы и по ультрабазитам Камчатки, имеющим чисто магнезиальный
состав , ун<L следованный от "породы-хозяина".
Таким образом, сравнивая корренситы магнезиальной и железисто­
магнезиальной групп как о садочных, так и магматических пород, мы
стал киваемся с явлением конвергентности их кристаллических структур.
На зто явление раньше не обращали достаточного в нимания. Отличитель­
ными индикаторными о собенностями минералогии геологических ситуаций
формиров ания корренситсодержащих пород оказьmаются не кристалло­
химические особенности корренситов, а их обязательный парагенез в
осадочных породах с определенными минералами-спутниками ("парными
минералами") , которыми являются гидрослюды. Для парагенезов корреи­
сита в магматических породах слюдистые минералы не типичны [Коссов­
ская, Дриц, 1 9 75 ] .
Комплекс аутигеиных гли·нистых минералов," характеризующий более
в ысокие стадии осолонения магнезиально-сульфатных бассейнов , когда
происходила садка калийно-магниевых солей, в ключает минералы и з
группы серпентина (амезита) и гидратираванные талькаподобные минера­
лы, впервые установленные нами в соленосном разрезе купола Индер.
Синтез этих минералов связан с в ысокой соленостью и концентрацией
ионов Mg в растворах, а также с присутствием реакционно-способного
пиро кластического материала щелочио-основного состава и, возможно ,
с повышенными температурами. Если сервентин ранее бьm известен в
соленосных разрезах цехштейна Центральной Европы, то талькаподобные
минералы в солях обнаружены впервые (Соколова, 1 982] . Их идеальный
состав Н 2 OS i4 Mg 3 О 10 ( ОН) 2 Кристаллахимической особенностью таль­
коподобных минералов явл яется то, что в их структуре наряду с собст­
в енно тал ьковыми , неразбухающими слоями содержатся гидратираванные
межслои, в се или часть которых способны разбухать при насыщении орга•
57
ническими -жидкостями. Содержание р<tзбухающих пакетов в различных
образцах колеблется от 1 0 до 30%. Удаление межслоевой молекулярной
°
воды из структуры минералов происходит при температуре около 800 С
,
B
r
indley
,
1
9
73
;
Ima
i
et
а!.,
1
973
;
Suzu
k
i
et
al.,
1
976]
.
[ Hang
Минералы близкого и подобного типа под разными названиями ({3 -кера­
лит, 1 0 А-гарниерит, гидратираванный тальк) описаны в разнообразных
геологических обстановках : в корах в ыветривания ультраосновных пород
Урал а [ Гинзбург, Рукавишникова, 1 95 1 ; Витовск'ая , Б ерхин, 1 965 ] и Воро­
нежской антеклизы [Сав ко , 1 9 70] , в ископаемых л атеритах Югославии,
развитых по комплексу основных пород [Mak simov ic, 1 966] , волластони­
товых скарнах [Imai et al. , 1 97 3 ] и подушечных п ав ах Японии [ Suzu k i
et а!., 1 9 76] . Экспериментальные данные п о синтезу этих минералов [ liya·
те , Roy , 1 963 ; l{) .И . Гончаров , уст . сообш . ] , а также данные по термомет­
рии газово-жидких в ключений [ Imai et al. , 1 9 73] свидетельствуют о том,
°
что их образование происходит при температурах 25 0-475 С , т.е. темпера·
турах, заведомо исключенных в осолоняюшихся бассейнах. Вместе с тем
эти минералы (гидратиров анный тальк и серпентин) являются индикатор­
ными для калийно-магниевых солей Прикаспийского бассейна, где их
присутствие в сегда связано с линзами-залежами этих солей . К сожалению,
трудности, связанные с выделением мономинеральных фракций этих ми­
нералов , не позволили установить их точный химический индивидуализи­
рованный состав ; в литературе также нет данных по составу гидратираван­
ных тальков в различных типах природных образоз.аний . Важно подчерк­
нуть, что серлентин ·и гидратираванный тальк составляют единую кристал­
л ехимическую ассоциацию, характеризующую принципиально разные
геологические обстановки - определенный этап развития салеродных бас­
сейнов магнезиал ьно-сульфатного типа (стадия садки калийно-магниевых
солей) и гидротермальные процессы преобразования основных и ультраос­
новных пород.
В соленосных отложениях серлентин и гидратираванный тальк всегда
присутствуют в парагенезе с редкими минерал ами из группы пироаурита ­
гидратал ькитом и манассеитом. Эти минералы также в первые установлены
в соленосных отложениях [Соколова, 1 982] . Ранее они бьmи известны
только в серпентинитах, где их генезис связьm ается с процессами гидро­
термального метаморфизма ультраосновных пород. Структура минералов
представляет собой сочетание положительно заряженных бруситоподобных
слоев и о триuател ьно заряженных анионных_ Все природные образцы гидро ­
талькита и манассеита из серпентинитов имеют состав [Mg6A� ( OH)16 ] [(СОз)]
8Н2 0 : характеризуются отношением Mg : Al 3 : 1 и содержат в межслоях
только лишь двухвалентные анионы С О 3 .
В соленосных отложениях гидраталькиты и манассеиты имеют свою
ярко выраженную кристаллехимическую специфику, резко отличающую
их от гидраталькитов и манассеитов из серпентинитов . Они характеризуют­
ся необычно высоким положительным зарядом индивидуальных брусито­
в ых слоев , обусловленным замещением Mg2+ на A l 3 + . Их индивидуальный
состав - (Mg4 А12 ( 0Н) 1 ] 2+ ( А ] 2 - n Н2 О ; при этом Mg : Ai 2 : 1 (здесь
2
А - анионы СО 3 и S04 , сумма которых равна 1 ) . Кроме того, в соленосных
о тложениях установлена целая гамма структурных разновидностей манас­
сеита, ранее не известных. Помимо манассеита, содержащего в межслоях
·
·
=
·
58
=
только анионы СО 3 , здесь присутств уют минералы, у которых в межслоях,
кроме СО 3 , фи ксированы анионы S04 . При это м состав межслоевых про­
межутков может быть различным. Чаще всего он гетерогенный - межслои
заполнены анионами к ак СО 3 , так и S04 , количественное соо тношение
которых в арьирует, но при этом чередование межслоев разного состава
происходит упорядоченно . Отдельные образцы содержат манассеит, у ко­
торого в межслоях фиксированы только анионы S04 , и манассеит, пред­
ставляю!.lЩЙ собой смешаннослойную структуру, в которой упорядоченно
чередуются СО3 - и S04 -содержащие межслои . Две последние разновиднос­
ти - по существ у, новые минералы.
Таким образом, ассоциация серпентин - гидратираванный тальк - гид­
ротал ькит, маннасеит, являющаяся индикаторной для в ысоких стадий
осолонения магнезиально-сульфатных бассейнов, в то же время фи ксирует­
ся и в продуктах гидротермального изменения ультраосновных пород,
т.е. является конвергентной. Однако в данно м случае для каждой из этих
двух геологических ситуаций ми нералам группы пироаурита присущи
индивидуальность и кристаллахимическая специфи ка, которые сыграли
роль отличных индикаторов разных геологических ситуаций .
С процессом преобразования пирокластического материала в салерод­
ных бассейнаях связан аутигенез редкого диоктаэдрического слюдистого
минерала политипа J M - л ейкафиллита состав а Кх ( S i 4 - y Aiy ) (Al2 _ x+y)
· О 10 ( ОН) 2 со следующи ми пределами вариаций для х и у : 1 .;;; х .;;; 0,7 5 ;
0,25 .;;; у .;;; О . Впервые среди соленосных отложений он бьm обнаружен
в разрезе купола Индер [Соколова и др ., 1 9 76 ] , затем был установлен
нами в соленосном р азрезе неогена Армении и А .А . Рассказов ым в девоне
Припятекого бассейна. По в сей вероятности, этот минерал является инди­
каторным для регионов соленакопления, в которых осаждение солей про­
и сходило на фоне вулканической деятельности . П реобразование пеплового
материала в специфических условиях в ысо коминерализованных вод приво­
дило к синтезу лейкофиллита.
Поми мо соленосных отложений, л ей кафиллит известен только в п ав ах
Везувил и в гидратермальна измененных туффитах горы Б арчи (Польша) .
Заслуживает в нимание тот факт, что кристаллехимические особенности
лейкафиллита разных обстановок практически идентичны. То же самое
относится и к упорядоченным смешаноспайным минералам лейкофиллит­
монтмориллонит, в которых чередование разнотипных слоев происходит
с фактором ближнего порядка S 2 , хотя и в стречаются они в различных
условиях. Породы, содержащие эти минералы, изв естны в литературе под
общим названием "метабентониты" или К-бентониты. Они описаны многи­
ми исследователями для цело:rо ряда разновозрастных отложений , где их
образование везде связано с перекристаллизацией пирокластического мате­
риала кисло-щелочного состав а . Нами упорядоченные смешаноелейные
минералы . этого структурного типа бьmи обнаружены и изучены в разрезе
гипсовой шл япы купола Индер , где они приурочены к пепловым прослоям
среди гипсов . Таким образом, в cл yttae лейкафиллита и упорядоченных
смешанослойных минералов лей кофиллит-монтмориллонит мы также
имеем пример конвергентности кристаллахимических составов минералов
разных геологических пбстановок, хотя в ыявить типичные минералы­
спутники для каждого случая пока не удалось .
·
=
59
В настоящей работе мы попытались зафиксировать внимание не только
на уже признанной важности изучения кристаллахимических особенностей
аутигеиных минералов в соленосных (впрочем, как и в других) формаци­
ях, но и на совершенно новом аспекте в разработке проблем геоминерало­
гии и геокристаллохимии - изучение конвергентности процессов осадоч­
ного минералообразования, приводятих к идентичности кристаллахими­
ческого состав а минералов или их ассоциаций в совершенно разных геоло­
гических обстановках. Перед исследов ателями стоит важная задача сегод­
няшнего ,цня - найти рамки, позволяюшие использовать тот или иной
методологический прием, "работаюший" на расшифровку процессов мине­
ралообразования в данных конкретных у сл овиях, и найти присушие каж­
дой определенной обстановке минералы или минеральные либо геохимичес­
кие индикаторы, будь то кристаллахимическая специфика редких минера­
лов, таких, например, как в данной работе манассеиты, или присутствие
"парных" минералов , таких, как гидраслюды в парагенезе с корренситами.
Этим, разумеется, не ограничиваются возможности нахождения индикатор­
ных характеристик. Ими могут оказаться и геохимические особенности
минералов или минеральных парагенезов , например , результаты анализа
редких элементов , изотопии и др . Иными словами, возникает необходи­
мость нахождения в идентичных по составу ассоциациях аутигеиных мине­
ралов или в самих минералах (для которых до после,цнего времени счита­
лось достаточно надежной только кристаллахимическая характеристика)
таких о собенностей, фиксируютих совокупность существовавших физико­
химических и термодинамических условий в открытых системах, с кото­
рыми мы, по существу, всегда имеем дело, изучая осадочные процессы.
Это - новое и важное направление, которое предстоит разработать в совре­
менной геоминералогии, где до сих пор внимание бьmо сконцентрировано
главным образом на идентифи кации в заимоотношенийй " кристаллохимия
.минерала � геологическая обстанов ка".
ЛИТЕРАТУРА
Виrовская И.В., Берхин С.И. Серпентин, керопит и нонтронит в коре выветривания
Лиловекого ультраосновного массива. - В кн. : Кора в ыветривания на сернеятиновых
массивах. М . : Наука, 1 9 65, с. 3 -2 3 .
Гинзбург И.И. , Ру кави шникова И.А. Минералы древней коры вьmетривания Урала.
М . : Изд-во АН СССР, 1 95 1 . 2 3 1 с.
Коссовекая А.Г., Дриц В.А. Кристаллохимня дио ктаэдрических слюд, хлоритов и
корренситов как индикаторов геологических обстановок. - В кн. : Кристаллохимня
минералов и геологические проблемы. М . : Наука, 1 9 75 , с. 6 0-69.
Коссовекая А.Г., Соколова Т.Н., Дриц В.А . , Сахаров Б.А. П араrенезы и история
формиров ания глинистых минералов в бассейнах начальной стадии эвапоритовой
седиментации. - В кн. : Прблемы литологии и геохимии осадочных пород и руд. М . :
Нау ка, 1 9 7 5 , с. 278-29 6 .
.
Набоко С.И., Берхин С.И. Состав и структура современных гидротермальных
зеленых минералов месторождений Горячий Пляж (о. Кунашир) . - В кн . : Минерало­
гия гидротермальных систем Камчатки и Курильских о стровов. М ..: Наука, 1 9 7 0,
с . 7 1 - 78.
Ратеев М.А. , Градусов Б.П., Ильинская М.Н. Глинистые минералы - продукты
гидротермальных прообразований кислых рудовмещающих пород Гайскоrо место­
рождения (Южный Урал) . - Бюл . МОИП . Отд. геол., 1 9 7 7, 1. 5 2, вып. 2, с. 8 7 - 1 02.
Савко А.Д. Талькоподобный минерал в коре выветрив ания ультраосновных пород
60
ю га-восточной ча�:тн Воронежской антекли зы. - В кн. : Кор� выв етривания. М . : Наука,
1 9 7 0, в ы п. 1 1 . с. 4 0 -4 2 .
Со колова Т. Н. Аутигеиное сили катное мин ералообразование разных стадий осоло­
нения: М . : Наука, 1 9 8 2 . 1 6 3 с.
Соколова Т.Н. , Дриц В.А . , Со колова А.Л. , Степанова К.А . Структурно-минералоги­
ческая характеристи ка и у<:ловия формирования лей ко филлита из соленосных о тложе­
ний купола Индер . - Литология и полез. иско паемые, 1 9 76 . NQ 6 , с. 8 0 - 9 5 .
J;'arle\' 1. W. . Milne I. R. Re!,!нlarly interstratit'ied m u п tmurillunit c-clllorite in basз l t . - ln:
Clays and �:!ау mincrals: Pro�:. 4 t l1 Nat. Cuni.. 1 95 6 . р. 38 1 - 384.
Еаг/еу 1. W. Вгindley G. 111. . Мс Veag/1 111.1 .. Va11 den Неи1·а/ R. С. А regularly interstratiЛed
munt пюrillonitc-chlurite. - А шеr. M i.лer .. 1 9 5 4 . vol. 4 1 . р. 2 5 8 - 2 6 7 .
f/ang Р Т . Bгimlley С. W. Тl1t� nat tнe о!' !!arnierites - 11 1 . Тl1еллаl transfurш a t iuns. Clays and Clay Miner., 1 9 7 3 , vol. 2 1 . р. 5 1 -5 7 .
/iyame J. Т . Roy R. Controlled syntltesis o f h�terupuly t iypic . ( m ixed-laycr) clay mine­
rals. - ln: Clays and clay шinerals. O xford e t c . : Pergamon press. 1 9 6 3 , р. 4 - 2 2 .
Jmai N. . Otsuka R . . Nakamura Т e t а!. "Hydratcd talk" a n alteration prodнct ot' \\'O!lastu­
nit e Ьу rea�:tiun \V ith magnesiшn-bearin!,! hydroterm�l solution. - Clay Sci . . 1 9 7 3 . vol. 4.
р. 1 7 5 - 1 9 1 .
Kossov.·skaya
А. С. [ Коссовекая А . Г. ] Specific !'eatшes o t' tlte alterat iun o f clay шinerals
under different facies - climatic conditions. - In: Pruc. Intern. Clay Cont'. Tokyu. 1 96 9 ,
1 . р . 3 3 9 - 348.
1
,
КйЫа В. La coпensite, indicuteш possiЬie de шilieнx de sediшe n t a t io n et du d egre d e
transformation d u n sediшent . - Bнll. Centre rech. Paн-SNPA, 1 9 7 3 . t . 7 . N 2 , р . 5 4 3 - 5 5 6 .
Maksimol'ic Z. 13-kcrolite-piш elite series fro m Goles Moнntain. Yugo slavia. - l n : Proc.
lntern. Clay Conf. 1 erнsalem, 1 96 6 . vol. l , р. 9 7 - 1 0 5 .
Su:.uki Slr . . Nislrid6 Н. . Otsuka R . Hydrated t a lk !'rош Clichij ima. t h c Ogasa\\·ara lslaпds,
1 apan. - 1. J ар. Assot:. Mincr. Petroi. Есоп. Geo l .. 1 9 7 6 . vol. 7 1 . р . 23 8 - 24 7 .
vol.
УДК 5 5 0.85 3 : 5 5 0.426
Л. З. Сады ков
К ВОПРОСУ О ПРЕДСТАНИТЕЛЬНОСТИ ДАННЫХ ,
ИССЛЕДУЕМЫХ В ТЕРМОДИНАМИЧЕСКИХ РАСЧЕТАХ
ПРИ ПРОГНОЗЕ СОЛЕОТЛОЖЕНИЯ
ЭксШiуатация заводняемых нефтяных и газовых месторождений, гори­
зонтов промьшmенных, минеральных и термал �ных вод, а также захоро­
нение в подземных горизонтах техногеиных вод нередко сопровожда-.
ются салеотложением в водапроводящих системах. Трудоемкая и дорого­
стоящая борьба с этим явлением вызвала потребность прогнозировать
салеотложение в наземном оборудовании, скважинах, призабойных зонах
эксШiуатируемых горизонтов еще на стадии подготовки технологических
схем эксШiуатации, чтобы исключить или свести к минимуму нежелатель­
ные явления.
Для прогноза салеотложения обычно используются лабораторнь�е экспе­
риментальные или расчетные термодинамические методы. В последнее
время расчетные методы термодинамического моделирования процессов,
ведущих к солеотложению, получают все более широкое применение.
Вместе с тем практические результаты прогнозов, построенных на таких
расчетах, пока не всегда оправдываются и поэтому у определенной части
практиков возникло скептическое отношение ко всякого рода прогно­
зам солеотложения.
61
В результате интерес к прогнозным оценкам характера и масштабов
салеотложения при эксплуатации нефтеносных и водоносных горизонтов ,
к разработке и совершенствованию методов прогноза не отражает реаль­
ной потребности в них в настояшее время, когда расширяются области
внедрения новых технологий, сопровождаемых явлениями солеотложения,
и когда предпринимаются большие и дорогостоящие усилия по борьбе с
реальным салеотложением в скважинах , водосборных емкостях и приза­
бойных зонах горизонтов . Особенно остро эта проблема стоит в нефте­
промысловой практике
в связи с расширением масштабов заводнения
нефтяных пластов для поддержания пластового давления. Пока не всегда
достаточная надежность методов прогноза не может быть основанием для
снижения внимания к их совершенствованию. Так , невысокая эффектив­
ность некоторых ингибиторов на тех или иных объектах не является осно­
ванием для сокращения больших затрат на разработку отечественных и
приобретение импортных реагентов.
Степень надежности прогнозов вероятности и масштабов салеотложе­
ния при оценке технологических процессов , связанных с закачкой и извле­
чением пластовых вод, зависит, как известно, от надежности расчетного
аппарата и полноты и представительности данных, используемых для прог­
нозных расчетов. При этом должны быть объективно оценены допустимые
упрощения природной модели и оГ!равданы целесообразность и возмож­
ность расчетного или экспериментального прогноза. В одних случаях до­
статочны расчетные методы, как, например, при выборе оптимального во­
доносного горизонта при захоронении техногеиных вод. В других случа­
ях расчетные методы могут оказаться недостаточными, так как они пока
не позволяют учитывать метастабильные равновесия и кинетику процесса
солеотложения.
Широкое внедрение в практику исследовательских и производственных
работ методов химической термодинамики способствует быстрому совер­
шенствованию расчетного аппара1а и накоплению необходимых термоди­
намических констант. Расчеты равновесий, опирающиеся на данные по раст­
воримости минералов, обычно позволяют получить Достаточно высокую
точность, но имеют ограниченные возможности применения, так как эк­
спериментальные данные по растворимости минералов существуют лишь
для небольшого количества систем (причем обычно не более, чем для трех­
или четырехкомпонентных) в ограниченном диапазоне термабарических
условий. Трудоемкость получения экспериментальных данных по раствори­
мости минералов в таких сложных многокомпонентных системах, какими
являются природные воды, особенно нефтяные, содержащие в большом
количестве органическое вещество, существенно ограничивают применение
этих методов.
Более универсальна по своему назначению программа "ГИББС", осно­
в анная на теории ионных ассоциатов и предназначенная для расчетов ста­
бильных равновесий с произвольным набором минералов и растворов.
В качестве основных исходных термодинамических параметров в ней и с ­
пользуются величины свободных энергий · образования частиц, которые,
очевидно , уже в ближайшие 5 - 1 0 лет будут получены для в сех интересую­
щих практику минералов. Важно, что существуют теоретические методы
экстраполяции и интерполяции этих величин для различных температур
62
и давлений. Расчетная программа "ГИББС", без сомнения, имеет хорошие
перспективы применении дпя изучения природных водно-солевых систем
в широком диапазоне геохимических и термабарических условий. Она ин­
тенсивно совершенствуется и уже сейчас позволяет считать отдельные рав­
новесия с точностью, приближающейся к той, которую дают методы, опи­
рающиеся на данные по растворимости минералов.
Однако даже самый совершенный расчетный аппарат не в состоянии по­
высить точность расчетов·, есnи в них используются данные сомнительцой
представительности. Рассмотрим более внимательно современное положе­
ние с надежностью используемых при термодинамических расчетах промыс­
ловых и других данных, получаемых при бурении и эксплуатации скважин.
Это касается прежде всего состава взаимодействующих вод и пород и тер­
мабарических условий изучаемых процессов.
Качество гидрохимических данных определяется, как известно, пред­
ставительностью отобранных проб воды и надежностью полученных ре­
зультатов их химического анализа. Необходимыми, но не всегда доста·
точными свидетельствами надежности отбора проб пластовых вод явля·
ются графики установления постоянства состава откачиваемой воды,
а выбор оптимального результата химического анализа проб пластовых
вод может быть выполнен с помощью графика ионного состава представи·
тельных проб (Садыков, 1 973] . Однако таких графиков установления
постоянства состаВа при опробовании водасодержащих пластов в скважи­
нах и графиков химического состава пластовой воды по представительным
пробам обычно не существует, и это'т недостаток бывает трудно или невоз·
можно исправить после завершения опробования горизонта.
Наибольшую сложность представляет отбор представительных проб
пластовых вод при солеотложении, вызванном нарушением химического
равновесия в скважинах при изменении термабарических условий в про­
цессе откачки или при смешении вод различного состава. Салевыпадение
затрудняет отбор представительных проб пластовой воды, так как при
этом пробы бьmают обогащены либо обеднены компонентами, выпадаю­
щими в осадок. Существенную роль в зтом процессе играют факторы, из­
меняющие содержание и состав свободных и растворенных в воде газов,
особенно углекислого, парциальное давление которого контролирует раст­
воримость карбонатов . При эрлифтном способе откачки состав воды
может измениться также и под влиянием окислительн·ых процессов. Пробы
воды, отобранные после установления постоянства состава, но в усло­
виях с нарушенным слоевым и газовым равновесием, могут не быть пред­
ставительными. Представительность проб в таких случаях может быть
обеспечена применением специальных глубинных пробоотборников .
Методика отбора проб остаточной воды нефтяных и газовых месторож­
дений, состав которой определяет характер и масштабы процессов, проте­
кающих при внутриконтурном заводнении пластов , остается слабо разра­
ботанной. Попутная вода в начальный (безводный) период эксплуатации
месторождения может быть остаточной. Своевременная фиксация такой
воды и расшифровка ее природы возможны лишь при систематических ре­
жимных наблюдениях за обводиениостью полезного ископаемого и хими­
ческим составом попутной воды. К сожалению, данные по составу попут­
ной воды в начальный период эксплуатации месторождений нередко отсут63
ствуют, и состав остаточной воды в дальнейшем, при повсеместном разви­
тии заводнения по территории месторождения, бывает трудно установить.
Отбор проб попутно добываемой воды при низкой обводиениости нефти
иногда затруднен образованием газо-водо-нефтяных эмульсий, в отдельньiх
случаях очень стойких, когда отбор проб воды становится возможным
лишь с применением деэмульгаторов . Гарантировать удовлетворительную
представительность таких проб удается только при проведении специаль­
ных исследований.
Для гидрохимической характеристики продуктивных пластов месторож­
дений нефти и газа с терригеиными коллекторами, содержащими глины,
в отдельных случаях может быть использована также поровал вода глин.
Экспериментальные исследования показали, что при соответствующей
подготовке из образцов керна глин может быть извлечена поровал вода,
аналогичная или весьма близкая по составу пластовой воде коллектора,
содержащего этот глинистый прослой. При соблюдении необходимых пре­
досторожностей, исключающих примесь бурового раствора при отборе об­
разца керна и испарение поровой воды из образца при его транспортиров­
ке и подготовке к отпрессовыванию, удается получить выразительную кар­
тину гидрохимических условий по разрезу продуктивной зоны и оценить
химический состав пластовых вод отдельных эксплуатируемых или под­
лежащих эксплуатации продуктивных горизонтов. Изучение поровых вод
глинистых прослоев нефтеносных горизонтов позволяет оценить гидрохи­
мические условия продуктивных горизонтов еще на стадии разведки мес­
торождений и провести предварительный прогноз возможного солеотло­
жения при их эксплуатации еще до составления технологической схемы
эксплуатации месторождения. Методы извлечени� поровых вод из глин
изложены в работах М.Г. Валяшко с соавторами ( 1 974] и П.А. Крюкова
[ 1 97 1 ] .
Определенные трудности представляет относительно нев·ысокая точ­
ность аналитических методов исследования проб воды, которая по неко­
торым ионам не превышает 7- 1 0% . Она определяет достоверность выво­
дов по прогнозированию некоторых компонентов солеотложения. Так,
большая сложность в практике производственных лабораторий связана
с опредеЛением содержания в пластовой воде Ва, играющего нередко важ­
ную роль в iipoцeccax солеотложения в нефтечромысловом оборудовании.
В настоящее время наиболее надежные данные по содержанию Ва получа­
ются атомно-адсорбционным методом при сжигании в пламени закиси
азота. Ошибка метода составляет 1 0%. Естественно , что точность прогноэ­
ной оценки вероятного отложения барита будет не выше, чем точность
определения содержания в пробе одного из его компонентов. Для полу­
чения оптимальных данных по составу представительньтх проб исследуе­
мых вод целесообразно иметь реЗультаты внутреннего и внешнего контро­
ля химических лабораторий.
Проблема получения представительных проб пластовых вод, вскры­
ваемых глубокими скважинами, имеет давнюю историю. Однако несмотря
на технические достижения в методах опробования вскрываемых сква­
жинами горизонтов , существенного улучШения представительности отби­
раемых проб rшастовой воды не произошло. Вызвано это, как нам пред­
ставляется, чисто традиционным поиижеиным интересом нефтяников к
64
воде - фактору в пои сково-разве дочной и промысп овой практи к е в ко­
нечном счете отр ицат ельному . Хотя инт ерес геологов и геохи миков к гид­
рохи мии глубоких горизонтов , о пи рающейся на данные не фтегазопоиско­
вого и разведочно -эксплуатационного бурения , длительное вре мя сохра­
няет ся дост аточно в ысоким , на промысп ах передко отсутствуют сп ециаль­
ные гидрогеологиче ски е службы и не всегда и меется спе циально е оборудо­
вание , необходимое для и ссл едовани й . Особенно слабо контроли рует ся
качество отбора и хи мического анализа проб пластовой воды на молодых
нефт епромыслах, где еще могут быть получе ны исходные , не измен енные
последующи м заводн ени ем данные о составе пластовых остаточных вод
эксплуатируемых горизонтов . Т акое положени е, ран ее не затрагивавшее
интересов эксплуатационных служб , стало нет е рпи мым в связ и с ши роки м
внедре нием технологий , способствующих выпадению сол е й в ск� ажинах
и эксплуати руемых пластах . Точное знание гидрохи ми ческих условий
посл едни х стало необходимым не только дл я прогнозов вероятности со­
леотложения при их эксплуатации , но и дл я объе к тивной характ е ри стик и
эффективности предл агаемых инги биторов солеотложения. Пл астовые
воды , особенно продуктивных горизо нтов и горизонтов, гидравличе ски
с ними связанных , заслуживают самого пристального вни мания , как в про­
це ссе пои сково-разведочного , т ак и эксплуат ационного бурения .
Определение состава вмещающих пород , от которых зависит ре зультат
взаи модействия закачиваемых вод в условиях пласта , о бычно выполняет­
ся при разведке и эксплуатации месторожде ний не фти и газа в пределах
требований , пре дъявляемых к данным , и спользуе мым при прогнозных
термодинамиче ски х расчет ах. Лишь в отдельных сл учаях при со де ржании
в породе коллектора значительных количеств гли ни стого в е щества необ­
ходимо и зучение роли обменных про це ссов , ко торые могут и зм енить со­
став закачиваемых вод и отразиться на точности прогноза.
Измерения температ ур и давл ений в призабойной зоне экспл уати руемых
горизонтов и в скважинах обычно также удовлетворяют тре бованиям ,
предъявляемым к термодинамиче ски м расчет ам . Иначе обсто ит дело с оп­
ределением парциальных давлений углекислоты , растворенной в пласто­
вой воде , - как для пластовых условий , так и для различных глубин по
стволу скважины. Т акие определе ния на месторождениях чаще все го не
проводя т ся . Вместе с тем без ни х не могут быть расчитаны карбонатны е
равновесия .
Т аким о бразом , в практи к е пои сково-разв е дочного и эксплуатацион­
ного бурения име ют ся большие ре зервы для повышения представит ель­
ности данных , на которые о пи рают ся те рмодинами че ские расче ты . Со­
в е ршенствование и внедрение посл е дни х в практи ку прогноза солеотло­
же ния при эксплуатации нефт егазоносных и водоносных го ризонтов может
быть полезным и оправданным лишь в том случае , е сли при . этом будут
и спользованы данные , макси мал ьно приближающи е ся к ре альным. Повы­
ше ние представительности и каче ства данных, получаемых при бурении
скважин и промысловых иссл едованиях в н их , позволит повыс ить точно сть
термодинами чески х расчетов и наде жность выполняе мых по ни м прогноз­
ных о ценок.
5.
З а к. 2 0 2
65
Л ИТЕРАТУРА
Валяшка М.Г., Богашова Л.Г., Родионова И.П. К вопросу о методике и зучения
поровых растворов . - В кн . : Влияние поровых вод на физико-механические свойст­
ва пород. Киев : Наук. думка, 1 9 74, с. 3 2 -40.
Крюков П.А . Горные почвенные и иловые воды. Новосиби рс к : Наука, 1 9 7 1 . 206 с.
Садыков Л.З. Оценка представительности гидрохимических данных, получаемых
при опробовании р ассолокосных горизонтов . - Вести. МГУ. Сер. геол. , 1 97 1 , NQ 2 ,
с . 1 4 - 20.
УДК 5 5 6. 3 1 4 :5 5 0.4 2 6 : 6 2 2 . 2 7 6
М.Г.
Валя шко , А .И. Поливанова,
Д.В. Грuчук, Л. З. Сад ы ков
ОТЛОЖЕНИЕ СОЛЕЙ
В СКВАЖИНАХ И ЕГО ПРОГНОЗИРОВАНИЕ
Рассматривая вопрос об отложении солей из природных водных раст­
воров, чаще всего имеют в виду геологический процесс, широко распро­
страненный на поверхности Земли ._ Процесс этот хорошо изучен на при­
мере испаряющихся морских бассейнов , в которых по мере сгущения
морской воды выпадают такие породообразующие соли как химический
кальцит, доломит, гипс, галит, эпсомит, сильвин, карналлит, бишофит.
Основную роль в этом процессе играет обусловленное испарением кон­
центрирование морской воды и последовательное достижение в связи
с этим предела растворимости той или иuой соли.
Однако гово·ря о пределе растворимости, следует иметь в виду, что он
может быть достигнут не только при концентрировании раствора, но и
при смещении растворов различного состав а, а также при изменении термо­
барических параметров. При отложении солей в испаряющемся морском
бассейне эти факторы не иг рают заметной роли, но в подземных условиях
они могут иметь весьма существенное значение, способствуя подземному
отложению солей . Явление это изучено очень мало, что в ряде случаев за­
трудняет восстановление геологической истории района. Особенно мало
сведений о влиянии термабарических параметров на отложение солей из
подземных вод. Пробел этот в известной степени можно восполнить , исполь­
з.уя данные, полученные при изучении п роцесса салеотложения в скважинах.
Необходимость такого изучения стала особенно настоятельной в последние
годы, когда многие нефтяные месторождения стали разрабатываться с под­
держанием исходно го пластового давления посредством внутриконтурно­
пластов с использованием для нагнетания по­
го заводнения нефтяных
верхностных речных (озерных) или морских вод, а также подземных вод
верхиих водоносных го ризонтов . Оказалось, что подобный способ разра­
ботки нефтяных месторождений в ряде случаев сопровождается букваль­
но аварийными ситуациями в связи с отложением солей в стволах скважин,
насосно-компрессорных трубах, глубинных насосах, выкидных линиях
и т.д. Соли представлены в основном кальцитом и гипсом, реже баритом,
еще реже целестином. Естественно возникла нео бхо димость в прогнози­
ровании солеотложения. Именно в этом направлении и развиваются иссле66
дования на кафедре геохимии МГУ в рамках одного из заданий целевой
комплексной научно-технической программы , посвященной повышению
нефтеотдачи пластов . Конкретной целью исследований является разработка
методики прогнозирования салеотложения в нефтепромысловом оборудо­
вании (НПО) при внутриконтурном заводнении нефтяных пластов дл я
выбора оптимального источника заводнени я [Валяшко и др., 1 98 2 ) .
В целом методика эта разработана и находится на стадии совершенство­
в ания отдельных узлов . Ее о собенностью является новый подход к реше·
нию двух основных вопросов : оценки состава пластовой и закачиваемой
воды, смешивающихся при внутриконтурном заводнении нефтяных плас­
тов, и способа расчета состава и количества солей, спосо бных выпадать в
о садок в резуJJьтате смешения пластовой и закачиваемой воды, а также под
'
влиянием изменения термабарических параметров при подъеме образую·
щейся смеси на поверхность .
Чтобы подойти к оценке состава пластовой воды, смешивающейся с
закачиваемой при внутриконтурном заводнении нефтЯных пластов, остано­
вимся к ратко на характеристике различных способов заводнения. В настоя­
щее время заводнение (часто с добавкой nолимеров) является основным
методом интенсификации добычи нефти как в СССР, так и за рубежом .
В зависимости о т расположения нагнетательных скважин различают пло­
щадное, законтурное, внутриконтурное , очаговое, избирательное заводне­
ние [Поддержание ... , 1 973) . Последние два способа используются дл я
выработки небольших линзаобразных залежей. Площадное заводнение
(чередование эксплуатационных и нагнетательных скважин) применяется
в основном на истощенных площадях и целесообразно только в однород­
но проницаемых пластах, хотя и в этом случае коэффициент охвата завод­
нением не превышает 0,7. Наибольшее распространение получило закон­
турное и внутриконтурное заводнение , а также их комбинированная разно­
видность. П ри законтурном заводнении нагнетательные скважины распола­
гаются вокруг нефтяной залежи, за контуром нефтеносности, в водоносной
части пласта. Применяется оно чаще на последних стадиях разработки.
Существенным недостатком такого способа являются большие потери на­
пора воды при движении ее по водоносной части пласта и утечки закачивае·
мой воды за контур. Для поддержания пластового давления- с самого начала
разработки месторождения широкое применение получило внутриконтур­
ное заводнение. В этом сл учае нагнетательные скважины располагаются
внутри контура нефтеносности по отдельным разрезающим рядам, между
которыми находятся ряды эксплуатационных скважин. Поскольку такое
заводнение начало применяться позднее, чем законтурное , при его осущест·
влении бьm использован опыт последнего, но иногда недостаточно крити·
чески. В частности, это относится к оценке состава пластовой воды, сме­
шивающейся с закачиваемой.
В настоящее время большинство исследователей, моделируя процесс
смешения пластовой и закачиваемой воды, понимают под пластовой за·
контурную воду, т . е . воду, находящуюся в водоносной части пласта. Если
при законтурном заводнении такое представление в какой-то мере оправ­
дано (но не является исчерпывающим) , так как закачиваемая вода по­
ступает прежде всего в водоносную часть пласта, то при внутриконтурном
заводнении такой подход неправомерен, поскольку в этом случае закачи·
67
ваемая вода нагне т ает ся непосредственно в нефт еносную зону, где кон­
такт с законтурной водой невозможен. Однако в связи с т ем, что попу тная
вода (появляющаяся в эксплуатационных скважинах заводняемых место­
рождений) по своему составу не аналогична закачиваемой даже с учетом
взаимодействия последней с породой, с тановит ся очевидным, что при внут­
тиконтурном заводнении закачиваемая вода смещивает ся с какой-то водой,
присутствующей в нефтенасыщенной зоне. Т акой водой может быт ь толь­
ко ост аточная, об-рем которой в этой зоне достигает 20-30% (а иногда
5 0-70%) общего о бъема пор коллек тора.
Впервые наличие воды непосредственно в нефтяной залежи , не т ронутой
разработкой, правЮiьно бьmо интерпретировано Н. Т . Линдтропом и В.М.Ни·
колаевым [ 1 928] , ко то рые· назвали эту воду "первичной". Термин "ост а­
точная вода" появЮiся вначале за рубежом (residual water), но не получил
там повсеместного распрост ранения , по-видимому в связи с тем, что про­
нехождение этой воды оставалось неясным. В СССР этот т ермин бьm вве­
ден Л.С. Заксом [ 1 947] , а позднее бьm щироко использован А.А. Ханиным
[ 1 965 ; и др. ] и многими др. Эти исследователи внесли существенный
в клад в понимание природы остато чной воды. Надо о тметит ь, что Л .С. Закс
считал возможным применение двух терминов для обозначения воды,
присутствующей в нефтяной залежи , - "остаточная" и "связанная". Одна­
ко, как показал А.А. Ханин, в понятие "остаточная вода" входит вода
тонких каПЮiляров (каПЮiлярная) , углов пор (контактная) и пленочная ,
рыхло- и прочносвязанная, причем в количественном о тношении основная
роль принадле жит каПЮiлярной воде. По этому нельзя признать оправдан­
ной аналогию между названиями "остато чн ая" и "связанная" вода. По­
сл едняя составляет лишь небольтую часть остаточной. Надо добавит ь ,
что термин "ост аточная вода" , по нашему мнению, - наиболее удачный;
очень чет ко определяет причину, объясняющую присутствие воды в нефт е­
носной части пласта - воды, оставшейся в порах коллектора по сл е его за·
полнения нефт ью.
Отметим, однако , что даже в о течественной литературе вплот ь до настоя­
щего времени остаточную воду называют иногда "погребенной" цли " ре·
ликтовой" [Ащиров и др., 1 962; Ащиров, ДанЮiова, 1 974; Маричев и др.,
1 980] . Против применения такого термина мы считаем необходимым. воз­
разить, поскольку название "поrребенная" (ископаемая) ЮIИ "реликто­
вая" вода являет ся аналогом щирокого распрост раненного в настоящее
в ремя определения "седи ментационная" вода. Все это генетические терми·
ны, введенные еще в начале ХХ в. для определения происхождения подзем·
ных вод вообще, а не только вод в нефтенасыщенной части пласт а, процент
которых, кстати сказать , очень невелик по сравнению с общим количест·
вом вод, захороненных вмест е с породой . Погребеиной ЮIИ реликтовой.
может быть как законтурная , т ак и остаточная вода. Применение Же этого
термина только к последней, причем в качестве противопоставления закон·
турной воде, являет ся неправомерным и вносит ненужную путаницу.
В настоящее в ремя сущест вование остаточной воды ни у кого уже не вы­
зывает сомнения . Подсчет запасов .нефти производится только с уче трм ост а­
точной водонасыщенности , кото рая в объеме пор коллектора сопост авима
с количеством нефти . Т аким образом, моделируя при внутриконтурном
заводнении процесс смешения закачиваемой воды с пластовой, под послед68
ней в большинстве случаев сл едует nонимать воду остаточную. Однако
надо иметь в виду, что на многоnластовом месторождении, о со бенно nри
в ыклинивании на крьmьях структуры водоуnорных горизонтов, разделяю­
щих nродуктивные nласты, а также nри наличии nодошвенных вод, в
nроцессе разработки того или иного о бъекта возможно nодтягивание кон­
турной ИЛи nодошвенной воды из соседних водоносных горизонтов. В
этом случае nри внутриконтурном заводнении для nриконтурной зоны
вероятно образование тройных смесей - остаточной, законтурно� и зака­
чиваемой воды - как это nроисходит и nри законтурном заводнении.
В nрисводавой же части структуры с закачиваемой водой будет смешива-ть­
ся в основном остаточная .·
Обращая большое внимание на остаточную воду, мы вынуждены от­
метить, что состав ее в большинстве случаев неиэвестен в связи с труд­
ностью извлечения этой воды из nород. Методически этот воnрос разрабо­
тан очень слабо, nоэтому нередко nредnолагаются косвенные методы для
оценки состава остаточной воды . Так , бьmо высказано мнение [Аширо в ,
Данилова, 1 967; и др.] , что он аналогичен составу воды, nрисутствующей
в так назьmаемой безводной нефти (количество воды в ней колеблется от
следов до 0,5 - 1 %) . Высоко оценивая значение работ К . Б . Аширова и
Н .И . Даниловой в развитии nредставлсний об остаточной воде нефтяных
месторождений ( мы не можем только согласиться с nрименяемым ими тер­
мином "nогребенная вода") , мы должны очень решительно возразить nро­
тив того, �то вода, nрисутствующая в "безводной" нефти, может рассмат­
риваться как остаточная . Возможно , что какая-то ее часть и является тако­
вой, будучи захвачена нефтью nри ее nодъеме на nоверхность, но кроме
этой воды в нефти будет nрисутствовать и вода конденсационная и глав­
ным образом вода nластовая-законтурная , растворившалея в нефти в nро­
цессе ее миграции [Колодий, 1 975 ] . Растворение же в этом случае, как
убедительно свидетельствуют эксnерименты Ю.И . Филяса [Колодий, 1 9 75 ] ,
соnровождается некоторым уменьшением минерализации воды в раствори­
вшемел о бъеме nри одновременном накоnлении гидракарбонатного иона.
Неуднвительно nоэтому, что nри оценке состава о статочной воды на место­
рождении Самотлор no методике Аширова-Даниловой бьm сделан вывод,
что вода эта относится к карбонатному тиnу в отличие от nластовой-закон­
турной хлор-кальциевой воды [Маричев и др., 1 980] . Вывод этот полностью
оnровергается результатами внутриконтурного заводнения Самотлорского
месторождения. При нагнетании в nласт минерализованной хлор-кальцие­
вой воды ее смешение с остаточной водой карбонатного тиnа неизбежно
должно бьmо бы nривести к отложению кальцита. В действительности
этого не nроизошло. Очевидно , что остаточная вода на Самотлоре, как и
законтурная , относится к хлор-кальциевому тиnу. Заводнение же водой,
близкой no составу, естественно, не nривело к солеотложению.
Следует также возразить и против методики, применяемой К . Б . Аши­
ровым и Н.И. Даниловой для оnределения состава воды, извлекаемой в мес­
те с нефтью в безводный nериод эксnлуатациИ. Мет,одика сводится к экс­
трагированию нефти киnящей дистиллированной водой и анализу nолу­
ченной водной в ытяжки с nоследующим nересчетом на воду, nрисутствую­
щую в нефти. Однако в зтом случае в водный раствор перейдут и различ­
ные водорастворимые органические соединения , наnример галоидоргани69
ческие, при гидролизе которых состав изучаемой воды может существен­
но измениться , осо бенно если учесть ее небольшее содержание в нефти
(0, 1 -0,5%) .
П роведеиные нами исследования приводят к выводу, что наиболее
уверенно судить о составе остаточной воды можно по составу попутной,
ото бранной в нач<I{I е ее появления в продукции эксплуатационных сква­
жин, расположенных в сводавой части структуры , где мало вероятно под­
тягивание законтурной воды 1 . в дальнейшем же в попутной воде стано­
вится все более заметной ·примесь закачиваемой. Такой вывод делается
нами на том основании, что на ряде месторождений с внутриконтурным
заводнением попутная вода в начале ее появления по своему макросаста­
ву полностью аналогична законтурной. А по.с кольку последней она быть
не могла, такое сходство может свидетельствовать только о то м, что ос­
таточная вода таких месторождений по макросаставу тождественна закон­
турной. В начале заводнения она просто вытесняется закачиваемой водой
практически не смешиваясь с ней.
Таким образом , оказывается , что внутриконтурное заводнение это
тот редкий случай, когда остаточная вода может быть извлечена на по­
верхность как попутная , в начале ее появления в продукции скважин.
К такому же выводу приходят Ю.П. Гаттенбергер и В . П . Дьяконов
[ 1 979] . Однако в этом случае полуtrnть сведения о составе остаточной воды
можно только уже в процессе заводнени я . Для заблаговременного же про­
гноза солеотложения, прогноза, который мог бы быть учтен при проектиро­
вании разработки месторождени я , сведения о составе остаточной воды
должны быть получены еще на стадии разведки . Конечно, самым о птималь­
ным бьmо бы прямое извлечение остаточной воды из керна нефтенасыщен­
ного коллектора. Но такой способ методически разработан еще недоста­
точно, поэтому мы одновременно работаем сейчас над изучением возмож­
ности оценки остаточной воды по составу поравой воды, присутствующей
в глинистых прослоях в нефтенасыщенной зоне. Извлечение ее из глини­
стых кернов в настоящее время трудностей уже не представляет . Наше
предположение о возможности использования поровых вод, отжатых из
глин нефтеносного горизонта, как аналога остаточных вод основывается
на известной общности их происхождения . В большинстве случаев и те
и другие являются седиментационными (сингенетичными породе) и нахо­
дятся в состоянии покоя после захоронения пород. Необходимо выяснить,
как сказывается на их составе длительное сосуществование с породой
пласта-коллектора (остаточная вода) и глиной (поровая вода) . По наше­
му предварительному выводу, сделанному на о сновании изучения место­
рождения Каламкас (Мангышлакская область) , различие макросастава
остаточной и перовой воды будет невелико. А если так , то мы получаем
возможность достаточно надежного и своевременного прогнозирования
таких солей как кальцит и гипс, в ыпадение которых в осадок о бусловле1
Следует, однако, и меть в в иду, что nри 1 -2%-ной и меньшей обводиенио сти н ефти
отбир ать остаточную воду н ецелесообразно не тол ько в связи с трудностью отбора,
но и nото му, что состав остаточной воды будет сильно искажен в резул ьтате nриме­
си конденсационной и растворенной законтурной воды, nр актически всегда nрисут­
ствующей в н ефти.
70
но особенностями макросастава вод, смешивающихся при внутриконтур­
ном заводнении пластов. Таким образом , изучение поровых вод нефтяных
месторождений представляется нам существенно важным . Отметим, в част­
ности, что данные о их макросаставе могут явиться ключом к разгадке та­
кого странного явления как отсутствие отложения кальцита при внутри­
контурном · заводнении Правдинекого месторождения ( Западная .Си бирь) .
Пластовые законтурные воды здесь относятся к карбонатному типу (ми­
нерализация
1 3 г/л) . При заводнении длительное в ремя использовались
хлор-кальциевые воды вышезалегающих сеноманских отложений (минера­
лизаци я � ! б г/л ) . Такое заводнение дол жно было неизбежно привести к от­
ложению кальцита в НПО, если бы остаточная и законтурная вода бьmи
сходны по составу. Поскольку салеотложения обнаружено не бьmо, оста­
ется сделать единственный вывод, что остаточная вода на Правдинеком
месторождении относится не к карбонатному типу, как законтурная , а к
хлор-кальциевому, как это и характерно для большинства месторождений
Западной Сиби ри . У казанное же различие в составе законтурной и остаточ­
ной воды можно о бъяснить , по-види мому, особенностями формирования
подземных вод в этом районе. Дело в том , что Правдинекое место рождение
находится в той части Среднего Приобья , где в отличие от в сей остальной
территории подземные воды продуктивных, меловых и юрских, отложе­
ний отно сятся не к хлор-кальциевому, а к карбонатному типу . К в ышеза­
л егающим же отложениям (апт-сеноман) в этом районе, как и во всем
регионе, приурочены более минерализованные хлор-кальциевые воды.
Нам представляется , что аномальный карбонатный тип пластовых вод про­
дуктивной толщи Правдинекого месторождения (и других аналогичных
ему) обусловлен проникновением глубинной со2 ( что установлено мно­
гими исследователями) . По-видимому, этот процесс относительно моло­
дой и сказался главным образом на изменении состава законтурных вод
юры и нижнего мела. Остаточные же и лоравые воды , как и воды выше­
залегающих отложений, не испытали еще влияния СО 2 .
До сих пор мы говорили о возможном сходстве макросастава поровых
и остаточных вод , считая оправданным использование этого сходства при
прогнозировании отложения гипса и кальцита. Однако поведение микро­
компонентов в остаточной и поравой воде может быть существенно различ­
ным. Так , в остаточно_й воде, длительное в ремя контактирующей с нефтью,
могут накапливаться такие микрокомпоненты, которых не будет в пора­
вой. При этом увеличение содержания отдельных микрокомпонентов в
остаточной воде может происходить как за счет их прямоrо в ыщелачива­
ния из нефти, так и в результате накоw1ения в воде о рганических кислот,
повышающих растворяющую способность воды по отношению к отдель­
ным минералам пород. Это относится , в частности , к Ва. Как показали на­
ши исследования , проведеиные совместно с ИОНХ АН СССР (В.Т. О рло­
ва) , растворимость барита существенно возрастает в присутствии органи­
ческих кислот. Это имеет большое значение для накопления Ва в остаточ­
ной воде. По преДварительным данным , которые в настоящее в ре мя прове­
ряются, на месторождениях Жетыбай и Узень ( Мангышлакская область) ,
при заводнении которых морской водой установлено отложение в скважи­
нах барита, содержание Ва в остаточной ( попутной) воде достигает ЗОО мr/л,
в то время как в законтурной оно существенно ниже ( по-видимому, не
�
71
более 50 мг/л) . Естественно, что в этом случае при прогнозировании сале­
отложения ориентироваться на законтурную воду нельзя , несмотря на
ее сходство по макроссставу с остаточной (попутной) водой. По всей ве­
роятности, нельзя использовать и данные о составе порсвой воды. Здесь
необходимо прямое определение состава остаточной воды.
Итак подчеркнем основной вывод, который можно сделать на основа­
ниu проведеиного изучения характера пластовой воды, сме!Шiвающейся
с закачиваемой при внутриконтурном заводНении нефтяных пластов. В
этом случае при прогнозировании солеощожения следует использовать
состав пластовой о статочной воды, который может быть определен при
отборе попутной воды в начале ее появления в эксплуатационных скважи­
нах, расположенных в сводсвой части структуры. Возможность использо­
вания порсвой воды в качестве аналога остаточной должна рассматривать­
ся для каждого конкретного месторождения .
Оценим теперь состав закачиваемой воды, сме!Шiвающейся с пласто­
вой при з аводнении нефтяных пласто в . Нет сомнения , что он не тождествен
составу нагнетаемой воды . Взаимодействие по роды пласта-коллектора с
чуждой для него водой будет способствовать изменению состава последней,
причем такому, которое может сказаться на отложении солей в НПО. В
свете этой проблемы основной интерес для нас представляет возможность
обогащения закачиваемой воды сульфатами и карбонатами Са. Что же
касается барита, то его растворимость слишком мала, чтобы привести к
существенному изменению содержания Ва 6 закачиваемой воде. П ричины
накопления кальцита и гипса в последней могут быть различн ы . Нет сомне­
ния , что одной из основных является выщелачивание этих солей из пород.
Возможно , что известное значение играют реакции катионного обмена.
Дтl я CaS 04 некоторую роль может играть окисление пирита и сероводоро­
да кислородом закачиваемой воды . Однако каковы бы ни бьmи эти при­
чины, существует определенный предел накопления сульфатов и карбона­
тов Са в закачиваемой воде . Это ничто иное как предел их растворимости
в пластовых термебарических условиях , т .е . достижение равновесного
· состояния между водой и породо й , ограничивающего возможность дальней­
шего накопления этих солей в воде . Таким образом , макси мально возмож­
ное изменение состава закачиваемой воды в интересующем нас аспекте
вьiразится в насыщении ее сульфатами и карбонатами Са при те рмебари­
ческих параметрах пласта. Однако реальным это станет только тогда, ког­
да в ремя взаимодействия воды с породой будет достаточным для достиже­
ния сульфатного и карбонатного равновесия, а количество солей в породе ­
достаточным для н асыщения ими закачиваемой воды в пластовых ус ­
ло виях .
Что касается в ремени, то общеизвестно, что сульфатное и карбонатное
равновесие воды с породой достигается не позднее чем через месяц. Взаимо­
действие же закачиваемой воды с породой пласта-коллектора длится зна­
чительно дольше (например, при расстоянии между нагнетательной и пер­
вой эксплуатационной скважинами 400 м и средней скорости движения
закачиваемой воды 800 м/год оно составит 6 мес) . Дтlя определения коли­
чества соли, достаточного для насыщени я , можно сделать несложный рас­
чет. Возьмем куб породы со стороной 1 0 см и пористостью 1 0% . Этот
образец, о бъемом 1 000 см3 , весит примерно 2500 г . П ри содержании в по72
роде 0,2% с оли количество ее составит 5 г. Пористое пространство об­
разца занимает объем 1 00 см 3 . Таким же будет и максимально возможный
о бъем закачанной воды . Этот объем будет взаимодействовать не со всей
породой, а только с десятой ее частью, количество соли в которой состав­
ляет соответственно 0,5 г. Таким образом, при содержании в породе
0,2% соли в 1 00 см 3 воДы способно раствориться 0,5 г соли, а концентра­
ция ее в растворе составит 5 г/л . Эта величина полностью перекрываеr зна ­
чения растворимости для кальцита в пластовых условиях практически
в сех заводняемых место рождений и должна быть увеличена примерно
вдвое для гипса в связи с его более высокой растворимостью. Проведен­
ный расчет свидетельствует, что при содержании в породе .0 , 2% кальцита
и 0,4 % гипса закачиваемая вода, подходящая к эксплуатационным скважи­
нам , всегда будеr насыщена этими солями в пластовых условиях2 . И какие
бы другие процессы , способные обусловить обогащение воды сульфатами
и карбонатами Са, ни протекали в пласте , они не могут привести к допол­
нительному их накоплению в воде, уже насыщенной этими солями . Не
может этому способствовать и более высокое содержание последних в
породе.
Рассмотрим теперь особенности способа, предл агаемого нами дл я рас­
чета состава и количества солей, способных выпадать в осадок при сме­
шении пластовой и закачиваемой воды и при изменении термабарических
�араметров. Расчет этот сводится к вычислению растворимости в природ­
ных водах и карбонатов и сульфатов Са, Sr и Ва.
К настоящему в ремени предложено большое число способов прогнози­
рования салеотложения [ Гаттенбергер, Дьяконов, 1 979; Кащавцев , 1 972;
Панов, Комлева, 1 980; Понизовекий и др ., 1 980; Понизовский , Пачепский,
1 979; Чистовский, 1 9 75, 1 976; и др. ) . Это однозначно указывает на отсут­
ствие универсальных и надежных методик расчета. Основные трудности
здесь связаны с необходимостью учитывать сложный химический состав
пластовых и закачиваемых вод и большое разнообразие температур и дав­
лений в нрирощtых объектах.
Примененный в наших исследованиях метод расчета растворимости
солей в природных водных рас творах базируется на теории ионных
ассоциатов Б ьеррума-Семенченко . Согласно этой теории , растворенные
вещества в растворе представляют собой совокупность индивидуальных
ионов и образованных ими ассоциатов (ионных пар и более сложных
комплексов) , между которыми существует термо динамическое равнове­
сие . Для расчета равновесного состава гетерогенных химических систем
бьmа использована разработанная Ю.В. Шваровым вычислительная прог­
рамма "ГИБ Б С ", в которой реализован алгоритм минимизации энергии
химической системы [Шваров , 1 976 , 1 978 ) . Важными преимуществами
такого подхода являются : 1
использование термодинамических пара­
метров, полученных многими независимыми физико-химическими мето­
дами; 2
возможность применения теоретического аппарата химической
теормодинамики дл я предсказаний температурной и барической зависи­
мостей раствориl\юсти солей в широком диапазоне условий. Конечным
-
-
1
Следуст иметь в виду. что сульфатное равновесие может быть нарушено в связи с
развитием микробиолоmческих процессов.
73
результатом расчета является состав водного раствора и равновесных с
ним твердых фаз . Проведение серии расчетов для закономерно меняющс­
гося валового химического состава системы позволяет определить коли­
чество солей, выпадающих в заданных пропорциях вод разного состава.
Изменяя исходные термодинамические параметры при фиксированном
составе системы� можно определить влияние термабарических условий на
отложение солей. Проведение расчетов при заданно м избытке твердых
фаз позволяет определить состав растворов, равновесных с этими фаза­
ми (например, рассчитать состав з акачанной воды, насыщенной кальци­
том и гипсом в IUiастовых условиях) , а также определить дефицит насы­
щения природных вод относительно этих солей .
Выполненные расчеты показали, что использование термодинамической
информации, опубликованной в справочной литературе, не о беспечивает
требуемой дriя технических расчетов точности . Уточнение термодинамичес­
ких параметров, наиболее важных при расчете растворимости гипса и ба­
рита в высокоминерализованных водах, бьmо выполнено по разработан­
ной на кафедре геохимии М ГУ методике решения обратных термодинами­
ческих задач . По данным о растворимо сти в системах СаSО4-NаСI -Н20
(t до 5 0° С , концентрация до 4 М) и BaS04 -NaCI -H 2 0 (t до 1 00° (, концен­
трация до 5 М) бьmи найдены оптимальные значения термодинамических
параметро в , использование которых позволило рассчитать растворимость
гипса и барита в этих системах со средней погрещностью ±4%. Аналогич­
ная работа по уточнению параметро в проведсна для кальцита и целестина.
Проверка метода расчета по экспериментальным данным о насыщеннос­
ти природных хлор-кальциевых растворов относительно гипса показала
хорошую сходимость расчета и эксперимента: среднее расхождение по че­
тырем исследованным рассолам составило :;!:2,2%. Полученные результаты
показывают перспективность описанного способа расчета при прогнозиро­
в ании салеотложения в скважинах. С неменьщим успехом от может быть
использован и при прогнозе подземного отложения солей.
Используя разработанную методику прогнозирования солеотложения
при внутриконтурном заводнении нефтяных Шiастов, мы выполнили прог­
ноз на ряде месторождений , что позволило рекомендовать оптимальные
источники заводнения и сделать следующие теоретические в ыводы.
1 . Отложение солей в НПО при заводнении нефтяных месторождений
является следствием двух о сновных процессов : а - смешения IUiастовой
и закачиваемой воды (эффект селеотложения при смешении) ; б - измене­
ния давления и температуры при движении о бразующейся смеси по стволу
скважины ( термабарический эффект солеотложения) .
2. Эффект смешения возможен как при несовместимости хИмическо­
го состава пластовой и закачиваемой воды (эффект селеотложения при
несовместимости) i так и при значительном разбавлении IUiастовых вод
пресными закачиваемыми ( эффект сонеотложения при разбавлении; ха­
рактерен для кальцита и, по-видимому, гипса; о бусловлен резким умень­
шением растворимости этих солей при снижении общей концентрации раст­
вора ниже 50-70 г/л) . Проявляется эффект смешения в основном в ниж­
ней части скважины и в призабойной зоне IUiacтa.
3 . Термебарический эффект особенно заметен при значительном умень­
шении давления и температуры по сравнению с пластовыми. При этом
74
для кальцита основное значение имеет изменение парциального давления
С02 . Проявляется этот эффект в о сновном в наземном НПО и в верхней
части скважин .
4. Отложение кальцита в верхней части скважин ( термобарический
эффект) может быть предотвращено посредством регулирования Рс о
на устье . Отложения же солей в нижней части скважин (эффект смеш ;.
ния) можно избежать только бнагодаря выбору соответствующего источ·
ник а заводнения или применяя ингибиторы солеотложения .
ЛИТЕРАТУРА
А широв К. Б . . Данилова Н.И. О природе солей, содержащихся в нефтях в безводный
период эксплуатации·. - Тр. Гипровостокнефть, 1 967, вып. 1 0, с. 1 5 5 - 1 6 1 .
А широв К.Б., Данилова Н.И. Потребеиные воды нефтяных месторождений Куй·
бышевской области . - Геология нефти и газа, 1 9 74, NQ 3, с. 5 1 -5 6 .
А широв К.Б., Громович В.А. . . Югин Л.Г. О линзах погребеиной воды в нефтяных
залежах. - Новости нефт. и газовой техники. Сер. геол. , 1 9 62, NQ 2, с. 1 2 - 1 6 .
Валя шка М.Г., Поливанова А .И., Гри чук Д.В. и др. Заводнение нефтяных пластов опасная возможность отложения солей в пласте и в нефтепромысловом оборудова·
вании. - В кн. : Фо2мирование подземных вод как основа гидрогеологических прог·
нозов. М . : Наука, 1 9 82, т. 2, с. 1 94 - 1 9 8.
Гаттенбергер Ю.П., Дья конов В.П. Гидрогеологические методы исследований при
разведке и разработке нефтяных месторождений. М . : Недра. 1 9 7 9 . 207 с.
Закс С.Л. Остаточная вода нефтяных коллекторов. - Изв. АН СССР. ОТН, 1 947,
NQ 7 , с. 7 8 7 -794.
Кащавцев В.Е. Проnюзирование и контроль за отложением гипса в скважинах в
процессе разработки нефтяной залежи. - РНТС ВН Й: ИОЭНГ. Нефтепромысловое дело,
1 972. NQ 5, с. 1 0 - 1 6 .
·
Колодий B. .i3. Подземные конденсаци онные и солюционные воды нефтяных, газо·
конденсатных и газовых месторождений. Киев : Наук. думка, 1 97 5 . 1 22 с.
Линдран Т. Т., Николаев В.М.
Содержание нефти и воды в нефтяных пластах. Нефт. хоз-во, 1 929, NQ 9, с. 323-327.
Мари чев Ф.Н., Глазков А.А . , Ким В.К. О химической характеристике погребен·
ных вод Самотлорского месторождения . - РНТС ВНИИОЭ Н Г . Нефтепромысловое
дело, 1 980, NQ 3, с. 4-7.
Панов В.А . , Комлева Л.А . Определение растворимости сульфата кальция в пласто·
вых водах. - РНТС ВНИИОЭНГ. Нефтепромысловое дело, 1 980, NQ 1 1 , с. 1 7 - 1 9 .
Поддержание пластового давления н а нефтяных месторождениях/ В.А. Еронин ,
И.Р. Кривоносов, А. Д . Ли и д р . М . : Недра, 1 9 7 3 . 1 99 с.
По низовекий А .А . , Орлова В. Т., Па чепский Я.А. Расчет растворимости кальцита
°
в системе СаСО 3 -CaS04 -NaCI-H20 при 25 С и парциальных давлениях СО, до
1 ат. - Жури. неорган. химии, 1 9 80, т. 25 , NQ 1 1 , с. 3 1 3 8 - 3 1 4 3 .
Понизовекий А .А . . Пачепский Я.А. Определение растворимости гипса в пятиком·
°
понентной в одно-солевой системе Са, Mg, Na · . W. Cl,S04 при 25 С расчетным методом. Жури. неорган. химии, 1 9 79 , т. 24, NQ 1 , с. 1 6 1 .
Ханин А .А . Основы учения о породах-коллекторах нефти и газа. М . : Недра, 1 965.
360 с.
Чистовекий А . И. О причинах выпадения гипса при разработке нефтяных залежей. Геология нефти и газа, 1 9 7 5 , NQ 2, с. 69-74.
Чистовекий А . И. Оценка возможности выпадения сульфатов стронция и бария при
заводнении нефтяных залежей пресными водами. - Геология нефти и. газа, 1 9 76,
NQ 6 , с. 5 9 - 6 3 .
Шваров Ю.В. Алгоритм расчета равновесного состава в многокомплектной гете·
рогеиной системе. - ДАН СССР, 1 9 76, т. 229, NQ 5, с. 1 224 - 1 228.
Шваров Ю.В. О миними зации термодинамического потенциала открытой хими·
ческой системы. - Геохимия, 1 9 7 8 , NQ 1 2, с. 1 892- 1 896.
75
УДК 5 5 0.4 : 5 5 1 . 3+ 55 3 . 06 1 . 1 4: 5 5 3 .632
В. И Борисенков, В.И Гусев, И С. Плещеев,
НН Волкова, А.Н. Имамеев
ГЕОЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ
СТРОЕНИЯ СОЛЕНОСНЬIХ ОТЛОЖЕНИЙ
В СЕВЕРО-ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ПРИКАСПИЯ
В процессе геологасъемочных работ масштаба 1 :50 000, проводимых
различными партиями Космоаэрогеологической экспедиции N° 1 в период
с 1 973 по 1 98 2 г., на территории Северо-Восточного Прикаспия бьm от­
крыт ряД местор6ЖД.ею1'й солей . Они приурочены к эрозионным вре­
зам и котловинам, сформировавшимен в плиор.еновое время и запол­
ненным терригеиными и соленосными отложениями в период между ба­
кинской и хазарской трансгрессиями (район соров Мертвый Култук ,
Кайдак и Каракичу) , хотя имеются данные и о солях, залегающих под
фауннетически охарактеризованными бакинскими отложениями (район
островов Нордовы, IIIалыги и западиого борта сора Кайдак) [Борисов
и др., 1 98 1 ] .
Соленосные отложения вскрыты на глубинах от нескольких до 50 м и
имеют мощности 1 - 1 30 м. Они характеризуются чрезвычайно пестрым
минеральным и химическим составом, что позволяет выделить на изучен­
ной территории по крайней мере три типа салеродных бассейнов, отличаю­
щихся по характеру: питания и условиям кристаллизации солей (см. рис. 1 ) .
К первому типу относятся бассейны с континентальньiм питанием,
рапа в которых либо бьmа насыщена только по сульфатам Са и Na (гипсу,
глаубериту, мирабилиту) , а в ряде случаев по галиту, либо достигала ста­
дии садки су}lьфатов Mg (астраханита) . Соленосные отложения, отвечаю­
щие этому типу, вскрыты скважинами на северо-востоке п-ава Бузачи
и на территории сора Каракичу.
Среди них наибольшее распространение получили отложения, представ­
ленные преимущественно мирабилитом, иногда с соДержанием галита от
долей до нескольких Процентов (скважины 1 072, 1 004, 1 006, 1 9 5 8 , 1 9 5 7 ,
1 959, 1 067 , 1 947 , 1 946, 1 948 ) . Химический состав этих отложений ото­
бражается на диаграмме системы so�-, C'l -, Mg2+, Na+ (рис. 2,1) точками,
концентрирующимиен у полюсов мирабилита и тенардита. При этом сле­
дует отметить, что вопрос о наличии в соляных отложениях тенардита в
виде первичного минерала остается пока открытым. Не исключено, что
при интенсивном прогреве донной рапы мелководного солероднога бас­
сейна могли возникнуть условия для кристаллизации первичного тенар­
дита, однако выделить его в большой массе вторичного, возникшего при
дегидратации мирабилита, очень трудно. Поэтому в дальнейшем мы будем
относить весь содержащий�я в породе сульфат Na (не связанный с астра­
ханитом) на долю мирабилита.
На северо-востоке п-ова Бузачи отложения мирабилита вскрыты на
глубинах от 3 до 50 м и имеют мощности 1 - 9 м. В пределах сора Кара­
кичу мирабилит залегает на глубинах от 6 до 20 м. Его отложения мало­
мощны ( 1 - 2 м) и отличаются очень высоким содержанием (40- 50%)
·
76
с ор Мертв ы й
К. у л т у к
n - о в
Б у з а ч и
1679
•
n л А т о
У С Т Ю Р Т
Ри с. 1. Схема расположения изученных скважин, вскрыВUПIХ соленосные отложения
северо-восточной части Прикаспия
нерастворимых компонентов, что может служить признаком привноса
солей в бассейн водами поверхностного стока или эоловым путем.
Соленосные отложения, представленные преимущественно галитом
с содержанием мирабилита от долей до нескольких процентов, имеют
ограниченное распространение и сосредоточены в основном на переходе
от сора Кайдак к сору Каракичу (скважины 1 068, 1 676, 1 97 1 , 1 902, 1956) .
Их состав отображается на диаграмме (см. рис. 2, i) точками у полюса
галита. Отложения залегают на глубинах 1 0-20 м и имеют мощности 1 - 1 2 м.
Содержание нерастворимых примесей - 1 -3% . Галит средне- и крупно­
зернистый от бесцветного до светло-серого. Под микроскопом обнаружи­
ваются две его структурные разновидности, характерные для озерных
отложений: крупные вытянутые кристаллы с расположенными "елоч­
кой" газово-жидкими включениями (типа корневой солИ) и плотные
агрегаты средних и крупных идиаморфных и гипндиоморфных кристал­
лов с зональностью по кубу (типа гранатки) . Низкие содержания Br в
77
Na2SOч /(
+-++
А
KJ,3
MgSOч
1
�
·
No so,
2 �..
0�·" 1
х
Нз, J
h1gso.
л
Рис. 2.
Химический состав соленосных отложений северо-восточной части Прикаспия
Г - галит ; Мр - мир абили т ; Тн - тен а рдит ; А . - а с т р а х а н ит ; Кз - кизерит ; Э ­
эпсомит ; Кр - к арн аruш т ; Б - би ш офит
галите (0,002-0,004%) также указывают на континентальный характер
этих отложений .
Помимо рассмотренных практически мономинеральных отложений
солей, в отдельных скважинах ( 1 679, 1 674, 1 949) вскрыты соленосные
толщи, представленные чередующимися горизонтами галита и мирабилита,
причем содержания в них одного из минералов может достигать 90-95%.
Соленосные отложения , в состав которых, помимо галита и мирабилита,
входит астраханит, вскрыты на северо-востоке п-ова Бузачи и в к райней
западной отшнурованной части сора Каракичу. Кроме того, отложения
с сульфатами Mg - кизеритом и эпсомитом - вскрыты скв . 1 679 на восто­
ке п-ова Бузачи . В соответствии с минеральным составом химизм этих
отложений отображается на диаграмме (см. рис. 2, II) точками, располо­
женными в области, ограниченной полюсами галита, мирабилита и астра­
ханита.
На северо-востоке п-ова Бузачи отложения с астраханитом (скважи­
ны 1 032, 1 005 , 1 045) залегают на глубинах от 25 до 37 м и имеют мощ­
ности 1 - 1 0 м. В скважинах 1 032 и 1 045 это почти мономинеральная астра­
ханитовал порода, в скв . 1 005 . астраханит в ассоциации с галитом и мира­
билитом залегает в средней и верхней частях разреза и подстилается 2-мет­
ровым горизонтом чистого мирабил.ита.
78
8 пределах сора Каракичу (скважины 1 867, 1 868, 1 969) отложения с
астраханитом залегают на глубине около 2 м и имеют мощности 1 - 2 м.
Астрахапит отмечен в основании ·разреза, выше следуют отложения мира­
балита . Кроме того, в скв . 1 869 на глубине 1 4 м вскрыт еще один горизонт
солей, содержащий астрахапит с галитом и мирабилитом.
Отложения с кизеритом и эпсомитом, вскрытые скв . 1 679, залегают на
глубине 44 м и имеют мощность 20 м. Они характеризуются чередованием
горизонтов, сложенных галитом или мирабилитом, а в средних и верхних
частях разреза - смешанной галит-мирабилитовой породой. Эпсомит в
качестве не больших примесей (0,5 - 1 %) отмечается по всему разрезу,
кизерит (5- 20%) отмечен в ассониации с галитом и мирабилитом в сред­
них и верхних частях разреза.
Астрахапит - крупно- и среднекристаллический, светло-зеленого или
желто-зеленого цвета. Под микроскопом видно, . что его крупные ксено­
морфные кристаллы образуют общую массу, обволакивающую зерна
галита, многие из которых имеют идиаморфные очертания с зональным
расположением газово-жидких включений. Это может служить призна­
ком более позднего выделения астрахапита из донной рапы в межкрис­
тальном пространстве галитоиого осадка. Кизерит и эпсомит в шлифах
обнаружить не удалось . Их присутствие устанавливается только по дан­
НЬIМ химического анализа.
Содержание Br в галите , ассоциирующем с астраханитом, составляет
0,004-0,006%. В скв . J 679 наблюдается увеличение содержания Br в гали­
те вверх по разрезу от 0,002 до 0,006%.
Сопоставляя данные по минералогии и химическому составу солей,
содержащих сульфаты Mg, и рассмотренных выше мирабилитовых отло­
жений, можно отметить, что на фоне общего континентального характе­
ра nитания бассейны, в которых формировался астраханит, отличались
более устойчивым гидрохимическим режимом рапы, на который в мень­
шей степени оказывали влияние периодические поступления поверхност­
ных вод. Об этом свидетельствуют и очень низкие (от долей до несколь­
ких процентов) содержания в астраханитовых отложениях нераствори­
мых компонентов . В этой обстановке стало возможным более глубокое
концентрирование рапы салеродного бассейна и достижение ею насыщения
по сульфатам Mg, а устанавившееся химическое равновесие между осадком
и донной рапой создало условия для формирования стабильных парагене­
тических ассоциаций, вкл ючающих астраханит .
К о второму типу салеродных бассейнов н а изученной территории сле­
дует отнести палеобассейн в районе сора Мертвый Култук , основным ис­
точником питания которого бьmи воды Каспийского моря (скважины
1 669, 1 998, 2008) . Соли залегают здесь на глубинах 1 5 -27 м, имеют мош­
ности 7- 1 9 м и представлены мирабили том, содержание которого дос­
тигает 98-99%. Мономинеральный характер отложени й , почтИ полное от­
сутствие в них галита и нераствори мых примесей указывают на их фор­
мирование из относительно слабоконцентрированной каспийской рапы,
которая только в результате зимнего переохлаждения достигла насыще­
ния по сульфату Na.
Наибольший интерес на изученной территории представляет третий
тип салеродного палеобассейна в районе сора Кайдак (скважины 1 1 00 ,
79
1 095 , ЗЗк) , в питании которого принимали участие как воды Каспия,
так и воды, поступившие с суши. К последним относились, по-видимо­
му, подземные воды палеоген-неогеновых водоносных горизонтов ,
разгружавшихся вдоль западного чинка Устюрта, и , в меньшей степени,
воды, поступавшие с Бузачей. Подобное смешанное питание, в котором
по направлению с севера на юг уменьшалась доля морского фактора и уве­
личивалась доля континентального, наряду с интенсивным испарением и
концентрированием больших масс рассолов привело к формированию на
этом участке смешанного континентально-морского типа галогенного
разреза и появлению в нем солей, характеризуюших заключительные ста­
дии галогенеза, - карналлита и бишофита. Наряду с ними широкое рас­
пространение получили сульфаты Mg, в состав которых, по данным пере­
счета результатов химического анализа, в ходит от 4 до 5 молекул кристал­
лизационной воды. Обрашает на себя внимание полное отсутствие в сква­
жинах 1 1 00 и 1095 мирабилита . Сульфаты Na представлены здесь астраха­
ннто м, который в с кв . 1 1 00 приурочен к верхни м горизонтам, а в с кв. 1 09 5
распределен по в сему разрезу. Лишь далее к югу, по мере уменьшения
влияния морскоГо питания, в отложениях, вскрытых скв . 3 5 к , появляет­
ся ! О- метровый горизонт мирабилита, залегаюший в основании 45-метро­
вой толщи галита с астраханитом. Кристаллогидраты сульфатов Mg и кар­
наплит злесь отсутствуют .
Характерной особенностью отложений, вскрытых в пределах сора Кай­
дак, является низкое содержание в них нерастворимых примесей (от до­
лей до 1 - 2%) .
Микроскопические исследования показали, что галит в отложениях
этого типа по своим структурным особенностям полностью соответствует
галиту из рассмотренных выше отложений континентального генезиса.
То же относится и к астраханиту . Карналлит в шлифах отмечен в виде агре­
гатов мелких и средних изометрячных и ксеноморфных зерен, часто со
следами перекристаллизации, располагающихся в пространстве ' между
крупными гипидиоморфными кристаллами галита. Сульфаты Mg в виде
агрегатов мелких и средних овальных зерен окаймляют крупные кристал­
лы галита и встречаются в них в виде включений. Отмеченные структурные
взаи моотношения карналлита и сульфатов Mg с галитом позволяют рас­
сматривать карналлит как более Позднее по отношению к галиту образова­
ние. Его кристаллизация �роисходила из донной рапы, заполнявшей поро­
вое пространство соляного осадка, возможно, вследствие понижения
температуры. Накопление сульфатов Mg шло, по-видимому, одновремен­
но с кристаллизацией галита. Бишофит в шлифах не бьm обнаружен, его
наличие устанавливается только по данным химического анализа.
Как видно из положения точек состава рассматриваемых отложений
на диаграмме (см. рис. 2, 1 1 1 , IV) , наиболее распространенной в них яв­
ляется ассоциация галита с сульфатами (точки распол агаются вдоль диа­
гонал и NaCI- Mg:,04 ) . Лишь в отдел ьных случаях точки сдвигаются в сто­
рону угла N<t 2 504 (появление в составе солей астраханита) или в направ­
лении угла MgC\2 (появление карна.:шита или бишофита) . Появление в
тв ердой фазе хпоридов Mg означает достижение максимума концентрации
раnы. При формировании отложений, вскрытых скв. 1 1 00, этот максимум
достигалея дважды. Однако показателем циклиЧности развития солерод­
во
ного бассейна может служИть не только появление в осадке ю шийных
солей, но и изменение по разрезу содержания сульфатов Mg: увеличение
их содержания свидетельствует об осолонении бассейна, уменьшение - о
его распреснении. С целью выявления характера этой цикличности по
данным химического анализа был рассчитан и нанесен на разрез скважин
1 1 00 и 1 095 количественный минеральный состав соленосны� оrложе­
ний. Как видно из приведеиных схем (рис. 3) , распределение содержаний
сульфатов Mg в колонке скв . 1 1 00 показывает, · что бассейн в своем раз­
витии претерпел по меньшей мере пять стадий осолонения, из которых
только две завершились накоплением калийно-магниевых солей . Те же
стадни выявляются и по характеру распределения по колонке значений
бромхлорного отношения . Сопоставление колонок ск13�_жин 1 1 00 и 1 095
показывает, что разрез отложений , в скрытых скв . 1 0 95 , как по распреде­
лению содержания сульфатов Mg, так и по изменению значений бромхлор­
ного отношения, почти полностью соответствует верхней половине разре­
за с кв . 1 1 00 . Это означает, что на фоне общего циклического характера
развития солеродного бассейна происходило расширение его акватории с
вовлечением новых площадей в процесс соленакопления .
Смешанный характер питания бассейна нашел свое отражение и в рас­
пределении в солях B r . Отмечается общий пониженный фон содержания
Br в галите по разрезам скважин 1 1 00 и 1 095 по сравнению с концентра­
циями, которые следовало бы ожидать в случае кристаллизации галита
из морской воды. Так, Br в галите возрастает от 0,004% в основании раз­
реза до 0,020-0,030% в отложениях, непосредственно подстилающих кар­
наллитовые горизонты, в то время как в нормальных морских образова­
ниях содержание Br в галите перед началом садки карналлита должно сос­
тавлять около 0,037% [ Валяшко и др. , 1 976] . Еще более обеднен Br кармал­
лит (0,050-0,070 в место 0,20% в случае кристаллизации из морской воды)
и бишофит (0,090 вместо 0,37%) . Такое значительное по сравнению с гали­
том обеднение Br заставляет предположить, что карналлит и бишофит
являются вторичными образованиями . Возможно, что их кристалли­
зация происходила из обогащенных MgC\2 рассолов, возникших в резуль­
тате выщелачивания карналлитсодержащих отложений на других участках
бассейна и скопившихся затем в наиболее глубоких эрозионных врезах
Приустюртовой зоны.
Таким образом, изложенный материал свидетельствует о наличии в рай­
оне Северо-Восточного Прикаспия двух палеообластей соленакопления :
с континентальным питанием (восточная часть п-ова Бузачи и сор Кара­
- кичу) и с питанием при участии вод Каспия (систем соров Мертвый Кул­
тук - Кайдак) . При этом следует отметить, что в пределах первой об­
ласти отдельные солеродные бассейны значительно отличаются друг от
друга как по возрасту, так и по своей структурной · приуроченности . Наибо­
лее древними среди них являются изолированные друг от друга бассейны,
связанные с глубокими денуцаци онными котловинами на _п-ове Бузачи.
Вскрытые здесь соли местами залегают над бакинскими отложениями,
местами под ними. Независимое протекание процесса континентального
галогенеза в этих котловинах обусловило отмеченную выше пестроту
минерального состава отложений, вскрытых на северо-востоке и востоке
п-uва Бузачи, а также невыдержанность их по мощности.
6.
Зак. 202
81
и, в о, б о, lf o, z
6 . 1flз 1
_!.
Gt /U
1
1
�
о·
,
о
Ск6. !100
о '10 80 i.
Ск6. 109J
'IO
h==-i 1
•
во /.
L}-.
.
л
ltl
'IO• •
о
o,z
о, '1 0,5
0,8 1, 0
•
•
57
1..... ё§jzz!J� 7\1
- -
Q:J
шшп
1
z
tz;tf11 sJ
м
�J
�ч
Q:J 5
.. б
Ри с. 3. Минеральный состав и содержание Br в соленосиых отложениях по разрезам скв. 1 1 00
1 - галит; 2 - к а р наллит; 3 - MgS04 n H 3 О ; 4 - а с т р а х а и и т ; 5 - гиnс; f> - бишофнт
·
и
1 095
1,2
то
й ·
.!!:
3
Что касается сора Каракичу, то , судя по направленному изменению
минерального состава солей (от мирабилитовых отложений на западе к
галитовым на переходе к сору Кайдак) и небольшим глубинам их зале­
гания, начало процесса континентального галогенеза на этой территории
совпало с последни ми фазами саленакопления в районе Кайдака, и далее
процесс развивалея уже после заполнения котловины Кайдака солями.
К этому вре мени в результате регрессии Каспия морское питание сохра­
нИлось лишь в районе Мертвого Култука. В районе Каракичу окончатель­
но сформировался континентальный солеродный бассейн с областью водо­
сбора на территории юга-восто чн ой части п-ова Бузачи.
ЛИТЕРАТУРА
Борисов Н. И. , Галактионов А.Б. , Гусев
мировании
Бузачи.
ruшоuен-четвертичных
- В
кн.:
В.И.,
Плещеев
И.С. Новые данные о фор­
соленосных отложений в восточной части n-ова
Строение и условия образов ания соленосных формаций. Новоси­
1981 , с. 1 5 0- 1 54.
Валяшко М.Г. , Жеребцова И.К., Лаврова А.Н., У.Би-Хао. О
бирск: Наука,
р асnределении брома
между кристаллами солей и растворами различного состава и концентраций. - В кн. :
Бром в соляных отло ж ениях и рассолах. М . : Изд-во М Г У , 1 976, с. 381- 404.
УДК 5 5 2 . 1 4 3 : 5 5 2 .5 1 : 5 5 2. 5 3 (476/ 1 3)
Л Ф. Ажгиревич, С.М. Обровец, В. З. Кисл ик
ОРГАНИЧЕСКОЕ ВЕЩЕСТВО И ПЕРСПЕКТИВЫ НЕФТЕНОСНОСТИ
ВЕРХНЕФАМЕНСКОЙ СОЛЕНОСПОЙ ФОРМАЦИИ
ПРИПЯТеКОГО ПРОГИБА
В несоляных образованиях верхнефаменской соленоеной формации
встречены прослои горючих сланцев (ГС) , а также породы, содержащие
то или иное количество керогена . В галитовой субформации в районе
Старобинекого и Петриконекого месторождений и Копаткевичской пло­
щади установлено по восемь пачек несоляных пород , и меющих значение
маркирующих горизонтов [ Кручек, 1 97 3 ; Ажrиревич и др . , 1 980] . В от­
дельных скважинах (3 1 8, 290, 267, 245 , 35 1 , 5 1 8 ) породы этих горизон­
тов содержат примазки битумов , а также прослои тонколис-товатых слан­
цевых глин, обогашенных керагеном IIJIJa ГС. Наблюдаются они среди
сульфатно-карбонатных пород, содержащих водоросли . В разрезе скв . Ко­
паткевичи 5 3 1 в интервалах глубин 832,0-895 ,0 м встречены глины кар­
бонатные светло-серые, слюдистые, участками алевритовые с сильным за­
пахом нефти. В глинах присутствует органическое вещество (ОБ) типа
битумов нефтяного ряда , чем объясняется запах нефти, и в меньшей мере
содержится органика "in situ"
бурые и светло-желтые пятна, - напоми­
нающая кераген типа коллоальгинита. Можно отметить, что выше по разре­
зу осадочного чехла в данной скважине встречены основные сланцевые
горизонты старобинеких слоев озерно-хованского горизонта надсолево­
го девона Припятекого сланцевого бассейна.
Аналогичные сланцеподобные глины, имеющие буровато-кори чн евый
и темиый, иногда черный цвет обнаружены также в нижней и средней
-
·
83
частях галитовой субформащш на Западно-Заловской, Червоно-Слобод­
ской и друтих площадях Припятекого прогиба.
Кроме глинистых прослоев , сортирующих кероген, ОВ типа керегена
отмечается в онколитовых и строматолитовых известняках, где они содер­
жатся в комках, в породах стрематслитов нередко в смеси с глинистым
материалом. Органическое вещество типа керегена зафиксировано также
в стилолитовых швах, где оно присутствует совместно с глинистым вещест­
вом. Характерный парагенезис синезеленых известковых водорослей и
алы, давшИх кереген ГС, отмечается, в частности , в пределах Александров­
ской, Борщевекой и друтих структур. Здесь среди синезеленых известко­
вых водорослей могут быть идентифицированы слоевища водорослей типа
Ortonella и Girvanella . Кераген располагается послойно в сгустках кар­
бонатно-глинистого состава, а нередко обволакивает верхнюю часть короч­
ки строматолитов. Подобный парагенезис характерен также для надсоле­
вых и межсолевых отложений, где встречаются пласты ГС в органогенных
(водорослевых) постройках.
Содержание Со р г в породах изменяется от 0,02 до 2 ,88%. Минимальные
содержания приурочены к массивным ангидритам (0,02-0,1 1 %) . В ангид­
ритах, заместивших органогенные известняки, содержание Со р г увеличи­
в ается до 0,1 8-0,5 3%. С мешанные карбонатно-глинисто-сульфатные поро­
ды с линзевидными и желваковыми текстурами содержат остатки водорос­
лей, и Со р г в этих породах составляет 0,64- 1 ,47%; в известняках отмеча­
ются близкие содержания (0,43-0,74%) . Максимальные содержания приу­
рочены к тонкослоистЬ:гм глинистым мергелям (2,07-2,88%) .
Стадия катагенеза ОВ варьирует от Д (МК1 ) до Г (МК2 ) . Наибольшие
изменения характерны для северо-востока прогиба.
В связи с изложенным можно дать некоторую прогнозную оценку гали­
товой субформации на поиски в ней нефти . Перспективы этой толщи могут
быть оценены в двух аспектах.
Во-первых, содержащие значительное количество ОВ несоляные прослои
галитовой субформации в определенных термебарических условиях могли
сами генерировать нефть. Это касается зон глубокого погружения субфор­
мации, а также северо-востока прогиба, где нефть содержат елецкие поро­
ды (Александровское, Борщевское, Ветхинекое и друтие месторождения) .
Во-вторых, терригеиные и органоген.чые породы галитовой субформа­
ции являются коллекторами. В этой связи наиболее перспективными,
кроме северо-востока прогиба, где в ыявлены промышленные залежи на
Давьщовской и Полесской площадях, являются зоны, примыкающие к
Украинскому кристаллическому щиту и характеризующиеся наиболь­
шей мощностью терригеиных пород.
ЛИТЕРАТУРА
Ажгиревич Л. Ф., Ковалев В.А., Кручек С.А.
Этапы сланuенакоiUiения в осадочном
чехле Белоруl:сии. - ДАН БССР , 1 9 8 0, т. 24, NQ 6, с. 541-544.
Кручек С.А. Маркирующие горизонты галитовой подтолщи соленоеной толЩи
западной части ПриПятекой впадины. - В кн.: Тез. докл. и сообщ. науч. конф. геоло­
гов Б елоруссии. Минск: Изд-во АН БССР , 1 9 73, с. 6- 8 .
84
УДК 5 5 0. 4 2 : 5 5 3 . 6 3 2
Ю.А . Тре тья ков , Л Н Морозов
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ Б РОМА
В КАМЕННОЙ СОЛИ ЗОН РАЗУБОЖИВАНИЯ
ВЕРХНЕКАМСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ КАЛИЙНЫХ СОЛЕЙ
Одной из геологических особенностей Верхнекамского месторождения
является наличие в продуктивных пластах крупных зон разубоживания.
Аналогичные по размерам зоны встречаются только в центральноевропей­
ских месторождениях . На Верхней Каме зоны разубоживания представля­
ют собой крупные тела каменной соли в форме усеченного конуса, пло­
щадь основания которого достигает нескольких квадратных километров.
Разубоживание распространяется от почвы калийной залежи и охватывает
по стратиграфическому разрезу несколько продуктивных пластов , в кото­
рых сохраняются основные текстурные особенности нормального разреза.
В результате в ыпадения из разреза пласта сильвинитовых слоев мощ­
ность его в пределах зон уменьшена. Каменная соль зон разубоживания
сложена перистым галитом при подчиненном количестве зернистого гали­
та . По данным наших исследований, зоны разубоживания и меют седимен­
тационное происхождение и сфо рмировались в условиях слаборасчленен­
ного рельефа дна салеродного водоема и пространственно бьmи п риуроче­
ны к мелководным частям бассейна [Морозов , 1 969; Т ретьяков , 1 974а,
б, 1 97 7 )
Для уточнения палеогеографической обстановки на плошади формиро­
вания зон разубоживания авторами изучено распределение Br в их отложе­
ниях. Содержание Br в соляных породах - важный генетический показа­
тель, который позволяет судить о степени сгушения материнской рапы в
момент в ыделения хлоридиого минерала [ Ва.Ляшко, М андрыкина, 1 95 2 ] .
Для установления парагенезиса соляных пород и слагаюших их Минералов
используется относительный бромхлорный коэффициент. Равенство число­
вых значений этого коэффициента показывает, что хлоридные минералы
относятся к одной парагенетической ассоциащш и образуются из одного и
того же рассола, а различие свидетельствует о выделении минералов из
рассолов разного состава. Значения бромхлорного коэффициента 1 галита
меньше и больше 1 00 указывают на его к ристаллизацию из рапы, насыщен­
ной соответственно NaCJ и K CI .
Объектами изучения послужили зоны разубожив�ния в калийных плас­
тах Кр III, Кр 1 1 , Кр 1 , А и Б, вскрытых горными выработками на рудни­
к ах Соликамского, Первого и Второго Березниковских рудоуправлений .
Содержание Br определялось в мономине�альных пробах галита (зернистая
и перистая разности ) , выделенных вручную под бинокулярной лупой из
сезонных прослоев каменной соли. Всего проанализировано. 900 проб.
Результаты аналИза Br выражены в значениях абсолютного содержания
элемента и относительного бромхлорного коэффициента.
о
1 Здес ь и ни же под словами "бро м хлорный коэффициент" подразумевается (для
краткости) относительный бро мхлорный коэффициент.
85
По данным Р .Э . IIIл еймович, которая изучала распределение Br в калий­
ных отложениях Верхнекамского месторождения , в пределах годовой
пачки нормального сильвинитового разреза минимальное значение бром­
хлорного коэффициента имеет перистый галит, среднее - сильвинит (силь­
вин с примесью галита) и максимальное - зернистый галит. Такой харак­
тер распределения Br отражает сезонные изменения минерализации рапы
в результате понижения ее концентрации низкобромными водами поверх­
ностного стока и последующего сгущения рассолов при испарении. Проне­
хождение низкобромных растворов Р.Э. III л еймович связывает с поступ­
лением в солеродный бассейн континентальных вод с Урала, которые
растворяли каменную соль в краевой части месторождения и превраща­
лись в десцендентные хлорнатриевые растворы с содержанием Br более
низким, чем в морской воде , достигшей той же степени насышения по
хлориду Na. Перистый галит формировался при испарении поверхностно­
го слоя рапы, а сильвинит и зернистый галит-во в сем ее объеме при охлаж­
дении. Существует прямая зависимость между величинами бромхлорного
коэффициента перистого галита и сильвинита. Следовательно, десцендент­
ные растворы понижали концентрацию всего слоя рапы. При этом чем боль­
шим бьm их принос, тем значительнее понижался бромхлорный коэффи­
циент материнской рапы и соответственно более низким становился бром­
хлорный коэффициент перистого галита и сильвинита, Отложив ши хея
в пределах одной годовой пачки. Дпя всех хлоридных минералов наблю­
дается· изменение распределения Br, связанное с их стратиграфическим
положением (рис . 1 ) . Содержание Br в солях возрастает примерно до се­
редины пласта Кр 11, а затем уменьшается. Указанный характер распреде­
ления Br по разрезу свойствен всему месторождению, но абсолютное содер­
жание элемента в хлоридных минералах зависит от пространствеиного
положения участка. На севере ( Соликамский рудник) и особенно на вос­
токе ( Второй Березниковекий рудник) соляные породы обеднены Br по
сравнению с однотипными отложениями приосевой центральной части
месторождения (Первый Б�резниковский рудник) . В карналлитовой
породе и пестром сильвините концентрация Br также понижается в направ­
лении от центра месторождения к его восточной границе. Неравномерное
по площади содержание Br в рапе обусловлено различной удаленностью
участков от источника поступления десцендентных растворов .
В результате наших исследований установлены следующие закономер­
ности распределения B r в каменной соли зон разубоживания (рис. 2 и 3) .
1 . В зонах разубоживания крупных размеров (Первый Березниковекий
и Соликамский рудники) перистый и зернистый галит имеют близкие зна·
чения бромхлорного коэффициента, но меньше 1 00 . Это указывает на об­
разование двух генераций галита из рапы близкого состава.
2. По всему стратиграфическому разрезу бромхлорный коэффициент
перистого галита меньше 1 00.
3. В зернистом г алите отмечается тенденция увеличения значений бром­
хлорного коэффициента в направлении от нижних пластов к верхним,
что свидетельствует о постепенном концентрировании рапы над зонами
разубоживания при формировании в ерхних пластов по сравнению с нижними.
4. По простиранию пласта КР IJ (слои 3 и 5 ) при переходе к калийным
участкам содержание Br в перистом галите практически не меняется. Вели86
5
А
l(p 1
Сл. f
q&, ,
о.. , _
,
Сл. J
-�-}
6... J!'
r-,."- JD.
'1
,"
Q
HpD!
t
.
Сл /
tfpl
1
А �
/
с( у
'i
_...r.;p
/ ,
/ 1
"", .А
- 1
\
J
1
1
'1?
1
r;л. 7
к.рл /
5
А
lfpi
J ' ')>
КрЛ Сл. 5
Hp D!
1
1
1
1
1
� __..
_
....- cr_
''--�,���--�L---�
120
80
'10
__
Отнисшпсльнтi
lfpuмxлupн11ri KU3tptpuцutнm
'10
80
120
Omнucumcn6нm1
ffpuмxnupнl!lti KU3tpqшцucнm
Ри с. 1 . Изменение средних значений относительного бромхлорного коэффициента
сильвинитои по стратиграфическому разрезу на рудниках Первого (1) , Второго
(11) Березниковских и Соликамского (111) рудоуправлений (по данным Р.Э. IIIлей­
мович)
Ри с. 2. Изменение средних значений относительного бромхлорного коэффициента га­
лита по стратиграфическому разрезу на руднике Соликамского рудоуправлении
Гали т калийных отложени й : а - перистый, б - зернистый, в - зернистый зоны
разубоживания ; цифры на графике - среднее содержание Br, %
чина его бромхлорного коэффициента ниже 1 00 и колеблется, как прави­
ло, в пределах 70-95 .
В зернистом галите концентрация Br возрастает по мере приближения
к калийным участкам. Значения его бромхлорного коэффициента в цент­
ральной , краевой частях зоны , а также в калийных отложениях колеблются
соотв етственно около 85 , 90 и 1 20 (рис . 4) .
При сопоставлении графиков распределения бромхлорного коэффи­
циента галита по стратиграфическим разрезам зон разубоживания и калий­
ных отложений наблюдается такое же изменение содержания Br в галите
зон разубоживания, как и в перистом галите но рмального разреза. По след­
нее о со бенно характерно для крупных зон разубоживания (Первый
Березниковекий и Соликамский рудники) . П ри это м в межпластовой соли
и четных слоях (2, 4 и 6) пласта Кр 11 содержание Br в перистом и зерни(;­
то м галите обоих разрезов одинако вое , что яв но указывает на близкие
условия образования каменной соли .
В зонах разубоживания малого размера (Вто рой Березниковекий руд­
ник) характер распределения бромхлорного коэффициента перистого и
зернистого галита один и тот же в обоих типах разрезо в . Так , в слоях 3 ,5
и 7 пласта Кр 11 в зернисто м галите величина бромхлорного коэффициента
больше 1 00. Э то свидетел ьствует об одинаковом составе рапы как над
зонами разубоживания, так и на соп редел ьной с ними площади , где отла­
гались калийные соли . Интересно отметить , что в о бои х типах разрезов
87
А
of& 0!5
�ot.
л
--4 -ц.o,ozz
�015
0,020
�ot5
',
·1
J ....... .....
'rf 0,0Z5
�/Щ7
1
� 0, 025
1
.ь 0,025
/(o,a l
u,otJ( U,f!V
L.._....I._;�L...,;_..J..._.�.._
1
1
1
1
!ZO
50
80
итноситсльныu
!
100
1
ПО
tfромхлорныii но:тtрtрициснт
б
{СлJ
f(pff
р 0, 025
Сл. 5
ел.
л
1
,Of5 1 rU,D25
1 � 0,025
1 \ и,о21
l / / .Р
.ck'o,ozo
и,о�/ 11и,о11
0,015
1VO
liO
Относитсльнтi
80
tfромхлорныii но:тrрtрицивнт
Cн6. liVZ
О,омхлорншi
ко:тrрtрицuвнт
1
100
120
1'10
А
Отниситслжыu
fipuмxлopныii кu:�tрtрициснт
5
0,020 ц.. l
0,020
�
1 9 0,022
1 ),
11
0,021 0,015 у/
(
;1
<:{,/ 1 о,о1в
1 1
:� 0,022 0,015 0,015 11
1
1
11
'\
�
i
§
�оп
0,012
�
а- ",.,
50
80
�швl
0,02'1
1
1
100 120 50 80 100 120
Относитсльныii
tiримхлирншi кицнриццснт
Рис. 3. Изменение средних значений относительного бромхлорного коэффициента по
стратиграфическому разрезу зон раэубоживання (1 ) и калийных отложений (11)
на
рудниках Первоrо (А) , Второrо (Б) Березннковских рудоуправлений н скв. 642
Галит: 1 - перистый, 2-З - зернистый (2 - белый, З - красный) ; цифры на гра­
фике - среднее содержание Br,%
в сло е Кр III6 (см. рис. 1 -3) и в ерхней части подстилающей каменной
соли (интервал 0-6 м ниже Кр III8) (таблица) перистый галит содержит
Br больше, чем зернистый. Следовательно, концентрирование рапы проис­
ходило в результате первоочередного сгущения поверхностного ее сло я.
Тот факт, что зернистый галит слоя Кр 1118 независимо от типа разреза
89
lfaлutiнmi плост
Jона poJgoo�u6oнux
1
·�
...
:::.
'! !120
�
t::.
�
�
:· .
. . · : .1 :
"'
�
� t::. Ь(]
� �
� :::t
:::.
"S
ff
� �
· .:
�
�· •
•
-. ��·�·����
· -----� ��
юо �------------------ --
---...L----....---�
50
Рис. 4.
.
•
чоо
·.·г
. ·· 1
1
1
о
Изменение значений относительного бромхлорного коэффициента в перистом
(1) н зернистом (11) галите пласта Кр 11 при переходе от зоны разубоживания к
калийному пласту (рудник Первого Березниковекого рудоуправления)
и меет одинаковое количество B r, указывает на близкую в то время кон­
центрацию придонной рапы как в пределах зон разубо живания , так и на
участках накопления калийных солей.
В заключение рассмотрим распределение B r в зернистом rалите красного
цвета с текстурно-структурными признаками кристаллов сильвина. Данная
разность галита является аналого м сильвинитоных сезонных прослоев и
получила название "псевдосильвинит" . В рудниках типичные "псевдосил ь­
виниты" нами не в стречены, но обнаружены по керну нескольких буровых
скважин. В скв . 642 установлено , что все пласты от Кр Ill до К включитель­
но представлены каменной солью серого или красного цвета. В пластах
Кр Ill, Кр I l и Кр I в годовых пачках, кро ме прослоев белого з ернистого
и серого перистого галита, имеются маломощные ( 1 -3 см) слойки зернис ­
того галита светло-розового., красного и . сургучно -красного цвета, кото ­
рые являются аналогами сильвинитоных сезонных прослоев . В в ыше зале­
гающих пластах (о т А до К) гали т красного цвета присутствует, как пра­
вило , в форме редкой в крапленно сти . В пластах Кр Ш, Кр Il и Кр 1 интен­
сивность красной о краски галита во зрастает от почв ы к кровле пласта.
Характерно , что некоторые прослои сургучно -красно го галита имеют
строение контакто в , типичное для сильвинитоных про слоев : верхний
(с зернистым галитом) ровный , а нижний (с перистым галитом) неров­
ный, фестончатый . По данным химического анал иза, каменная соль пласта
Кр I I имеет следующий со став (среднее по 7 пробам) , вес % : KCI - 0 , 1 6 ;
NaCI - 9 3 ,8 2 ; MgCI2 - 0 , 1 5 ; CaS04 - 2,76;
Н2 0 - 2 ,95 . Установлено ,
что в пластах Кр Ш, Кр 11 и Кр 1 в трех разно стях галита ( перистый серый,
зернистый белый и зернистый красный) величина бромхлорного коэффи­
циента меньше 100 (см. рис. 3 ) . Значения бромхлорного коэффициента
перисто го и зернистого белого галита одного порядка (от 5 1 до 68 ) , с неко-
90
Содержание Br
и значения относительного бромхлорного коэффициента rалита
верхней части подстилающей каменной соли
Содержание Br, %
Ру дни к
Соликам­
ский
КолиМесто отбора
Тип галита чество
проб
проб
Под ЗОНОЙ
разубожи-
Пределы
1
С реднее
О т носи тельны
бромхпорный
ко э ффициент
Пределы
I
С редне е
Перистый
12
0,0 1 2 -0,0 1 9
0,0 1 5
5 7 -9 1
72
Зернистый
7
0,0 1 0 -0,0 1 4
0,0 1 1
4 8 -66
53
Перистый
1
2
0,0 1 4
0 ,0 1 3 -0,014
0,0 14
0,0 1 3
74
6 3 -66
74
65
6
2
0,0 1 1 -0,0 1 6
0,0 1 3 -0,01 3
0,014
Зернистый
O,Q l З
5 1 -74
60-68
64
61
Под калий-
Перистый
2
0,0 1 4 -0,0 1 7
0,0 1 5
6 8 -85
77
ными отложениям и*
Зернистый
0,01 1 -0,0 1 2
1, 0 1 1
5 4 -54
54
вания
П од калийными отло-
Зернистый
жениями*
Первый Бе­
резников-
Под зоной
разубожи-
ский
вания
Перистый
• Данные
Р . Э . l!lлеймович.
П р и м е ч а н и е . В с е оnределения B r в ыnолнены во В Н ИИГ.
торым возрастанием этой величины в перистой разности галита. Галит
красного цвета имеет самые низкие значения этого ко эффициента (от 47
до 55) Прослои галита красного цвета отмечены также в скважинах 96 и 403 .
В скв . 403 в подстилающей каменной соли ( на 30 м ниже слоя КР l llв )
в скрыт пласт (0,8 м) красного сильвинита [Иванов, Воронова, 1 9 75 ]
Он имеет ограниченное распространение в плане . Нижняя часть пл аста
сложена мелкозернистым галитом буровато -розового цвета. В скв . 96 все
пласты сильвинитового го ризонта представлены каменной солью с прослоя­
ми галита красного цвета. Таким о бразом, в с кв _ 403 галит красного цвета
отмечен на нижнем контакте первого калийного пласта и подстилающей
каменной соли . Скважина 96 расположена в краевой части зон разубожи­
вания, северная граница которой точно еще не установлена_ Скважина
642 находится в западной части Дуринекой структуры , где калийные отло­
жения фациально сменяются каменной солью краевой части месторожде­
ния. По наблюдениям в рудниках и по сотня м разведочных с кв ажин уста­
новлено , что слой Кр ш в подстилается двумя прослоями ярко-розовой
зернистой соли·. В указанных прослоях розовая окраска соли сохраняется
повсюду, где слой Кр I J ! в сильвинитовый . Но эта о краска исчезает, есл и
слой Кр I l l8 представлен каменной сол ью . Следовательно , во в сех извест­
ных случаях галит различных оттенков красного цвета наблюдается на
границе областей регионального развития камен�!"Й соли и калийных отло­
жений . Гfро слои зернистого галита красного цвета можно рассматривать
как результат днагенетического приконтактового преобразования Первых
прослоев калийных сол ей_ Оно происходило, по-видимому, в результате
_
91
местного воздействия на кал ийные соли межкристальной рапы хлорнатрие­
вого со става, в ыдел яющейся из расположенных рядо м (снизу или сбоку)
отложений каменной соли, или под влиянием по ниженил концентрации
поверхностной рапы , которая становилась не равновесной с донной рапо й ,
что в ызывало замещение сильвина галито м.
В результате можно сделать слеДующие в ыводы.
1 . Зоны разубоживания Верхнекамского месторождения калийных
солей и меют первично-седиментационное происхождение и их отложения
сформировались из рапы , насыщенной только по NaCI . На зто , в частности ,
указывает и одинаковое содержание B r в перистом и зернистом rалите
как в зонах разубоживания, так и в межпл астовой каменной соли нормал ь­
ного разреза.
2. В ходе галогенеза при концентрировании рапы и со кращении площади
зон разубоживания межкристальная и поверхностная рапа бьmа уже насы­
щена по NaCI и KCI . П роисходил а садка калийных солей. В результате сезон­
ного пониженин минерализации рапы или вследствие более быстрого повы­
щения ее температуры на мелководных участках новосадка калийных
солей полностью ИJIИ частично растворялась.
3. При переходе в горизонтально м направлении от зон разубоживания
к калийному разрезу содержание Br в перистом rалите не изменяется,
в зернистом rалите - во зрастает.
4 . Зернистый галит красного цвета ("псевдосильвинит") можно рас­
сматривать как днагенетическое приконтактовое изменение калийных
отложений .
ЛИТЕРАТУРА
Валя шка М.Г. , Мандрыкина Г. З. Бро м в соляны х отложениях как генетический
и поисковый призн3к. - Тр. В Н И И Г , 1 95 2 , вып. 2 3 , с. 5 4 -9 2 .
Иванов А.А . . Воронова Н.Л. Верхнекамское месторождение калийных солей. Тр. ВСЕГЕИ. Н . С . , 1 9 7 5 , т. 2 3 2 , с. 43 -46 .
Морозов Л.Н. К вопросу о происхождении зон замещения R калийных пластах
Верхнекамского месторождения. - В кн. : Геология и полезные ископаемые Урала.
Свердлов ск , 1 9 69 , ч. 2 , с . 1 1 6 - 1 1 7 .
Третьяков Ю.А. Зоны разубоживания Верхнекамского калийного месторожде­
ния. - Литологин и полез. ископаемые, 1 9 74а, вып. 1 , с. 75 -85 .
Третьяков Ю.А. Состав карбонатов и гидрослюды в отложениях зон разубожива­
ния Верхнекамско го месторождения. - Тр . ВНИИГ, 1 9 74 б , вып � 6 8 , с. 86 -95 .
Третьяков Ю.А . Литологический контроль пространственноl'О распределения зон
разубоживания Верхнекамского калийного месторождения. - В кн . : Проблемы соле­
накопления. Новосибирс к : Наука, 1 9 7 7 , т. 2 , с . 1 2 7 - 1 2 8 .
92
У ДК 5 5 6 . 3 1 4 : 5 4 6 . 2 7
В.Г. Попов , И.Н. Шестов
ГЕОХИМИЯ БОРА В ПОДЗЕМНЫХ РАССОЛАХ ПРЕДУF'АЛЬЯ
В СВЯЗИ С ОСОБЕННОСТЯМИ ИХ ФОРМИРОВАНИЯ
В связи с всевозрастающим использованием подземных вод в качестве
гидраминерального сырья и в лечебных целях выяснение процессов мигра­
ции и аккумуляции в них рассеянных и редких элементов, помимо геохи­
миче.:кого интереса, представляет и большое практическое значение. Анализ
поведения В в подземных рассолах Предура.тiья базируется на данных более
чем 5 00 проб, представляющих девять гидрогеологических комплексов
(от архейско- нижнепротерозойского цо нижнепермского) .
В геотектоim:ческом отношении исследуемый регион относится к Волго­
УральсJ:ой антеклизе и П редуральскому краевому прогибу, в пределах
которых верхняя часть земной коры состоит из двух структурных этажей.
Нижний этаж представлен метаморфическими и магматическими комплек­
сами пород архея-древнего протерозоя, слагающими жесткий кристалли­
ческий фундамент. Верхний структурный этаж литосферы Предуралья
сложен осадочными толщами средне-по зднепротерозоИского и палеозой­
ского возраста. Это в основном карбонатные, в меньшей степени терригеи­
ные породы общей мощностью от 1 ,5 -4 км на приподнятых блоках фунда­
мента (Татарский и Пермско-Б ашкирский своды) до 8 - 1 1 км - на опущен­
ных (Верхнекамская, Ь ирскал, Бельская и Юрюзано-Сылвинская и Соли­
камская впадины) .
Предуралье является классической областью развития нижнепермской
галогенной формации, мощность которой достигает 5 00 м и более. Хлорид­
ные расеалы связаны преимущественно с подсолевыми терригенно-карбо­
натнь.ми толщами па.Jiеозоя и протерозоя. Они представлены двумя гене­
тическимИ модификациями:
натриевыми инфильтрогенными рассо ­
лами выщелачивания и натриево-кальциевыми седиментогенными рассо­
лами.
Главную роль в формировании и накоплс•!Ии огромных масс рассолов
хлор-кальциевого типа в П редуралье сыграли процессы галогенеза в эва.по­
р·.tтовых бассейнах нижней перми и последуюшей метаморфизации маточ­
JiОЙ рапы на стадиях диагенеза и эпигенеза. Среди процессов метаморфиза­
ции ведущее значение, по мнению авторов, принаднежит доло миг•зации
известняко в , протекавшей в позднем палеозое, при воздействии на них
магнийсодержаши х маточн ых растворов . Это подтверждается данными
литологического состава пород, а именно -- широким развитием вторич­
ных дол_о митов , снижением степени доломитизации с глубиной, ее сел ектив­
ным характером и др. Теоретическое и экспериментальное обоснование
реакции замешенил Mg раствора на Са породы содержится в работах
В .И . Лебедева [ 1964 ] , М .Г . Валяшка с соавторами [ Геохимия . . . , 1 965 ;
Валяшко , Власова, 1 975 ] и других исследователей.
\1етаморфизующее влиюm:е на солевой состав рассолов Предур:тья
оказывают также процессы взаимодействия их с алюмосиликатными поро­
дами, сул ьфат-редукции, катионного обмена. Однако учитывая пал ео гидро ­
геологические условия региона и его современную гидрогеологическую
93
Н, м
2500 * 1ПОJ 'IJ85
+
А
х
: . \ ·�
+ 2
•
Q
ч
•
5
А
5
•
1000
J
о
7
8
* 9
о �------�--
Рис. 1 .
10
Изменение соде ржания
Рассолы
(рифовые
-
1000
комnле к сов :
П р ед у р нп ы: к о 1 о
1 ало1-еиио -карбонатно1 о.
r и п!нноl·о. 4
1 оньно1·о
100
с глубиной
r·идроr еолоr ичес к и х
массивы
n е р м с коп>
В
3
1
nро rиба) ,
-
-
2
В2 03 , мгjл
нижнеnе рм с к u1 о
-
с р еднекаменноуп>JJЫЮI'О
нижн е-среднекаменноу I'OJII•HOI·u к а р б о натно1 о,
т � р р и п�нного.
()
-
5
(всрсйско1·о)
-
1'1
-
тер­
нижн е каменн оу -
в е р х неде в о н � к о .нижн е к аменноу п)л ьноrо.
в е р х недево н с к о 1 о теrри 1·енно1 ·о .
к нрбо напнн·о
с р еднекаме>tноу 1 оm.но-нижне­
7
-
с р едне·
с р едне-верх н е nр01 е р u ·ю й с к о t·о карбонатнu-тер­
ригеннОI·о, () - арх е й с к о -нижн еnро·1 еро·юйскuго метамор фичес к о r о
обстановку, нет оснований отводить им гл авную роль в образовании
хлор-кальциевых рассолов.
Содержание В в pacco.'lax П редуральл изменяется в пределах
3 мr/л 1 и имеет отчетливую тенденЦию к снижению по мере уве­
n - n . 10
личения гл убины залегания вмещающих пород (рис. 1 ) , сопровождающей ся
снижением подвижно сти и ростом метаморфизации вод. Так, в хлоридных
натриев ых инфилыроге1rnых рассолах выщелачивания нижнепермских и
верхнекаменноугольных о тложений концентрации достигают 2-3,5 г/.1 ,
обычно 1 00--400 мг/л. В сеци ментогенных кальциево-натриевых рассолах
нижнего карбона, ;::tе вона и сил ура, находящихся в условиях весьма затруд­
ненного водообмена и застойного режима , содержание эл е мента постепенно
уменьщаетсл до 5 -5 0 мг/п , а в натриево-кальциевых и ЮLl ЬШ!евых рассо­
лах протерозон - до 8 ,7-27 ,6 мг/л.
Э та закономерН•J СТЬ характерна не только ДJlЛ исследуемого региона;
она хорощо прослеживается и з условиях ряда других гидрогеологических
структур В осточно-Европейской и Сибирской платформ (С реднее и !Jл жнее
П о волжье. Северный Прикаспий , Восточн.ан Си бирь и др.) , в пределах кото­
рых развиты гипсоносные и ооленосные отложения фанеразол [ Горбо в ,
' З::rссь и далее концентрации В приводятся
91
в вrшс
борн о го анго1дридз ( !3 , 03 ) .
1 9 76: Козин, 1 965 : Щербаков , 1 9 6 1 ] . Несмотря на специфические особен­
ности , присущие каж.Liой из этих структур, общей чертой их является связь
максима.'1 ьных коiЩентрзций В с рассолами подсолевых ко мшн�ксов.
Хорошо известно , что характер распределения и накопления в подзем­
ных рассапах многих микроэлементов (Br, К, F, Sr и др.) тесно связан с
процессами формирования самих рассоло в. Типично " морской" параге­
незис седиментогенных минералов (ангидрит, галит, полигалит, сил ьвинит,
карналлит) , свойственный - нижнепермской га.Jюгенной формации Пред­
урал ья, позвол яет использовать д.'lя реконструкции палеогидрогеохими­
ческой обстановки этого вреJVtени эксперимента.'l ыiые данные по сгущению
со временной морской воды.
Набл юдениями за поведением В в процессе искусственЕого конuентри·
рования морской воды [ Галаховская, 1 9 64] и изучением его расвредепения
в водоемах различной СJепени осолоне!-'.ия [ Горбов , 1 9 76] .:�о казана устой­
чивость В в хлориднам магниевом растворе вппоть до эвтонической стадии
сгущения. До садки галита ( 320 г/л) он накапливается наравне с CJ (и Br) :
величина B/CJ составляет 0,000263. В ходе оса>t<Дения NaCi его содер·
жюше резко возрастает (с 3 7,8 до 1 1 8 ,0 мг/ кг) , что вызывает скачкооб·
разное увепичение борхлорного коэффициеша (до 0 ,000765 ) . При это м
пекото рая часть В в процессе сульфатно-х..rю ридного галогенеза из раст­
вора переходит в твердую фазу солей в виде борных минералов ,
а
также сорбируется гпинистыми породами [ Крайнов, 1 973] . Э то хорошо
согласуется с вередко высокими коiЩентрациями В в гипсоносносоле­
носных отложеiшях , достигающими 32 г/ кг (в среднем 1 60 мг/кг) .
В карбонатных же породах содержится всего 1 6-65 мг/ кг [ Горбов, 1 9 76] .
Близкое поведе1ше В и Br при сгущении маточной рапы казалось бы
дает основание предполагать наличие тесной корреляционной связи меЖду
ними в производных седиментогенных рассолах и обогащеннесть послед­
них В . Э того , однако , в действительности не наблюдается : наиболее мета­
морфизованные (r Na/r Cl = 0, 1 -0,7) , высоко
бромсносные (до
n . 1 03 мг/л вr-) глубокоза.11егаюiUИе рассолы нижнего карбона, девона и
протерозон П редуралья , как уже указывалось, содержат низкие концент­
рации В (n l On мг/п) , близкие к таковым в мало минерализованных водах
верхних гидрохимических зо н. Следовательно , пути В и Br в ходе преобра·
зования хлоридных магниевых маточных рассолов в хлоридвые натриево­
кальци�;вые. расходятся : В выводится из раствора, а Br накапливается
в нем.
· Рассчитанный по Cl дефицит насыщения В рассолов терригеиного девона
Поволжья достигает 80%. Причина этого дефицита объясняется с различ­
ных позиций. Так , А.Ф. Горбов [ 1 97 6 ] пол агает, что обеднение рассолов В
с увеличением гл убины их залегания и одновременное обогащение Cl
связано с различной степенью их летучести .
Как пока�али иссп едования А.Н. Козина [ 1 96 5 ] по Куйбышевекому
Поволжью и наши данные , распределщше и накопление В в рассолах
Волго -Уральской области регламентируется соотношением в них хлоридов
Mg и С а .
Хлористый магний способствует мобильности В в водной среде ; в ходе
I)СОлонения мо рской воды !\1�Cl2 и В накапливаются параллельна вплоть
до эвтоники , когда, по всей вероятности, происходит одновременная
-
95
В 'l О з . мг/л
IDOO
+
900
BOD
х
'2 DDD
355'2
+
+
+
+
?OD
+
х
++
600
5lJO
+
40D
+
+
300
'200
+
+
+
/00
Рис. 2. Зависимость содержании В от величины кальций-магниевого отношения
Условные обозначения см. на рис. 1
садка магниевых солей и боратов. В противоположность магнию Са высту­
пает в качестве антагониста В, существенно ограничивая его миграцион­
ные возможности. В ходе струйного перетекания маточных рассолов из
ниЖнепермских салеродных бассейнов в подстилающие породы палеозоя
б6льшая часть Br оставалась в жИдкой фазе, тогда как В при доломитизации
известняков (замены Mg рассола на Са породы) осаждался ка..'Iьцием
в виде слаборастворимых кальциевых боратов 1 •
Таким образом, вполне допустимо предположение, что при зпигенети­
ческом иреобразовании известняка в , доломит происходит одновременно е
обогащение пород Mg и В . Как показа..'Iи исследования Е .Я. Поделько
[ 1982) , этот процесс действительно отражается на вещественном составе
карбонатных пород Предуралья. Доломитизированные известняки карбона
Соликамской и Печорской впадин, как оказалось, до 1 0 раз богаче В
слабоизмененных их разностей.
Графически зависимость, отображающая х�рактер связи между содер­
жанием В и величиной Ca/Mg, представляет ветвь гиперболы (рис. 2) .
Верхняя ее часть соответствует резкому падению концентрации В (от
1
Указание на неустойчивость В в кальциевой водной среде со ссылкой на исследо­
вания Я .Г. Вант-Гоффа и меется в работе А.В. Щербакова [ 1 9 6 1 ] .
96
n . 1 0 3 до 1 0 n мт/л) в рассолах ImжнеПермских камеююугольных отложе­
ImЙ, вызванному повышением значеimя Ca/Mg от 0,3 до 3 . Нижняя , посте­
пенно прибЛижающаяся к оси абсцисс часть кривой описывает уменьшение
содержания В (в пределах n-1 0 n мт/л) в рассолах нижнего карбона, девона
и протерозоя при значител ьном росте калы�й-магниевого о тношения
(от 2 до 6 и более) . Максимальные величины последнего (5 - 1 0 и более)
свойственны рассолам девонских и более древних отложений , где как раз
и установлены мИimмальные концентрации В .
В заключеimе следует еще раз подчеркнуть, что характер распределеimя
В в рассолах П редуралья обусловлен совокупностью литолого-геохими­
ческих и геодинамических условий гидросферы региона на всех этапах ее
эволюции. У становленные закономерности позволяют более целенаправ­
ленно вести здесь поиски бо рсносных вод.
ЛИТЕРАТУРА
Валя шко М.Г., Власова Н.К. Устойчивость солей магния в растворах морского
происхождения и ее гео химическое значение. - Вести. МГУ. Сер. геол., 1 9 7 5 , NЧ 4 ,
с. 1 6 -27 .
Голаховекая Т.В. Распределение бора в процессе испарения морской воды и при
метаморфизации морской воды и продуктов ее сгущения. - Тр. В НИИГ, 1 964, вып. 45 ,
с. 249 - 2 7 7 .
Геохимия и генезис рассолов Иркутского амфитеатра. М . Г . Валяшко, А.И. Поли­
ванова, И.К. Жеребцова, Б . И. Меттих, Н.К. Власова. М . : Наука, 1 9 65 . 1 6 0 с .
Горбов А . Ф. Геохимия бора. Л . : Недра, 1 9 7 6 . 206 с .
Козин А.Н. Закономерности распределения бора в пластовых водах высо кой
минерализации . - Тр. КуйбышевНИИНП , 1 9 6 5 , вып. 29, с. 1 5 3 - 1 6 7 .
Крайнов С.Р. Геохимия редких элементов в подземных водах ( в связи с геохими­
ческими поисками месторождений) . М . : Недра, 1 9 7 3 . 292 с .
Лебедев В.И. К теории минерализации глубинных хлор-кальциевых вод. - В кн. :
Хи мия в естественных науках. Л. : Изд-во ЛГУ, 1 964, с . 207 -2 1 5 .
Поделько Е.Я. Бор - показатель условий образования джебольской толщи и зон,
благоприятных для миграции . - В кн . : Геохимические закономерности миграции
углеводородных систем и их фазовое поведение. М . : Наука, 1 9 8 2 , с. 1 03 - 1 0 7 .
Щербаков А . В. Гидрегеохимические исследования при поисках и разведке борс­
носных вод. М . : Госгеолтехиздат, 1 96 1 . 1 27 с .
У д К 5 5 3 .6 3 (5 7 1 . 1 5 )
Е. Ф. Станкев ич, Е.И. Синя вс ки й, В. Ф. Горяинов а
ЭВОЛЮЦИЯ СО ЛЕНАКОППЕНИЯ В ОЗЕРЕ КУЧУК
Озеро Кучук , расположенное в северо-западной части Алтайского края ,
в центральной части Кулундинской равtmны, является крупным месторож­
дением природного сульфата натрия. Его систематическое изучение нача­
лось в 1 92 7 г., а эксrтуатация - в 1 960 г. Большое количество исследо­
вательских работ и обширный накопленный фактический материал дают
возможность охарактеризовать условия соленакоплеimя в этом интересном
озере. Вероятно, оно может считаться модельным для большой группы
озер, характерных не только для Кул унды, но и для многих других засуш­
ливых областей, где проявляется континентал�ное соленакоплеimе.
7 . Зак. 2 0 2
97
Еще в начале второй половины нашего столетия оз. Кучук являлось
конечным в системе стока р. Купуида - оз. Купуидинекое -:- оз. Кучук.
Однако вследствие естественных циклических изменений климата и антро­
погенного воздействия уровень оз. Купуидинекого поиизилея и сток его
вод по протоке в оз. Кучук прекратился. Питание оз. Кучук сейчас осу­
ществляется главным образом за счет атмосферных осадков на зеркало
озера (42,5%) и стока р. Кучук (20%) , а также за счет берегового сто ка и
разгрузки подземных вод. По данным Д.И . Абрамовича [ 1 960] , в 1958 г.
расход воды в протоке из оз. Купуидинекое в оз. Кучук колебался от 3 ,5
до 6 ,76 м3 /с, за лето перелилось около 70 млн. м3 воды.
Озеро Купуидинекое до 60-х годОJЗ нашего столетия являлось основным
источником солевого питания оз. Кучу к. Его водосбор (24,1 тыс. км2 )
в 7 раз превышает водосбор оз. Кучук ( 3 ,2 тыс. км2 ) . Еще большая разни­
ца обнаруживается при сравнении величины ионного стока обоих озер .
В естественных условиях среднемноголетний ионный сто к р. Кучук в
устье , по данным М .Ф. Ляпунова и соавторов [ 1963 ] , составлял 1 4,2 т в
год, в том числе 2,7 тыс. т хлора и 4,3 тыс. т сульфатов. Притоки оз. Ку­
лундинского - реки Купуида и Суетка - ежегодно поставляли в озеро
245 ,3 и 1 9 ,3 тыс. т солей соответственно , из которых приходилось на хлор
47 ,5 и 1 ,5 тыс. т , на сульфаты -5 2,9 и 5 , 1 тыс . т. П ри этом оз. Кулундинское
служило промежуточным, или подго товительным, бассейном, в котором
упавливался терригенный материал , выпадали в осадо к наименее раствори­
мые соли (карбонаты Са и Mg) и прои·сходило концентрирование воды
до 3-5% .
После пониженил уровня в 60-х годах и прекращения стока воды
в оз. Кучук минерализация воды в оз. Купуидинекое начала быстро повы­
шаться и в начале 80-х годов иревыеила первоначальную более чем в 2 раза
(табл . 1 ) . Основной солью является NaCl, на втором месте - сульфаты
Mg и Na ; гидракарбонаты Са и Mg - в незначительном количестве .
Изучением гидрохимического режима и условий соленакопп ения в
оз. Кучук занимались М .К. Миротворцев, И.Н. Гладцин, А .И. Дзенс-Литов­
ский, М .И . . Кучин, С . З . Макаров , А.В . Шнитников, В.М. Букштейн, А.Б . Зда­
новский, Ю.В. Б аталии, В .Г . Эдигер, Н.И. Пашинин и др. Донные соляные
отложения озера Изучались неоднократно . В последний раз в 60-е годы
разведочные работы производила Нерудная экспедиция
Западно-Сибир­
ского геологического управления.
Котловина оз. Кучук врезана в глинистые пор<;>ды павлодарской свиты
(неоген) . В основании собственно озерных отложений залегают илистые
глины и суглинки с прослоями и крупными линзами илистых песков .
П о направлению к берегам озера глины и суглинки чаще всего переходят
в пески . Вокруг озера имеются остатки трех террас, иногда намечаетс_я
четвертая. Б ровка третьей террасы находится на высоте 3-4 м над уровнем
воды озера. Возраст илистых глин, залегающих в основании озерных отло­
жений, принято считать средне-позднечетвертичным. Общая мощность
илистых отложений достигает 20 м. На южном берегу озера буровой
скв. 430, по данным Е . Я . Мендели , обнаружена погребеiшая долина, выпол­
ненная темно-серьхми озерными илами с запахом сероводорода. Это дает
основание предnолагать существов ание заполненной озерными осадками
погребеиной коtnовины, возможно с соляными ппастами. Илистые осадки
98
Та бл и ца
1
Химический состав воды оз. Купуидинекое в разные годы
(по данным С.З. Макарова, Ю.П. Никольской, Кучукского
сульфатного завода)
Дата
отбора
про бы
2 3 .VJI J . l 9 3 1
2 3 . VJ I I . l 9 3 1 *
24 .VI I U 9 3 1
5 .VII . 1 95 1
9 . VI I . 1 9 8 1
1 6 .IX. l 98 1
1 7 .Vl . l 9 8 2
1 9 . VII . 1 9 8 2
Т емпература
!' алы,
Пло тно сть
3
гfсм
30,5
1 8 ,5
2 1 ,5
1 ,0395
1 ,1 5 3 1
1 ,039 1
1 ,04 3 6
1 ,085
1 ,086
1 ,075
1 ,085
с
10,0
1 7 ,0
2 5 ,5
15
1
1
1
Солевой со став , %
1 1
С а (HCG 3 ) 2 Mg(HC03 ) 2 MgS04 Na2 S04 NaCI
KCI
0,07
0,1 1
0,0 1
0,01
0,01
0,0 1
0,01
0, 1 2
0,14
0,13
0,09
0,12
0, 1 3
0,12
0,1 2
1 ,02
3,86
1 ,0 2
1,13
2 , 24
2,45
2,14
2,35
0,2 1
1 ,35
0,3 3
0,29
0,45
0,5 7
0,3 1
0,44
+
3,5 2
1 3 ,30
3,77 .
4,0 1
7,13
7,93
7,04
7,63
С у м�а
с олеи
4,95
1 8 ,76
5,31
5 ,5 2
9,95
1 1 ,09
9,62
1 0 ,55
* Про ба отобрана в кутавой части залива Го рь к а я Пучина у по с . Гео ргиевск о го .
обнаружены и в долине современной и древней протоки , по которой осу­
ществлялась связь между озерами Кулундинским и Кучуком.
В средне- и позднечетвертичное время на месте Кулундинского, Кучука,
Малого Ярового и некоторых других озер существовало одно очень боль­
шое озеро , которое впоследствии в связи с резким уменьшением общей
увлажненности территории распалось. Следами его является слой белого
ила, светло-серого мергеля или мергелистой глины, прослеживающийся
заметно выше современных уровней озер . По сведениям С . З . Макарова
[ 1 93 5 ] , местное население употребляло эти по роды для побелки. Хими­
ческие анализы водных вытяжек, произведенные им и в химической лабо­
ратории ВНИИгеолнеруда, показали присутствие гидракарбонатов Na.
На илистых отложе1rnях в котловине оз. Кучук лежит толща соляно­
илистых пород мощностью 7,0-7 :> м. В ее нижней части - засоленные илы
с прослоями и линзами илистых песков, с кристаллами гипса и мираби­
лита, в верхней - с прослоями мирабилит-стеклеца и линзами засоленных
илистых пород и илистого мирабилита. В пласте мирабилита-стеклеца,
мощность которого достигала 3 ,0-5,5 м, проележена до семи тонких
прослоечков тенардита. Наибольшая мощность соляного пласта наблю­
дается в центральной части озера. Ближе к берегам мирабилит-стеклец
выклинивается и замещается песками и песчано-илистыми образова­
ниями.
При изучении соляных и соляно-илистых отложений оз. Кучук, по дан­
'ным Е.Я. МеiЩели и Н.М. Макейкина, термаграфически было установлено
присутствие мирабилита, тенардита, а также rлауберита, гипса, астрахашпа,
органических веществ , ярозита (?) и др. Рентгенаграфически бьmи опре­
деЛены : галит, мирабилит, а также кварц, полугидрат Са, гипс, тенардит.
До начала ( 1 960 г.) и в первые годы эксплуатации оз. Кучук на поверх­
ности мирабилита-стеклеца практически отсутствовали рыхлые песчано­
илистые отложения [Макаров, 1 93 5 ] . Если они появлялись, то дон­
ные течения их легко переносили с места на место. С началом эксплуата99
ции на nоверхности rmacтa мирабилита-стеклеца стал образовываться слой
рыхлых наносов . Их средняя мощность к 1 970 г. достигла 35 см [Соколо,­
ва, 1 974] . Затем, в годы с большим обводнением озера, она уменьшалась,
а в годы с . р езким пониженнем уровня воды - увеличивалась. В 1982 г.
средняя мощность рыхлого слоя над мирабилитом-стеклецом составляла
почти 0,5 м. По данным В .А. Соколовой [ 1 974] , объем илистых отложений
2
центральной части оз, Кучук на площади в 1 46,7 км в 1 970 г. равнялся
8 ,95 млн. м3 , в 1 9 7 1 г . - 1 4 , 1 8 млн. м3 , в 1 972 г : - 1 7 ,94 млн. м3 , в
1973 Г. - 2 1 ,63 МЛН. м3 . К UЮЛЮ 1 980 Г. ОН ДОСТИГ 3 1 МЛН. м3 .
В сложении рыхлого слоя участвуют ил , глинистые и песчаные частицы,
отдельные кристаллы, сростки, линзы и прослои солей (галита, тенардита,
реже мир.абилита) . Почти во всех пробах имеются мелкие частицы угля,
принесенные в етром от ближайшей ТЭЦ. Средний химический состав рых­
лого слоя по данным опробования, произведенного сотрудниками Ново­
сибирского инженерно-строительного института в 1980 г . , следующий
(в %) : СаСО + Mg (HC0 ) 2 + С а (НС0 ) 2 - 0,5 3 ; CaS04 - 1 ,36; M gS04 3
3
3
2,4 1 ; Na2 S04
30,8 3 ; NaCl - 5 ,27; нерастворимый в воде остаток 36,8 2 , влага
22 ,78 . Пересчет только на растворимые соли по казал , что
в составе их присутствуют: карбонаты Са и Mg - 1 , 1 6%, CaS04 - 3,3 7%,
MgS04 - 5 ,98%, Na2 S04 - 76,30%; NaCl - 1 3 ,04% . Отсюда следует, что
из солей присутствуют главным образом тенардит и мирабилит с замет­
ными примесями астраханита, галита, а также гипса И карбонатов. При­
сутствие тенардита, галита и астраханита в солях из рыхлого .слоя бьmо
подтверждено термаграфически работами ВНИИгеолнеруда.
В эволюции о з . Кучук как салеродного бассейна намечаются три основ­
ных этапа: п ресноводного и солоноватоводного озера, озера в стадии
обратимого политермического цикла и озера в стадии смешанного цикла.
Эти этапы хорошо согласуются с эволюцией соляных озер Купуидинекой
равнины, отдельные из которых не только прошли вс�ти этапы развития,
но и перешли .в стадию сухого озера. В дальнейшем, особенно при интенси­
фикации эксrтуатации это грозит и оз. Кучу к .
В первый этап развития в средне- и позднечетвертичное время в цеm­
ральной части Купуидинекой равнины существовало крупное проточное
пресноводное озеро , которое при резком уменьшении увлажненности
территории распалось на ряд озер (Купундинско е , Кучук, Малое Ярово е ,
Бурлинское) . Первоначально между этими озерами, вероятно, осушеств­
лялась прямая связь. Затем произошла их изоляция друг от друга.
Н аиболее долго были связаны между собой озера Купуидинекое и
Кучу к . Э та связь, вероятно , уже в конце раинечетвертичного времени стала
односторонней, оз. Купуидинекое сбрасывало в оз.. Кучук излишек своих
вод. По-видимому, в то же время о зера стали солоноватоводными.
К начал у голоцена вода оз. Кучу к , по-видимому, стала соленой и на
его дне начали накапливаться засоленные илистые о тложения. При повыше­
нии минерализации воды в первую очередь стал в ыпадать гипс, который
образов ыв ал кристаллы в илах. Его выпадение бьmо обусловлено высо ким
содержанием в воде сульфатов и постоянным приносом Са речными вода­
ми. П ри дальнейшем повышении минерализации в зимнее время начал
выделяться мирабилит, который растворялея в теплое время. Озеро
вступило в следующий этап своего развития - стадию обратимого поли-
-
1 00
термического цикла . В конце этого этапа были начаты систематические
гидрохимические наблюдения (с 1 92 7 г.) , которые с небольшими
перерывами продолжаются и до настоящего времени .
В стадию обратимого политермического цикла в оз. Кучук ежегодно
в холодное время года высаживался мирабилит, а весной , с повышением
температуры он растворялся. Новосадка мирабилита при неблагаприят­
ной летней погоде могла не полностью растворяться и переходить в старо­
садку. П ри постоянном пополнении рапы солями за счет прито ка предва­
рительно сгущенных вод Кулундинского озера старосадка мирабилита
увеличивалась в мощности . Со временем соли старосадки сформировали
сначала прослои и отдельные в ключения мирабилита в донных илистых
отложениях, а затем и корневую залежь мирабилита-стеклеца.
Минерализация кучукской рапы во второй этап развития озера с тече­
нием времени увеличивалась. Однако это увеличение минерализации
часто прерывалось и сменялось временным разбавлением. На степень
обводнения озера в первую очередь влияли климатические условия.
Судя по изменениям минерализации рапы за последние 50 лет, в гидро­
химическом режиме оз. Кучук четко выделяются 1 1 -, 22- и 45-летние
ци клы. Кроме того, как это установлено А.В. l!Iнитниковым, для всех
озер Срединного региона четко прослеживается и более долгопериоди­
ческая ци кличность, фиксируемая по изменениям положения береговой
линии озер. Она связана с циклическими изменениями общей увлажнен­
ности территории. Нами установлено, что в 1 1 -летних ци клах разница меж­
ду положениями максимального уровня озера и величиной минимальной
минерализации рапы, так же как между положением минимального уровня
и величиной максимальной минерализации рапы , не превышает 1 г.
В периоды минимального положения уровня озера в 1 1 -летних циклах
минерализация рапы в летнее время иногда поднималась до 28 -30% , что
вызывало летнюю садку галита. Осенние атмосферные осадки обусловли­
вали растворение галита . Последнему способствовало и осеннее выпадение
мирабилита, что вело к снижению минерализации .
_.,-"
Следами некоторых наиболее длительных периодов высокой минера­
лизации являются · тонкие , часто линзавидные прослои тенардита в массе
мирабилита-стеклеца. Известно , что в рассолах, насыщенных NaCI, процесс
тенардитизации идет достаточно быстро.
Для стадии обратимого политермического цикла соляных озер харак­
терно посезонное изменение минерализации и химического состава рапы.
В оз. Кучук, как уже упоминалось, в осение-зимнее время происходит
политермическо е осаждение мир.абилита, резкое уменьшение содержания
в рапе сульфатов (до десятых процента) и заметное возрастание содержа­
ния MgC12 (табл. 2) . В весеннее и летнее время идет растворение мираби­
лита и обогащение рапы сул ьфатами. При этом часто наблюдается хими­
ческая неоднородность рапы из-за недостаточного конвективного переме­
шивания . В приде нной рапе появляются сульфаты Na , в верхних слоях
р<шы присутствуют хлориды Mg. При достаточном ветровом перемешива­
нии достигается гомогенность рапы. В .М . Букштейн и А .Б . Здановский
[1952 ] . на основании изучения растворения мирабилита в озерах Кучук,
Эбейта и заливе Кара-Богаз-Гол установили, что скорость его растворе1шя
не зависит от температуры и величины недонасыщения по мирабилиту
101
Таблица 2
Характеристика рапы оз. Кучу к в разные годы
(по данным С.З. Макарова, Ю.В . Баталина, В.Г. Эдигера, А.И. Муна и А.Б. Бектурова,
Е.Я. Мендели и Н.М. Макейкина, Кучукского сульфатного завода)
Дата от бо ра
пр о б ы
Температу .
0
ра , С
Плотн о сть
рапы ,
3
Г/СМ
Х и ми че с к ий с,) став ,
1
Са(НС0 3 ) , Mg( HC0 3 ) ,
1
%
CaSO •
Стадия обратимого гидроте рмического uи кла
1 . VII I . 1 9 3 1
1 .VIII . 1 9 3 1
1 .VII I . 1 9 3 1
1 0 .VI I I . 1 9 3 1
1 0 .Vlll . l 9 3 1
1 0 . VI I I . 1 9 3 1
20.XI I . 1 9 30
20.l . 1 9 3 1
1 0 - 2 3 . VI I I . 1 9 5 9
1 1 . 1 95 9
29.\'1 . 1 9 6 1
6 -8.1Х. 1 9 6 3
2 5 ,4
2 3 ,5
25,2
2 7 ,0
2 5 ,0
24,2
- 1 4 ,2
- 1 3 ,8
20,5
-14,3
1 , 144
1 ,1 6 1
1,177
1 ,1 6 7
1 , 1 64
1 ,2 0 7
1 , 1 394
1 , 1459
1 ,1 929
1 , 1446
1 ,2 2 4
0,29
0,16
0,28
0,07
0,08
0,06
0,03
0,08
0,04
0,04
0,07
0,01
0,38
0,28
0,01
0,01
0,01
0,07
0,01
0,03
0,05
0,01
Стадия смешанного uи кла
1 8 -26.VIII. 1 968
3 1 .VI I I . 1 9 8 1
2 . 1 1 . 1 98 2
24 .V. 1 9 8 2
2 8 .Vl . 1 98 2
1 6 ,2
- 1 7 ,0
1 9,2
2 5 ,0
1 ,2 5 3
1 ,257
1 , 1 82
1 ,2 2 0
1 ,2 5 6
0,04
0,04
0,26
0,20
0,03
0,04
0,39
0,20
0,23
0,42
и при уровне 1 - 1 ,5 м лимиrnруются недостатком растворителя. Нами
замечено , что рапа оз. Кучук , относящаяся большую часть года к сульфат­
но-магниевому подтипу сульфатного типа, в летнее время переходит в суль­
фатно-натриевый подrnп (за счет растворения мирабилита) на каждый
год. Этот переход совершается преимущественно в годы с более низким
положением уровня рапы. При высоком положении уровня озера сохра­
нение rnпa рапы в летнее время, скорее всего, объясняется стратифи­
кацией рапы в отдельные годы, когда имеет место недостаточное переме­
IIШвание.
Фигураrnвные точки на диаграммах Иенеке в годовом цикле обычно
движутся по лучу' исходящему из верiiШНЫ Na2 so4 ' и только в отдель­
ные "сухие" годы в летнее время смещаются вправо, по лучу, исходящему
из верiiШны NaCl, в связи с периодической садкой галита [Пашинин,
Эдигер, 1 976] . Значение ющекса M g 2+ в летнее время ( при достижении
максимальной минерализации) колеблется в пределах 1 9-25 , в зимнее 20-28 , индекса SO� - - соответственно в пределах 1 7-28 и 1 -3 . При
изотермическом испарении рапы при температурах, характерных для
лета ( 1 9-28 ° С) , В .Д. Горбуновым [ 1952] в твердой фазе были получе­
ны галит, галит с астраханитом и примесью эпсомита и смесь эпсо мита
с галитом.
Содержание карбонатов Са в рапе оз. Кучук незначительно (см.
1 02
Хи ми че с ки й с о став, %
С у мма
М е сто отбо р а п р о бы
N точки ; гл убина, м
-
Стадия обратимого гидратермического цикла
2,59
2,18
2,1 7
3,40
3,40
3 ,65
0,36
0,44
4,50
0 ,48
6,63
5 ,68
0,86
1,17
3 ,83
0,09
0,86
6,52
3,56
3,92
0,70
3,86
0,43
0,56
1 6,09
1 5 ,70
1 5,31
1 6 ,96
1 5 ,84
1 3 ,70
1 4 ,0
1 3 ,85
1 8 ,6 1
14,36
1 5 ,99
20,2
20,16
20,2 1
2 1 ,8 7
20,5 3
20,19
2 3 ,9 7
1 8 ,02
1 8,38
2 3 ,68
1 8 , 79
23 , 1 2
2 6 ,45
14; с поверхности
1 4 ; 1 ,5
1 4 ; 2,5
2 8 ; с поверхно сти
2 8 ; 2,0
28; 2 ,5
5; с поверхности
То же
Среднее по озеру
Среднемесячное
С поверхности
Среднее по озеру
Сrадия смешанного цикла
7,02
6,60
0, 1 7
5 , 79
6,58
1 , 10
0,82
6,09
0,5 5
1 ,0 1
2 1 ,9 8
2 1 , 86
1 6, 2 1
1 9 ,5 6
2 1 , 84
30, 1 8
29,71
2 2 ,9 3
26,33
29,88
То же
У рапазабора
Там же
табл . 2) и вряд ли влияло на обратимые физико-химические процессы в
озере. О сновным процессом, характерным для стадии обратимого поли­
термического цикла, бьm процесс осение-зимнего высаживания мира­
билита. При этом в связи с постоянным подпитываннем оз. Кучук сгу­
щенной рапой Кулундинского озера часть Na2 S04 по стоянно накапли­
валась в донных илах. Об этом свидетельствуют как присутствие корне­
вой залежи мирабилита-стеклеца на дне оз. Кучук, так и относительно
повышенное содержание сульфатов в водах оз. Кул ундинского по срав­
нению с рапой оз. Кучук ( S04 /Cl в воде оз. Кулундинского составляет
0,47-0,5 0 , в рапе оз. Кучук - 0,33-0,40) .
Максимальные запасы солей в рапе оз. Кучук, рассчитанные по техно­
ло гической схеме, обычно достигали 1 00 - 1 05 млн. т, в том числе Na2 S04 23-28 млн. т, MgC12 - 1 7 - 1 8 млн. т, NaCJ - 5 5 -62 млн. т (табл . 3) . Зна­
чительные запасы солей имеются и в рапе, пропитывающей до нные соли
и илы.
В третий этап гидрохимического развития оз. Кучук перешло в стадию
смешанного цикл а, когда, кроме обратимого процесса, о сенне-зимней
садки мирабилита и весение-летнего его растворения , начала наблюдаться
летняя садка галита. Этот переход из одной стадии в другую совпал с на­
чальным периодо м эксплуатации озера и усилением антропогенного
воздействия на его режим. Антропогенное воздействие выразилось
1 03
Табли ца 3
Изменение среднемесячных запасов солей в рапе оз. Кучук
в 1 96 1 - 1 964 и 1 9 7 6 - 1 98 0 1Т.
Мес я ц
Объем
рапы,
млн. м 3
Оrметка
у ровн я
раnы, м
Темпе �атура ,
с
Заnасы солей, мл н . т
NaC\
MgC\2
N a 2 S04
Все го
в 1 00
3
млн. м
рапы
1 96 1 - 1 964 гг.
11
111
IV
v
VI
VII
VIII
IX
х
XI
XII
Среднего ­
довое
11
111
IV
v
Vl
Vll
Vlll
IX
х
Xl
XII
Средне­
годово е
347
344
344
357
352
349
337
3 35
332
320
318
323
337
96,55
96,49
96,49
96,75
96,65
96,59
96,38
9 6 ,37
96,36
96 ,30
96 ,30
96,33
9 6,38
221
226
236
247
248
238
224
206
204
200
204
210
219
9 5 ,94
95 ,9 6
9 6 ,00
96,05
9 6,05
96,01
95 ,95
9 5 ,8 7
95,86
9 5 ,8 5
9 3,86
95,87
95,93
П ри мечани
е.
- 1 3,9
- 1 8,5
-8,9
3,8
1 3 ,4
1 9 ,9
6 1 ,8
5 7 ,9
60,5
59,5
6 1 ,2
5 9 ,4
2 3 ,5
20 ,7
1 5 ,6
1 ,6
- 2 ,6
-8 ,n
4,0
1 7 ,3
1 7,2
1 7,2
1 7 ,2
1 6,7
1 7 ,2
1 7, 3
1 7 .8
5 9 ,2
62,3
1 6 ,5
5 6 ,4
1 5 ,9
5 7 ,4
17,3
5 7 ,9
5 9 ,2
1 6 ,5
1 7,6
59,8
( 1 9 ,4)
(66,2)
1 9 7 6 - 1 9 8 0 гг.
- 1 4,8
44,6
1 5 ,4
1 5 ,5
- 1 4,2
43,9
-6, 1
7,1
15,2
2 3 ,5
24,0
20,2
1 4 ,9
4,0
-4,3
- 1 2 ,0
4, 7
46,1
46,7
45 ,7
46,7
46,1
42,3
40,6·
40,4
3 9 ,9
40,7
43,6
(6 3,9)
1 5 ,2
1 4,8
1 4,4
14,1
1 3 ,5
1 3 ,0
1 3 ,0
1 3,8
1 3 ,8
1 4,5
14,3
(20,9)
2,5
2,8
4,5
9,2
1 5 ,2
20,8
24,1
25 ,5
2 2 ,2
1 6 ,6
5 ,4
3 ,4
12,7
( 1 4,4)
8 1 ,6
7 7 ,9
82,2
85 ,9
93,1
9 7 ,4
1 00,6
1 05 ,6
95 , 1
8 9 ,9
80,6
79,1
89,5
( 1 00)
2 3 ,5
2 2 ,6
2 3 ,9
24,0
26,2
2 7 ,9
29,8
3 1 ,5
2 8 ,6
28 ,.1
25 ,4
24,5
1 ,5
1 ,5
2,8
8,0
6 1 ,7
60,9
64,1
69,7
27,9
26,9
27,2
28,2
30,0
33,8
40,0
36,8
36,5
3 1 ,8
28,3
27,1
3 1 ,4
(-)
14,3
19,8
20,6
20,5
20,8
9,3
3,9
1 ,7
1 0 ,4
( 1 5 ,2)
74,4
80,6
89,5
75, 8
74,4
63,5
5 7,6
5 6 ,9
68,3
(1 00)
26,6
(-)
В скобках - заnасы солей в % от общей суммы.
в сокращеiШи притока воды в озеро (прекратился переток воды из Ку­
лундинского озера, увеличилось изъятие речного стока на произведетвен­
ные нужды и сельское хозяйство) и заметных невозвратимых потерях
воды при эксплуатации (порядка 3 млн. м3 воды в год) . Наряду с
прекращеiШем довольно значительного солевого питания за счет рапы,
поступавшей по протоке из оз. Купуидинекого , началось постоянное
изъятие в основном Na2 S04 (0,8 - 1 ,0 млн. т в год) , начиная с 1 9 6 1 г.
Объем рапы в озере резко уменышшся (с 340 млн. м 3 в 1 96 1 - 1 964 rr.
до 220 млн. м 3 в 1 976- 1980 rr.) и продолжает уменьшаться. Как следствие
этого увеличилась общая минерализация рапы. В летнее время она стала
1 04
достигать 29-30% , в зимнее 22-23% (см. табл . 2) . При этом на протяжеiШи
большей части года содержаiШе хлоридов Na достигало пределов раствори­
мости и обусловило почти ежегодную летнюю садку галита. В связи с
прогрессирующим уменьшеiШем объема растворителя на дне озера начал
накапливаться слой галита. Мощность последнего в 1 98 1 и 1 982 r r . коле- _
балась в пределах 2-30 см, в среднем 1 0-15 см. Важно отметить, что соот­
ношение солей в летней и зимней рапе озера почти не изменилось.
Общее направление движения фигуратявных точек на диаграмме Иенеке
в стадию смешанного цикла не изменилось (по лучу, исходящему из
вершины Na2 S04 ) , однако для летнего времени оно осложнилось отклоне­
ниями их вправо, по лучу, исходящему из вершины NaCl. Надо заметить
также, что все фигуратявные точки заметно сместились вправо, по направ­
лению к магниевым солям. Индекс Мgн для летней рапы стал колебаться
в пределах 20-26, зимней - 26-36. Индекс SO� - в летией рапе стал дости­
гать 24-26. В летние месяцы рапа оз. Кучук начала постоянно переходить
из сульфатно-магниевого подтипа в сульфатно-натриевый.
Наиболее четко можно проследить изменеiШе характера гидрохимичес­
кого годового цикла оз. Кучук , если обратиться к данным об изменении
среднемесячных запасов солей, растворенных в рапе. Удобнее это сделать
при пересчете запасов солей по технологической схеме , которая более отра­
жает политермические условия. В табл. 3 приведены данные о среднемесяч­
ных запасах солей в рапе оз. Кучук в конце стадии обратимого политерми­
ческого цикла ( 1961 -1964 rr.) и в один из этапов развития стадии смешан­
ного цикла ( 1 978- 1980 rr.) . В первую очередь отмечается заметное умень­
шение запасов всех солей в среднегодовом разрезе, особенно NaCl
(59 ,8 млн. т в 1 9 6 1 - 1 964 rr. и 43 ,6 млн. т в 1 976-1980 rr.) . Максималь­
ные летние запасы Na2 S04 в рапе в последние годы уменьшились почти на
20% (на 5 млн. т) по сравнению с периодом до 1965 г. Особенный интерес
представляет заметное уменьшение запасов MgC12 (на 3,3 млн. т, или почти
на 20%) . При этом стало отмечаться постоянное уменьшение запасов
магниевых солей в теплое время года и увеличение их в холодное. Эти
изменения очень велики и превышают 2 млн. т в среднем. Это должно озна­
чать, что в летнее время при концентрировании рапы начинают выпадать
в осадок соли Mg в виде двойных сульфатов Mg и Na, скорее всего в виде
астрахаiШта. Последний обнаруживается и в современных соляных корках.
Вероятно, подобные кучукской соляные системы в озерах имеют большую
инерционную способность к удерживанию более или менее постоянного
соотношения между основными солями (ионами) . Об этом свидетельст­
вует постоянство соотношений основных солей по среднегодовым и средне­
месячным данным о запасах солей в рапе, несмотря на значительное увели­
чение минерализации рапы и резкое уменьшение запасов солей (см.
табл. 3) .
За последние 1 0 лет темп приращения запасов Na2 S()4 в рапе оз. Кучук
в июне-августе резко снизился. В отдельные годы, например в 1 975 -1 977,
1980 и 1 98 1 rr., наблюдалось даже уменьшение среднемесячных запасов
Na2 so4 в августе по сравнению с июльскими. То же самое наблюда.j10СЬ
и с запасами MgC12 • При этом имел место рост содержания в рапе как
Na2 S04 , так и Mg'CI2 . Вероятно, это свидетельствует о том, что при дости­
жении соответствующих концентраций солей растворение мирабилита
1 05
частично компенсируется высаживанием астраханита или других двойных
соединений сульфатов Na и Mg. Кроме того, в эти месяцы происходит
тенардитизация мирабилита и , возможно , его прямое осаждение из рапы.
В рыхлом спое, сформировавшемся по сле начал а эксплуатации месторож­
дения, под споем галита новосадки-старосадки сформировался проспой
тенардита мощностью в отдельных местах до 8 см.
При эксплуатации озера и изъятии из рапы Na2 S04 каждые 3-4 года
запасы сульфата натрия в рапе восстанавливаются за счет донных отложе­
ний солей. Полное восстановление происходит чаще всего на второй год
поспе закачки рапы в садочный бассейн и зависит в основном от гидроме­
теорологических условий конкретного года.
Запасы солей в стадию обратимого политермического цикла дости­
гали максимальных значений . Минерализация рапы и содержание солей
зависели от о бъема рапы (положения уровня) . В стадию смешанного
цикла запасы сол ей в рапе стали определяться объемом рапы, в то время
как содержание солей в рапе изменялось незначительно. П ри уменьшении
объема рапы оз. Кучук удельные запасы солей, т.е. запасы солей в
1 00 млн. м 3 рапы, заметно возросли ( см. табл. 3) . П ри дальнейшей
эксплуатации озера и прогрессивном уменьшении объема рапы должны
возникнуть оспожнения как при перекачке рассолов в садочный бассейн,
так и в получении сульфата натрия высоких сортов . Поэтому в будущем
необходима организация специальных работ по изучению изменения
мощности и минерального состав а донных отложений озера дпя опреде­
ления оптимальных условий эксплуатации.
ЛИТЕРАТУРА
А брамови ч Д.И. В оды Кулундинской степи . Новосибирс к : Изд-во АН СССР, 1 9 6 0 .
2 1 4 с.
Букштейн В.М., Здановский А.Б. Скорость растворения мирабилита в природных
условиях. - Тр. В НИИГ, 1 95 2 , вып. 2 4 , с . 6 0 - 7 3 .
Горбунов В.Д. Испарение летней рапы озера Ку•Iук. - Тр. В НИИГ, 1 9 5 2 , вып. 2 4 ,
с . 2 4 3 -2 4 6 .
Ляпунов М.Ф., Новак В.Ф., Таранцева М.И. Гидрохимическая характеристика
стока рек Купуидинекой степи. - Изв . СО АН СССР. Сер. хим. наук, 1 9 6 3 , вып. 1 ,
N2 3 , с. 5 7 -6 4 .
Макаров С. З. Материалы к физико-химическому изучению соляных озер Купун­
динекой сте пи : Купуидинекая экспедиция АН СССР, 1 9 3 1 - 1 9 3 2 гг. М . ; Л. : Изд-во
АН СССР, 1 9 35 . Ч. 2 . 2 3 6 с. (Гр. СОПС; Вып. 9) .
Пашинин Н.И., Эдигер В.Г. Гидрохимический режим минеральных озер Купуидин­
екой низменности . - Физ.-хим. основы и технология переработки хим. сырья, 1 9 7 6 ,
вып. 2 (5 3) , с . 3 2 -59 .
Соколова В.А. Донные отложения Кучукского озера. - Изв. вузов. Стр-во и архи­
тектура, 1 9 7 4 , N2 1 0 , с. 1 0 2 - 1 06 .
1 06
УДК 5 5 3 .6 3 (5 74/5 75)
Е.Ф. Стан кевич,
А .Н. Имамеев
СОЛЯНЫЕ МИНЕРАЛЫ
В ДОННЫХ ОТЛОЖЕНИЯХ СОЛЯНЫХ ОЗЕР КАЗАХСТАНА
И СРЕДНЕЙ АЗИИ
В настоящее время на территории Казахстана насчитывается более 48 тыс.
озер, в Средней Азии - более 5 ,5 тыс . озер, из которых 1 0-20% соляных.
Изучением соляных озер и их соляных отложений на территории Казах­
стана и С редней Азии и прилегающих районов занимались А.А. Александ­
ро в , А .Г . Бергман, М .Г . Валяшко, Л М . Гроховский , А .И . Дзенс-Литовский ,
Н .С . Курнаков , И .Н . Лепешков , Е . В . Посохов, В .И . Рейнеке, Н М . Страхов,
В.П. Федин, И .Б . Фегельсон и др. В работах этих и других авторов дается
большей частью характеристика химического состава рапы озер и значи­
тельно реже минералогического состава донных отложений . Чаще всего
изложение материала имеет описательный характер. Интересное обобщение
по озерно-почвенному саленакоплению на территории Узбекистана дал
И .В . Рубанов [ 1 97 7 ] . Э тим автором сделана попытка типизировать усло­
В ряде
вия континентального галогене за на характеризуемой территории .
случаев он приводит парагенезисы сол яных минералов дЛЯ некоторых соля­
ных озер и кайнозойских ископаемых месторо ждений солей .
О .А . Алекин , П .П . Воронков и другие показали, что в направлении с
севера на юг меняется как минерализация, так и химический состав реч­
ных вод. Минерализация их растет, происходит последовательная смена
преобладающих анионов от гидрекарбонатного иона, через сульфатный
к иону CJ. В горной части опять господствуют гидрокарбонаты. С реди ка­
тионов в речных водах Са преобладает на большей части Казахстана и
С редней Азии, на юге территории преобладающим катионом часто явля­
ется Na. Изменения минерализации и химического состава речных вод,
как подчеркивалось многими, отражают изменения л андшафтно -климати­
ческих условий . Е.Ф. Станкевич и А Я . Имамеев [ 1 982] отметили , что каж­
дой ландшафтно-климатической зоне в Казахстане и Средней Азии соот­
ветствует определенное соотношение между гидрохимическими типами
(по классификации М .Г . Валяшко) речных вод. То же самое можно ска­
зать и в отно шении озерных вод ( табл . 1 ) Отмеченная гидрагеохимическая
зонал ьность речных и озерных вод соответствует зональности засоленных
почв этой территории , установленных В .А . Ковдой [ 1 946] и В .М . Боров­
ским [ 1 978] .
Изучение соляных оmожений современных озер имеет большое значе­
ние для познания проявлений и закономерностей континентального гало­
генеза, которому до сих пор уделяли недостаточное внимание . Это стано­
вится о со бенно актуальным в связи с развертыванием поисков таких де­
фицитных типичных континентальных солей , как природная сода и Na2 S04 .
Одна из первых типизаций континентального галогенеза принадлежит
Н .М . Страхову [ 1 962] . Л.М . Грохавекий [ 1 972] тщательно прослеживал
динамику изменений минералогического состава современных озерных
залежей солей Казахстана при изменении гидрогеологической о бстановки
Наиболее детальное рассмотрение вопросов континентального галогенеза
.
1 07
Таблица 1
Встречаемость химических типов речных (межень и половодье) •
н озерных вод (минерализация более 3 г/л} Казахстана, Средней Азии
и прилеrающих районов Западной Сибири, %:
Химический тиn воды , no М . Г . Валяшко
Ландша фтно-климатн- ·водоемы
ческая з она
Южная
Реки
тайга
Содовый
или карбонатный
�
t:ульф атный
Сульф атн? - Сульф атн� натриевыи магиневыи
Хлоридный
Количе·
ство у чтенных химических анаЛИ"J ОВ
25 .9
4 7 ,8
25 ,9
0,4
216
5 3 ,6
30,4
1 5 ,6
0,4
274
Лесо-
2 1 ,0
65 ,8
1 2 ,6
0.6
157
степ ь
44,4
4 7 ,7
6,9
1 ,0
1 03
О зера
3 7 ,1
1 5 ,7
4 3 ,7
3 ,5
450
Реки
9 ,7
66,3
2 2 ,3
1 ,7
888
1 9 .5
5 5 ,7
2 1 ,6
3,2
580
О зера
24,6
32.7
40,3
2 ,4
336
Реки
8 ,9
72,1
1 6 ,5
2 ,5
429
6 .8
7 2 ,2
1 8 ,5
2 ,5
375
О зера
8,2
45 ,3
44,4
2,1
224
Реки
8 ,7
75 ,4
1 4 ,6
1 ,3
811
9,0
7 6 ,6
1 3 ,2
1 .2
630
О зе ра
2 2 ,9
7 2 ,5
4,6
Ре ки
1 1 .9 1
6 7 ,38
1 9 ,06
1 ,65
1 9 ,85
6 1 ,26
1 6 ,98
1:92'
2468
25 ,37
2 7 ,98
43. 76
2 .89
Ст еп ь
П у сты
н и и полуп у стыни
Горная
(ВЫСО Т·
НОЙ ЗО·
нал ьно -
сти)
с
По в
ей
террито -
22
1 9 70
рии
О зера
1 041
• В числителе дроби - для межени , в знаменателе -.для nоловодь я .
и их типизация бьmи проведены Ю.В. Б аталиным и Е .Ф . Станкевичем [ 1 975 ,
1 977; С танкевич и др., 1 98 1 ] .
Для установления особенностей проявлений континентального галоге­
неза нами бьuш проведены сбор и о бработка данных по соляным минера­
лам донных отложений соляных озер Казахстана и С редней Азии и приле­
гающих районов . При полевых исследованиях изучено более 50 соляных
озер с соляными донными о бразованиями. Кроме того , по литературным
данным собраны св!'дения о минеральном составе донных отложений более
250 соляных озер. Для каждого озера бьmи определены парагенезисы
породообразующих соляных минералов . Всего выявлено 13 основных'
nарагенетических ассоциаций соляных минералов. Ниже дается Х<�рактери·
стика этих парагенетических ассоциаций.
1 08
В первую ассоциацию соляных минералов входят натран и натрон-гей­
люссит - минералы содовоГо типа галогенеза. Э та ассоциация в стречена
в донных отложениях оЗер Танатар 1, Танатар 1 1 1 , Большое Петуховское,
Кондаралды 1 1 и др. Соли, входящие в соляные минерал ы, - Na2 СОз и
СаСОз .
Вторая парагенетическая ассоциация более сложная, в нее входят мине­
ралы, содержащие следующие сол и : NaHC03 , Na 2 СОз , СаСОз и Na2 S04 .
Она представлена двумя наборами минералов : натрон-гейлюссит-мираби­
лит и трона-тенардит, которые характерны для озер Кондаралды 1 и Туз­
куль (Памир) .
В третью парагенетическую ассоциацию входят минералы, содержащие,
кроме солей второй ассоциации, еще и NaCI. Представлена ассоциация
тремя наборами минералов : трона-буркеит-тенардит-галит, трона-тенар­
дит-галит и гейлюссит-мирабилит-галит. Третья ассоциация характерна
для озер Кундузды, Соркуль, Султан-Санджар.
Минералы четвертой парагенетической ассоциации преставлены мира­
билитом и тенардитом, т. е. практически имеют одну соль в своем составе ­
Na2 S04 . Озер с этими минералами в донных отложениях много : Улькен­
Сор, Сор, Муялды, Кучук , Куланчи , Карасор, Казы и др .
Пятая ассоциация представлена наборами минералов.: мирабилит-галит,
тенардит-галит, мирабилит-тенардит-галит. Соли, входящие в минера­
лы, - NaCI, Na2 S04 . Характерные озера с такими донными солями Э бейты, Маралды, Актайляк, Кемиртуз, Кольча и др .
В шестую парагенетическую ассоциацию входят минералы, содержащие ,
кроме Na2 S04 и NaC I, еще и CaS04 . Она более разнообразна и представлена
наборами соляных минералов : мирабилит-глауберит-галит; тенардит­
глауберит-галит, мирабилит-тенардит-глауберит-галит. Такие наборы
обнаружены в озерах lllopкaн, Тузкане, Терескен, Жамансор и др.
Седьмая парагенетическая ассоциация - более простая по набору минера­
лов - глауберит-галит. В них входят те. же соли, что и в минералы шестой
ассоциации . Выделена она в связи с тем, что химический состав озер с зтой
ассоциацией несколько отличен от смежной, хотя и характеризуется теми
же солями , входящими в состав породоо бразующих соляных минералов .
Характерные озера - Досале, Кара-Булак, Кара-Ходжа, Косбулак, Тузкыр.
Разнообразные наборы соляных минералов представлены в восьмой
парагенетической ассоциации : тенардит-глауберит-астраханит-галит; ас­
траханит-глауберит-галит, мирабилит-тенардит-глауберит-астраханит­
эпсомит-галит, тенардит-rлауберит-астраханит-эпсомит-галит. С реди со­
лей в наборах минералов - Na2 S04 , CaS04 , MgS04 и NaCl. Э ти минералы
встречены в озерах Акча-Кан, Б арса-Кельмес, Денгиз-Куль, Кара-Умбет,
М уллалытуз и др.
К девятой парагенетической ассоциации отнесены озера с набором мине­
ралов , содержащих только NaCI и MgS04 (мирабилит-тенардит-астраха­
нит, астрахамит , астраханит-зпсомит) .
Они встречены в донных осадках
озер Б екеш-Сор, Малое Кордуванское , Курамбай, Садырбайской группы
озер.
В десятой парагенетической ассоциации присутствуют минералы, содержа­
щие соли Na2 S04 , MgS04 и NaCI. Наборов соляных минералов много, и
наборы разнообразны. Они включаю т : мирабилит-тенардит-астраханит1 09
галит, мирабилит-астраханит-галит, тенардит-астраханит-галит, мираби­
лит-астраханит-эпсомит-галит, мирабилит-эпсомит-галит, астраханит­
галит, астраханит-эпоомит-галит. Э ти наборы встречены в осадках озер
Жалаул ы, Ащикол ь, Жаксы-Клыч, Карашор, Куули .
Одиннадцатая парагенетическая ассоциация включает эпсомит и галит,
т. е. минерал ы, содержащие соли NaCI и Mg S04 . Количество озер с этим
набором породоо бразующих соляных минералов в донных осадках мало
(Большой Калкаман, Жаксы-Клыч 1 , озера Леденецкой группы) .
Наиболее полные и сложные наборы соляных минералов (двенадцатая
парагенетическая ассоциация) : мирабилит-глауберит-астраханит-эпсо­
мит-полигалит-галит и тенардит-астраханит-эпсомит-полигалит-галит,
включающие в составе минералов сол и : Na2 S04 , MgS04 , CaS04 , К2 S04 и
NaCI, в стречены в донных о садках Кара-Богаз-Гола и озер Сарыкамыш­
екой впадины (до их обводнения) . Они типичны для одной из последних
стадий континентального галогенеза, характерного для С редней Азии и
юга Казахстана.
Наиболее •часто донные отложения соляных озер представлены
одним
галитом ( тринадцатая парагенетическая ассоциация) . Вероятно , это связа­
но с двумя причинами. Первая заключается в то м, что после предваритель­
ного сгущения в рапе сол яных озер в резул ьтате естественных процессов
основной растворенной солью становится NaCI и породообразующим мине­
рало м является галит, а в се другие минералы представляют лишь незначи­
тельную примесь. Второй причиной является неполнота наших знаний .
Галит часто образует лишь верхнюю часть донной залежи озерных солей ,
скрывая под собой пласты из других соляных минералов . Б бльшая же
часть собранных данных в кл ючает лишь сведения о минералах, слагающих
верхнюю часть соляных залежей. Б уровых или шурфоных работ на боль­
шинстве соляных озер не проводилось. Э тим и о бъясняется неполнота на­
представленными
ших знаний . НаибоЛее крупные озера с донными солями ,
галитом, следующие : Ала-Со р, Б ал пашсор, Жаксысор, Калибек, Киякты,
Кобейтуз и многие другие . Э та ассоциация, представленная одним минера­
лом, выделяется условно .
Кроме перечисленных минералов И .В . Рубанов ( 1 977] упоминает также
сильвин и гидроглауберит. Последний нами У.чи тывался как глауберит.
Сильвин не образует существенных скоплени й . Его мелкие кристаллы
иногда в стречаются в новосадке каменной соли , редко в астраханите , на
соляных о бразованиях Кара-Богаз-Гола и о садках оз. N° 5 в стречаются
кристаллы бишофита, карналлита, каинита [Перспективы . . . , 1 98 1 ] . На со­
лончаке Айдар бьm в стречен гексагидрит, в зоне гипергенеза на Шорсу кизерит [Минералы . . . , 197 5 ] .
Карбонаты Са и Mg, гипс и ангидрит часто в стречаются в осадках соля­
ных озер. Однако при гидрохимической типизации галогенеза они дают
информации меньше, чем соляные минералы, в ыпадаюшие при большей
минерализации.
Выделенные парагенетические ассоциации легко можно соотнести с па­
рагенезисами соляных минералов разных типов галогенеза, в ыделенных
М .Г. Валяшко [ 1 96 1 ] , Ю.В . Б аталиным и Е .Ф . Станкевичем [ 1 975 , 1 977;
С танкевич, Баталии, 1 974] . Первые три ассоциации соответствуют параге­
незам соляных минералов содового (карбонатного) типа гало генеза. Ас110
социации с шестой по двенадцатую сопоставляются с парагенезами мине­
ралов, характерных дJIЯ сул ьфатного галогенеза. Четверт�я и пятая ассо­
циации могут встречаться как при сул ьфатном , так и при содовом гало­
генезе . Один галит, условно выделенный нами в тринадцатую парагенети­
ческую ассоциацию сол яных минералов , не является типаобразующим и
может быть встречен в соленосных толщах галогенеза всех типов .
Ю.В. Б аталии и Е .Ф . Станкевич [ 1 975 , 1 977 ] указывают на четкое соот­
ветствие типов галогенеза гидрохимическим типам рапы саnеродных во­
доемов . Каждому типу галогенеза, а значит, и каждому гидрохимическому
типу озер, соответствуют определенные комплексы полезных ископаемых
[Станкевич и др. , 1 979] . Типизация озерных вод и проверка ее в естествен­
ных условиях имеет практическое значение._Поэтому нами бьmо проведено
сравнение соответствий парагенетических ассоциаций соляных минералов
химическим типам о зерных вод с донными соЛ,яными отложениями. Кроме
химического типа озерных вод, мы в ыдел яли и виды, определ яемые по пре­
о бладаюшим (в эквивалентной форме) аниону и катиону, что должно
уточнять соответствие той или иной ассоциации соляных минералов химlf-­
ческому составу (типу и виду) воды солероднога бассейна.
Сравнение парагенетических ассоциаций соляных минералов в донных
осадках соляных озер Казахстана и С редней Азии с гидрохимическими
типами озерной рапы подтверждает связь между гидрохимическим типом
рапы и парагенезисами - соляных минералов разного типа галогенеза
(табл . 2) . При этом в ыделение химических видов воды, как видно , может
помочь в установлении более узких парагенезисов соляных минералов ,
соответствующих определенным химическим типам и видам природных
вод. Работы этого направления очень перспективны . Они могут дать на­
дежные данные мя восстановления палеогидро геохимических о бстановок
саленакопления и помочь в прогнозировании и поисках полезных ископае­
мых, приуроченных к соленосю;�IМ толщам.
Территория Казахстана, С редней Азии и прилегающих районов разно­
о бразна по своим климатическим и физико-географическим условиям .
Южная тайга, распро страненная на юге Западной Сибири , в южном направ­
лении переходит в лесостепь, которая сменяется степями . Основную часть
южной половины изучаемой территории занимают пустыни и полупустыни .
На само·м юге располагаются горы (зона высотной зональности) . Наиболь­
шую площадь занимает зона пустынь и полупустынь, меньше - степная зо­
на, еще меньше - зона лесостепи . Однако распредел ение соляных озер со­
ве ршенно иное . Из 1 04 1 СО.(!Яного озера, по которым имеются данные , в зо ­
не лесостепи располагается 45 0 ( 44,0%) , степей - 336 (32,3%) , пустынь и
полупустынь - 224 ( 2 1 ,5%) , горной - 22 (2,2%) (см. табл . l ) . В зоне юж­
ной тайги озера пресные, проточные.
Как уже упоминалось, минерализация соляных озер в южной части изу­
чаемой территории заметно повышается . В связи с этим к югу увеличи­
вается количество озер с донными соляными о бразованиями . В зоне лесо­
степей присутствуют лишь самосадочные озера, южнее появляются корне­
в ые, а на юге, в зоне пустынь и полупустынь, много сухих и подпесочных
соляных озер. По собранным нами сведениям, в зоне лесостепей располо­
жено 1 1 озер (3 ,3% от общего числа озер с донными солями) с донными
соляными осадками,в зоне стеnей - 1 1 1 (33 ,3%) , в зоне пустынь и полу111
Таблица 2
Приурочеююсть параrенетичес101х ассоциаций соляных минералов
к донным отложениям соляных озер с рапой разного гн дjюхнмического типа
на территории Казахстана, Средней Азии и прилегающи
х районов
Тип озерной рапы
Парагене тическая ассоциация
С ульфатный
Содовый
---,-
N•
Н СО3 Na
1
2
1 Натрои (Na�C03 o l OH� O) ,
гейлюссит (Na� СО3
СаСО1
о
2
с ульфатномагниевый
Хлоридный
Вид воды по преобладающим аниону и
катиону
Характерные соляные
минералы
1
сульфатнонатриев ый
ClNa
3
4
+
1
S04 Na
ClNa
5
б
7
х
х
х
х
х
х
х
х
х
х
х
х
ClNa
ClMg
8
ClNa
9
о
5 Н3 О)
о
Натрон, гейлюссит, трона
- (NaHC03
о
Na3 СО1
+
+
х
+
+
х
х
+
+
+
+
+
+
+
+
+
х
х
+
+
х
х
х
х
+
х
х
х
х
о
2Н � 0) ,
мирабили т (Na� S04
о
o l 0H2 0),
3
тенардит (Naa SO4 )
Трона, буркеит
(Na2 СО1
о
ZNa2 S04 ) ,
гейлюссит, мирабилит, тенардит, галит
(NaCl)
4
�рабилит, тенардит
5
�рабилит, тенардит,
6
�рабилит, тенардит,
х
х
галит
х
глауберит (Na� S04
CaS04 ) , галит
о
7
8
Глауберит, галит
.
Мирабилит, тенар-
+
+
+
х
+
+
+
х
+
х
дит, глауберит,
астраханит
(NaaS04
о
(MgS04
9
о
MgS04
4Н2 О) , эпсомит
о
7 Н 2 О) ,
галит
�рабилит, тенар-
дит, астраханит,
- эпсомит
1 0 �рабилит, тен�рдит, астраханит,
эпсомит, галит
112
+
+
х
'
Таблица 2
3
2
11
Эпсомит, галит
х
12
Мирабv.лит, тенардит,
х
(окончание)
1 1
4
6
8
7
х
+
х
+
+
9
х
х
глауберит, астраха­
нит, эпсомит, поли­
галит (К2 S04
. MgS04
•
13
2 Н 2 О)
·
Галит
•
,
•
2Caso.
галит
+
+
+
П р и м е ч а н и е . + - пара гене тичес к а я ассоци аци я обнаружена ;
че с к ая асс оци аци я тео рети чес ки нев озмо жн а .
х
+
-
+
параге нети ­
пустынь - 1 8 1 (63 ,4%) (табл . 3) . В горной зоне учтено четыре озера с
постоянными соляными осадками . .
Фактический материал по донным отложениям соляных озер Казах­
стана и С редней Азии подтверждает вывод Н .М . Страхова [ 1 962] о том,
что · с нарастанием аридности увеличивается число парагенетических ассо­
циаций соляных минералов, так как при этом достигается -большая степень
сгущения вод салеродных бассейнов , галогенез достигает последних своих
стадий . И действител ьно , в зоне лесостепей в стречены три парагенетические
ассоциации (4, 5 , 1 3) , в зоне степей - восемь ( 1 , 2, 4, 5 , 6, 1 0 , 1 1 , 1 3) , зоне
пустынь и полупустынь - одиннадцать (3- 1 3) (см. табл . 3) . Вместе с тем
обращает на себя· внимание , что в парагенетических ассоциациях соляных
минералов зоны пустынь и полупустынь чаще представлены. ассоциации
минералов , содержащих хлориды Na (86,2% о бщего числа ассоциаций)
и сульфатов Mg (25 ,0%) , по сравнению с ассоциациями степной зоны
(73 и 1 ,8% соответственно) . Э то свидетельствует о большей завершенности
галогенеза в наиболее жестких аридных условиях и совпадает с выводами
Н .М . Страхова [ 1 962 ] о размещении внутри аридных о бластей озер разных
стадий осолонения.
Основными соляным.ц минералами в донных отложениях соляных
озер зоны лесостепи Казахстана, С редней Азии и юга Западной Си бири
являются галит и мирабилит. В зоне степей , кроме них, встречаются те­
нардит, натрон, гейлюссит, в единичных озерах - эпсомит, астраханит и
глауберит . С реди породообразующих соляных минералов
донных отло­
жений озер зоны пустынь и полупустынь, кроме галита,который встречен
в 90% озер, широко распространены тенардит, мирабилит, астраханит,
несколько меньше - глауберит, эпсомит, в отдельных озерах - трона,
буркеит , полигалит.
Особенности распространения соляных минералов и их парагенети­
ческих ассоциаций в донных отложениях соляных озер Казахстана, Ср\:д­
ней Азии и юга Западной Сибири, как и особенности распространения соля­
ных озер и · речных вод различных гидрохимических типов, позволяют
сделать следующие выводы.
1 . И меется закономерная связь между частотой в стречаемости разных
8.
Зак.
202
Та бл ица 3
Распределение парагенетических ассоциаций сол11ных минералов
донных отложений сол11иых озер Казахстана, Средней Азии
и прилегающих районов в разных ландшафтно-климатических зонах
Параге не ти ческая ассоци аци я
N"
Характерные соляные
минералы
Ландшафтно-климатическая зона
Лесостепи
Сте пи
Итого
Пустыни и
полуnустыни
-
1
Натрои (Na2 С03
·
б
1 0Н 2 О)
rейлюссит (Na2 СО�
СаСО�
·
2
6
5 Н 2 О)
·
Натрон, гейлюссит,
2
трона (NaHCO� ·
· Na2 СО3
• 2Н2 О )
мирабилит (Na2 S04
·
3
1 ОН2 0) , тенардит
(Na, S04 )
Трона, буркеит
(Na, СОз
3
2NaS04 ),
·
3
rейлюссит, мирабилит,
тенардит, галит (NaCl)
4
Мирабилит, тенардит
5
Мирабилит, тенардит,
2
23
13
37
14
18
34
7
R
галит
6
Ми рабилит, тенардит,
(Na2 S04
гл ау бери т
. caso. ) ' rали т
7
Глауберит, rалит
7
7
8
Мирабилит, тенардит,
8
8
4
4
26
27
глауберит, астраханит
( Na2 so.
9
·
MgS04
·
4H:z О) , эпсомит
·
(MgS04 · 7Н2 О) , rалит
Мирабилит, тенардит,
астраханит, эпсомит
10
Мирабилит, тенардит,
астраханит, Эnсомит,
rалит
11
Эпсомит, галит
4
5
12
Мирабилит, тенардит,
2
2
rлауберит , астраханит,
эпсомит, полигалит
(К2 S04
·
13
1 14
•
MgS04
•
2CaS04
2 Н2 О) , rалит
Гали т
8
64
88
160
Итого :
11
111
181
303
гидрохимических типов речных вод, соляных озер и соляных минералов
и их ассоциаций в донных отложениях соляных озер, с одной стороны,
и приуроченностью их к определенным ландшафтно-климатическим зо­
нам - с другой .
2. Н а северной окраине аридной зоны в лесосте пно Й зоне высок процент
рек и соляных озер с водой содового типа. с нарастанием аридносrи зна­
чение содовых вод в питании соляных озер, как и число озер содового
типа, заметно уменьшается.
3. С возрастанием аридности увеличивается в стречаемость речных и
озерных вод сул ьфатного типа, преимущественно сульфатно-натриевого
подтипа.
4. С увеличением аридности территории растет значение минералов ,
содержащих хлориды Na и сульфаты Mg .
5 . От лесостепной зоны по направлению к зоне пустынь и полупустынь
парагенетические ассоциации сол яных минералов в донных отложениях
озер становятся более полными и разнообразными, отражающими более
поздние стадии галогенеза .
б. В наиболее засушливых районах среди донных отложений соляных
озер прео бл адают парагенетические ассоциации соляных минералов суnь­
фатно-магниевого подтипа сульфатного типа галогенеза.
Обнаруженные закономерности по изменению распространенности
соляных минералов и их парагенетических ассоциаций в донных отложе­
ниях соляных озер Казахстана, Средней Азии и прилегающих районов
позволяют предположить, что на этой территории намечается связь разных
типов галогенеза с л андшафтно-климатической зональностью . Так, содо·
вый галогенез приурочивается к северной периферии аридной зоны, суль­
фатньrй - к более засушливым южным ее частям. Хло ридный тип галоrе­
неза дл я изученной территории не характерен. Для его проявления rре­
буются особые условия, когда в салеродные водоемы притекают в боль­
шом количестве воды хлориднога типа. Таким о бразо м, можио полагать,
что размещение разных гидрохимических типов континентальных гало­
генных отложений внутри аридных о бластей в значительной степени опре­
деляется л андшафтно -климатической зональностью, а не тол ько петрогра·
фическим составом горных пород, слагающих водосборные площади сале­
родных бассейнов , как это считал Н .М . Страхов [ 1 962 ] . Наши выводы
подтверждаются данными о зональности почвенного засоления [Ковда,
1 946] и явной гидрохимической зональности ре чн ых и озерных вод Казах­
стана и С редней Азии [Станкевич и др., 1 979 ; С танкевич, Имамеев , 1 982] .
ЛИТЕРАТУРА
Баталин Ю.В., Станкевич Е.Ф. П араrенезисы соляных минералов и гидрохими­
ческие rnпы rалоrенеза. - И зв . АН СССР. Сер. rеол ., 1 9 7 5 , N2 8 , с. 88-94.
Баталин Ю.В., Станкевич Е.Ф. Конrnнентальные соленосные отложения и условия
их формирования. - В кн . : П ро блемы соленакоплени я. , Новосибирск : Наука, 1 9 7 7 ,
�,
т. l , с. 34-49.
Боровекий В .М. Геохимия засоленных почв Казахстана. М . : Недра, . 1 9 7 8 . 1 9 2 с .
Валяшка М. Г. Геохимия rалоrенеза. - В кн. : Т р . ученых rеофака М Г У к XXI сес.
МГК. М . : И зд-в о М ГУ , 1 96 1 , с. 2 1 1 - 2 2 3 .
Грохавекий Л.lrf_; Озерные месторождения солей , их изучение и промъш.111е:иная
оценка. М . : Недра, U 7 2 . 1 6 8 с.
1 15
Ковда ВА. Нроисхождение и режим засоленных почв . М . ; Л . ; Изд-во АН СССР,
1 946. т. 1 . 5 7 3 с.
Минералы Узбекистана. Ташкент; Фан, 1 9 7 5 . Т . 2. 335 с.
Перспектины использования солевых богатств Кара-Богаз-Гола/И ,Н. Лепешков ,
д.В. Б уйневич, Н.А. Буйневич, Г..С. Седельников . М . ; Наука, 1 98 1 . 274 с.
Рубанов И.В . Озерно-почвенное соленакоппение в Узбекистане (континентальный
галогенез) . Ташкент : Фан, 1 9 7 7 . 1 5 8 с.
Станкевич Е.Ф., Баталин Ю.В. Контииен пm ьный галогенез и связанные с ним полез­
ные ископаемые (на примере содоносных отложений) . - В кн . ; Геолоmя и полезные
и скопаемые соленосных толщ. Киев ; Наук. думка, 1 97 4 , с. 1 5 6 - 1 6 2 .
Станкевич Е.Ф., Баталин Ю.В., Касимов Б . С. , Има.меев А .Н. Континентальный га­
логенез и его полезные ископаемые . - В кн . : Основные проблемы соленакопления.
Новосибирск; Наука, 1 98 1 , с. 8 4 -90.
Станкевич Е.Ф., Има.меев А.Н., Касимов Б.С. Гидрохимическая и минералогени­
ческал специализация современного континентального галогенеза в Казахстане ; Экс­
пресс-информ. ВИЭМС. Геолоmя, методы поисков и разведки месторождений неме­
тал . полез. ископаемых, 1 9 7 9 , выл. 3, с. 2 3 -38 .
Станкевич Е.Ф., Имамеев А .Н. Ландшафтно-климатические закономерности фор­
мирова.чия химического состава поверхностных вод Казахстана и Средней Азии. В ки . ; II Междунар. симпоз. по геохимии природных вод; Тез . докл. Ростов н/Д, 1 9 8 2 ,
с . 1 14 - 1 28 .
Страхов Н.М. Основы теории литогенеза. М . ; И зд-во А Н СССР, 1 96 2 . Т . 3 . 5 5 0 с.
УДК 5 5 3 .6 3 :55 3.068.2
Е. Ф. Станкевu'l, Ю.В. Баталин
ИСТОЧНИКИ ВОДНО-СОЛЕВОГО ПИТАНИЯ СОВРЕМЕННЫХ
И ДРЕВНИХ СОЛЕРОДНЫХ БАССЕЙНОВ
Минеральный и химический состав донных осадков современных со­
ляных озер определяется условиями их водно -солевого питания. Основ­
ными источниками такого питания являются воды континентального стока,
включая подземные воды. В относительно небольшое количество соляных
озер, расположенных по берегам Мирового океана и его морей , притекают
морские воды. Однако большая часть озер получает значительное дополни­
тельное питание за счет речных, ручейковых и подземных вод, что веде'! к
"метаморфизации" морских вод. Кроме того , на изменение состава озер­
ных вод может оказывать большое влияние поступление значительного ко­
личества терригеиного материала, в ступающего во взаимодействие с водами
соляного озера. Мантийные флюиды источниками водно-солевого питания
современных соляных озер не являются. Подземные воды имеют большее
значение в водно-солевом питании преимущественно небольших озер в за­
сушливых областях Земли. Крупные озера, в том числе озера-моря (Кас­
пийское, Аральское) , расположенные в аридной зоне, на низменных бере­
гах, сами питают грунтовые воды. Получают же они водно-солевое питание
с водосборов, расположенных в гумидной зоне или горных областях.
Химический состав и тип воды (рапы) соляных озер опре�;�,еляется в
первую очередь химическим составом питающих вод, во в торую - физико­
химическими и биохимическими процессами, происходящими в водоеме
(в том числе концентрированием воды и выпадением хемогенных осад­
ков) . Как это показано в ряде работ, каждому гидрохимическ ому типу
природных вод соответствуют специфические парагенезисы соляных мине116
ралов, горных пород и полезных ископаемых [Валяшко , 1 96 1 ; Страхов ,
1 962;· Станкевич, Б аталии, 1 974; Б аталии , Станкевич, 1 975 , 1977, 1 98 1 ;
Станкевич и др., 1 979 ; Eugstei, Haгdie, 1 978) . Есть все основания считать ,
что гидрохимическим типам вод соляного водоема будут соответствовать
свои специфические парагенезисы алюмосиликатных и других трудно­
растворимых минералов [Станкевич, 1 980) . В связи с этим изучение ми­
нерального состава донных и корневых осадков современных соляных
озер имеет большое теоретическое и практическое значение . Устанавливае­
мый по парагенезам седиментогенных и аутигеиных минералов гидрохими­
ческий тип галогенеза даст более надежную основу для прогнозирования
и поисков месторождений многих полезных ископаемых, приуроченных к
соленосным толщам.
Вода Мирового о кеана и его морей, обладающая стойким постоянством
своего химического состава, является к рупнейшей гомеостатической систе­
мой [Лебедев И др., 1 974) . Ее химический состав и минерализация сущест­
венно не менялись на протяжении всего фанерозоя [Валяшко, 1 963; Зен­
кевич, 1 97 1 ] . Это положение дает возможность по парагенезисам седимен­
тогенных соляных минералов определять принадлежиость салеродных
бассейнов· геологического прошлого к морским, континентальным или
смешанным по условиям водно-<:олевого питаJЩя. При этом открывается
путь к решению вопроса о доле влияния континентального стока на мор­
ские воды, питавшие солеродный водоем в геологическом прошлом. Ве­
роятно, она бьmа много выше, чем представляется большинству геологов.
До настоящего времени выделение солеродных бассейнов со смешанным
питанием морскими и континентальными водами не производилось. Выде­
ление и дальнейшая классификация подо бных салеродных бассейнов , по
нашему мнению, может сильно помочь в прогнозировании и поисках место­
рождений сульфатов Na и К , природной соды и других минеральных солей ,
а также при палеогеоrрафических реконструкциях и восстановлении гео­
химической истории развития Земли.
Для выяснения роли различных источников водно -<:алевого питания
салеродных бассейнов важно определение скорости соленакопления. После
работ Н М . Страхова [ 1 962; Страхов , Цветков , 1 94 1 ) и М .П . Фивега [ 1 954)
в отечественной литературе утвердилось мнение о необычайно большой ско­
ро сти накопления соляных пород, составшiiо щей несколько сантиметров
в год, доходящей до 15 см в год и более . Основанием для этого явилось
выделение в некоторых соленосных толщах годичных, или годовых, слоев ,
годичных колец, наборов соляных пород, которые представляют собой
ритмически чередующиеся глинисто-карбонатно-ангидритовые прослойки
мощностью 1 -3 мм с более толстыми слоями галита и прочих соляных
минералов (сильвина, карналлита и др.) мощностью от 5 -6 до . 1 5 см и
более. Глинисто-карбонатно -ангидритовые слойки образавались во время
весеннего разбавления вод солероднаго бассейна, когда отлагался тер­
ригенный материал , приносимый водами, стекавшими с прилегающей су­
ши: В это же время осаждались и карбонаты с гипсом (ангидрито м) . На­
копление соленосных отложений, по наиболее распространенной точке
зрения, происходило изохорически [Страхов , 1 962] , т. е . с той же ско ­
ростью, с какой опускалось дно солероднаго бассейна.
В работах Е .Ф. Станкевича [ 1 976, 1 98 1 ) указывалось, что годичные
1 17
слои фактически не являются годичными о бразованиями . Время образова­
ния одного слоя в среднем должно определяться примерно в 5·0- 1 00 лет,
а возможно, и больше. П ри образовании годичного слоя обычно допуска­
ется, что веЛичина испарения воды салеродиого бассейна достигает 1 000 мм.
Для формирования глинисто-карбонатно -ангидритового прослоя мощ­
ностью 1 -3 мм в течение 1 года мутность воды, ежегодный приток кото­
еже­
рой в солеродвый бассейн необходим для поддержания непрерывного
годного соленакопления, должна определяться в 600-2000 мг/л iСтан­
кевич, 1 976 ] . Не меньшее количество карбонатов и сульфатов Са также
должно поступать вместе с питающими водами. На большей части терри­
тории СССР среднегодовая мутность речных вод обычно не превышает
1 5 0 мr/л; учитывая осаждение большей части взвешенного материала в
дельтах рек и в придельтовой части солоноватоводного водоема, следует
ожидать, что в собственно солеродвый водоем будут поступать сильно
о светленные воды. Воды Мирового океана и его морей имеют среднюю
мутность 1 мг/л, причем 80% мути относится к органическому веществу.
То же относится и к водам промежуточных, или подготовительных, бас­
сейнов . Таким о бразом, остается допустить, что принос терригеиного
материала, необходимого для образования глинисто -карбонатно-ангид­
ритового слойка, происходил в течение 5 0- 1 00 лет и более . Таким обра­
зом, скорость накопления соленосных отложений была много меньше ,
чем принято считать зто в настоящее время .
Особенностью салеродных водоемов, как это показал еще Н М . Стра­
хов [ 1 962] , являются ежегодные сезонные процессы осаждения и раство­
рения солей , которые характерны для самосадочных озер и заливов мо­
рей и озер-морей. В течение длительного времени в солероднам бассейне
происходит постепенное накопление солей в рапе и глинисто -карбонатно ­
гипсового (ангидритового) материала на дне . При циклических изме­
·нениях климата в периоды резкого уменьшения водно-солевого питания
в короткий срок из рапы в осадок переходит основная масса солей , а на
дне неглубокого водоема с насыщенной рапой начинает формироваться
новый глинисто-карбонатный слой . Потом, при изменении климатических
условий и увеличении водно-солевого питания , начинается новый много­
летний (вековой?) период накопления солей в солеродноl\t водоеме .
Для доказательства большой скорости соленакоппения в качестве при­
мера часто приводят Кара-Богаз-Гол . В последние годы в нем образава­
лись годичные слои .солей мощностью 5 -6 см. Сразу возникает вопрос,
наск:олько они связаны с ежегодным водно-солевым питанием. Величина
испарения с поверхности залива определяется в 900- 1 000 мм. Это озна­
чает, что притекающая ежегодно каспийская вода, растекаясь, дает слой
в 900- 1 000 мм (без учета атмосферных осадков) . При испарении такого
слоя притекшей воды (минерализация 1 3%) о бразуется слой солей 13 :
: 1 ,8 6 , 1 мм, т. е. в 1 0 раз меньше, чем наблюденный . Э то означает, что
в образованИи этого слоя участвовали соли, которые вакопились в Кара­
Богаз-Голе за долгий предше.ствовавший период, когда не бьmо интенсив­
ного соленакопления.
Питание современных салеродных водоемов происходит из промежу­
точных бассейнов . В последних могут накапливаться очень значительные
запасы солей. Так, в водах Каспийского моря растворено 1 0 1 0 1 0 т солей ,
_
=
·
118
в водах Аральского моря - 1 1 0 1 0 т. По расчетам В .П . Зверева [ 1 97 1 ] ,
в Каспийское море ежегодно с ионным стоком поступает 9 . 107 т солей ,
в бессточные районы Казахстана и Средней Азии - 5 107 т . Д .Д. Квасов
и Т .К. Жаковщикова [ 1 975] рассчитали, что только в голоцене из Араль­
ского моря в Каспийское бьuю сброшено 60 1 09 т Cl, �по в пересчете
на NaCl составит около 1 0 1 0 1 0 т, не считая других солей. Запасы солей
в водах современных внутриконтинентальных морей, в недалеком геоло­
гическом ·прошлом терявших связь с Мировым о кеаном, очень велики
(в Черном море - 1 1 0 1 2 , в Средиземном - 14 101 2 т) .
Приведеиные данные �оказывают, что запасы солей в водах современ­
ных внутриконтинентальных морей и озер-морей сравнимы с запасами
солей многих ископаемых соленосных толщ. Так, например, в усельекой
соленоеной толще Восточно.Сибирского солеродноге бассейна, по расче­
там М .А . Жаркова [ 1 978] , заключено 3 ,8 105 км 3 солей, или 6,8 . 101 4 т1 ,
в соленоеной толще верхнего кембрия того же бассейна - 5 ,б 103 к м3 ,
или 1 0 1 0 1 2 т, в березнякевекой кунгурской толще Восточно-Европей­
ского селеродного бассейна - 5 ,2 2 10 3 км 3 , или 9 ,4 101 2 т, в зубов­
екой соленоеной толще Северо-Сибирского солероднего бассейна 25 к м3 , или 4,5 1 0 1 0 т, в кыгьштуусской соленоеной толще того же бас­
сейна - 1 ,75 103 км3 , или 3 ,2 1 0 1 2 т и т. д. Таким образо м, при отчле­
нении от Мирового о кеана и полно м высыхании Черного и Средиземного
морей может о бразоваться соляная толща, по объему подобная многим
соленосным толщам палеозоя. П ри непрерывном водно-солевом пита­
нии Каспийского моря в течение 1 млн . лет в него поступит 9 1 0 1 6 т со­
лей, т. е. достаточное количество для образования крупной соленоеной
толщи. По его берегам только в четвертн,шое время сфермирсвались
две крупные соленосные формациИ : карабогазская и недавно обнаружен­
ная кайдак-култукская [Борисов и др. , 1 979] , а также ряд более мелких
соляных залежей типа Куули. Для всех этих селеродных бассейнов Кас­
пийское озеро-море бьшо подготовительным бассейном.
Накопление солей в рапе и донных осадках соляных озер в аридных
областях на Земле происходило постоянно . Масштабы селенакопления
сильно изменялись в зависимости от глобальных и локальных климати­
ческих, тектонических, ландшафтных и других условий. Запасы ископае­
мых солей по системам фанерозоя бьши определены М .К. Калинке [ 1 973] .
По его данным, четвертичная система по суммарным запасам солей стоит
на десятом месте (таблица) . Однако если пересчитать запасы солей на
1 млн . лет, то о кажется, что четвертичная система займет третье место , мало
чем отличаясь от . пермской и юрской систем по интенсивности солена­
копления.
К настоящему времени в аридных областях земного шара накоплены
огромные запасы рассеянных солей в почвах и грунтовых водах. Так, на­
пример, на юге Казахстана и в Средней Азии в верхнем метре засоленных
почв имеется несколько миллиардов тонн различных солей. Еше большее
количество солей накоплено в грунтовых водах многих пустынь и засуш·
·
·
·
·
·
·
·
·
·
·
·
·
·
·
1 При nереводе о бъема в весовые единицы nринята rтотность 1 ,8 гfсм 3 . При зто м
учи тьшалась nримесь терригеиного материала, которую не следует учитьтать nри
оnределении веса солей.
1 19
Распределение запасов солей по системам фанерозоя
Систем а
Заnасы
соле й ,
•
10 1 т
Продолжительность
nериода,
млн . лет
Заnасы
соле й на
1 год,
млн. т
38
206
730
161
70
60
30
60
75
6858
1 323
7 1 06
38 0
39
1014
116
55
35
58
70
42
25
1
1 25
38
123
5 ,4
0,9
41
116
Мест о сист емы
по заnасам солей
no заnасам солей
н а 1 год
3
12
8
6
9
5 -6
12
8
7
10
-
Кембрийская
2670
Ордовикская
Силурийская
Девонская
К аменноуrоль-
6,9
12
2,1
ная
Пермекая
Триасовая
Юрская
Меловая
Палеагеновая
Неогеновая
Чеmертичная
2
4
7
11
5
10
5 -6
2
9
11
4
3
ливых межгорных впадин. Если, к r,римеру, взять Каракумы, то о кажется,
2
что только на площади 1 км запасы солей в грунтовых водах могут до ­
стигать 5
108 т (мощность водоносного горизонта
50 м, средняя по­
ристость
2Wo, средняя минерализация
50 г/Л) . Запасы солей в грун­
товых водах других аридных территорий могут сильно колебаться. Однако
фактический материал показывает, что на большей части аридных областей ,
особенно в Пределах бессточных областей, минерализация грунтовых вод,
если они залегают неглубоко , очень высока и нередко превышает 1 00 г/л .
Запасы солей, накопленных в озерах, грунтовых водах, солончаках и поч­
вах, оПределяются в десятки и сотни миллиардов тонн. При изменении
обстановки эти соли могут подвергнуться перемыванию и выносу в бес­
сточные впадины и при благоприятных условиях о бразуют круnные залежи .
Таким о бразом , аридные области сЛедует р;ссматривать как один из воз­
можных поставщиков солей в салеродные бассейны .
Большой практический и теоретический интерес имеет вопрос об опре­
делении роли морской и континентальной составляющих в питании сале­
родных бассейнов . При этом уже априорно можно сказать, что весь терри­
генный материал бьm принесен с суши. По е го количеству в соляных по­
родах, галопелитах и других о бломочных породах, входящих в соленос­
ную формацию, легко подсчитать количество континентальных вод, при­
несших терригенный материал ; среднюю мутность, вероятно , следует
брать не более 1 5 0 мг/л [С танкевич, 1 976) . При �льшей мутности воды,
как это наблюдаеJ:СЯ в настоящее время в аридных областях, саленакопле­
ние подавляется, как это бьmо показано ранее [Станкевич, 1 977) . Минера­
лизация речных вод в аридных о бластях обычно составляет 0,4 г/.л и более ,
а в отдельных водотоках превышает 1 0 т/л . При условии, что средняя
минерализация вод континентального стока равна 0,4 г/л , ранее было
определено , что в салеродном водоеме соотношение между о бъемами
·
-
1 20
-
-
пресной воды континентального стока и водой, притекавшей из подго­
товительного бассейна, колебалось от 1 : 20 при морской воде нормальной
солености до 1 : 200 для рассолов на стадии начала садки калийных солей
[Станкевич, 1976, с. 1 3 3 ] . На самом деле роль вод континентального стока
будет еще больше .
Характерным примером салеродных бассейнов , питание которых про­
исходило в основном за счет вод континентального стока, являются неоге­
новые предкарпатские . Линзаобразные соляные залежи рассеяны среди
мощных терригеиных пород. О континентальном происхождения этих
толщ свидетельствуют и палеегеографические данные [Веклич, 1 975 ] .
При определении составляющих водно-солевого питания древних сале­
родных б'!,_с.сейнов следует также учитывать, что большая часть терригеи­
ного материала задерживается в промежуточных бассейнах или на перифе­
рии салеродных бассейнов. Учесть ее очень трудно . Но это лишний раз
подчеркивает необходимость учета континентальных вод в питании древ­
них салеродных бассейнов .
ЛИТЕРАТУРА
Баталин Ю.В., Станкевич Е.Ф. Парагенезисы соляных минералов и гидрохими­
ческие типы галогенеза. - Изв . АН СССР. Сер. геол ., 1 975 , N� 8, с. 88 - 94.
Баталин Ю.В., Станкевич Е.Ф. Континентальные соленосные отложения и условия
их формирования. - В кн. : Проблемы соленакопления. Новосибирс к : Наука, 1977,
т. 1, с. 36-49.
Баталин Ю.В., Станкевич Е.Ф. Гидрохимические типы галогенных формаций и их
минерагениЧеская специализация. Новосибирск : Наука, 1 9 8 1 , с. 3 1 - 3 7 .
Борисов Н.И., Галактонов А .Б., Гусев В.И., Плещеев И.С. Новый соленосный
бассейн в Казахстане. - Разведка и о храна недр, 1979, N� 1 2 , с. 1 5 - 1 8 .
Валяшка М.Г. Геохимия галогенеза. - В кн. : Тр. ученых геофака МГУ к X X I сес.
.
МГК. М . : Изд-во МГУ , 1 9 6 i·, с. 2 1 2 - 2 2 1 .
Валяшка М.Г. О постоянстве состава воды Мирового океана. - Вести. МГУ . Сер. 4 .
Геология, 1 9 63 , т. 1 , с. 1 8 - 2 7 .
Векли ч М.Ф. Палеегеографический метод изучения древних оЗер. - В кн. : История
озер в мезозое, палеегене и неогене. Л . : Ин-т озероведения АН СССР, 1975 , с. 1 0 - 1 5 .
Жарков М.А . История палеозойского соленако!Dlения. Новосибирс к : Наука, 1 9 7 8 .
272 с .
Зверев В.П. О гидрохимическом балансе СССР. - ДАН СССР, 1 9 7 1 , т. 1 9 8 , N� 1 ,
с. 1 6 1 - 1 6 3 .
Зенкеви ч ЛА. К вопросу о древно·сти океана и его фауны. - В кн. : История Миро­
вого океана. М . : Наука, 1 9 7 1 , с. 7 7 -8 3 .
Калин ко М.К. Соленакопление, образование соляных структур и и х влияние на
нефтегазоносность. - Тр. ВНИГРИ, 1 9 7 3 , выл. 1 2 7 . 1 7 3 с.
Квасов ДД., Жаковщикова Т.К. Схема формирования солевого состава вод Кас­
пийского моря. - В кн. : Химико-{)кеанографические и сследования морей и океанов .
М . : Наука, 1 975 , с. 1 3 - 2 1 .
Лебедев В.Л., Айзатулл ин Т.А., Хайлов ВМ. Океан как динамическая система.
Л . : Гидрометеоиздат, 1974. 203 с.
Станкевич Е.Ф. Об участии вод континентального стока в mпании салеродных
бассейнов. - Геология и геофизик1, 1976, N� 7 , с. 1 31 - 1 34 .
Станкевич Е.Ф. О минерализации воды бессточных озер в аридных областях и ус­
ловиях соленакопления. - Про бл . освоения пустынь, 1 977, N� 5 , с. 68 - 7 2 .
Станкевич Е.Ф. О минералогических· отличиях морских и озерных отложений . Геология и геофизика, 1 980, N� 1 , с. 9 3 -99.
Станкевич Е.Ф. Тектонические, геоморфологические и ландшафтно-климатические
условия соленако!Dlения. - В ки. : Климат, рельеф и деятельность человека. М . : Наука,
1 9 8 1 , с. 2 1 3 - 2 1 8 .
1 21
Станкевич Е.Ф., Боталин Ю.В. Континентальный галоrенез и связанные с ним по­
лезные и скопаемые. - В кн . : Геология и полезные ископаемые соленосных толщ.
Киев : Наук. думка, 1974, с. 1 5 6 - 1 6 2 .
Станкевич Е.Ф., Касимов Б.С., Имамеев А .Н. Гидрохимические типы и минераrе­
ническая специализация соляных озер. - В кн . : И стория озер в СССР. Иркутск, 1 97 9 ,
ч. 1 , с . .96-99.
Страхов Н.М. Основы теории литоrенеза. М . : Изд-во А Н СССР, 1 96 2 . Т . 3. 5 5 0 с .
Страхов Н.М., Цветков А . И. О парагенезисе карбонатных минералов в отложениях
соляных л агунных водоемов . - В кн. : Материалы к познанию геологического строе­
ния СССР. М . : МОИП , 1 94 1 , с. 5 7 -8 7 .
Фивег М.П. О длительности накопления соляных толщ. - Т р . ВНИИГ, 1 95 4 , выл. 2 9 ,
с.
341 -350.
Eиgster Н.Р. Hardie
N.Y . , 1 97 8 , р. 2 3 7 -293.
.
L.B.
Saline Lakes. - l n : Lakes: Geochemistry , Geology, Pl1ysics.
УДК 5 5 3. 6 3 2 : 5 5 0.4
НЕ. Молоштанова
К ВОПРОСУ О ВЗАИМОСВЯЗИ ТЕКСТУРНО -СТРУКТУРНЫХ
И ГЕОХИМИЧЕСКИХ ОСОБЕННОСТЕЙ СИЛЬВИНИТОВ
ВЕРХНЕКАМСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ
Геохимия соляных пород Верхнекамского месторождения, их минера­
лого-петрографический состав и структурно-текстурвые признаки широко
изучались Ю . В . Морачевским [ 1 930] , Г . Г . Уразовым [ 1 932] , Р.Э. Шлей­
мович [ 1 976] , М . Г . Валяшка [ 1 962] , В.А. Вахрамеевой [ 1 976] , В.Д. Дуби­
ниной [ 1 954] , А.А. Ивановым и М .Л. Вороновой [ 1 97 5 ] , М .П . Фивегом
[ 1 960] , В.И. Копниным [ 1 960] и многими др. Этими исследовател ями изу­
чен химический, минералогический и петрографический состав пород,
характер распределения Br по разрезам месторождения, что позволило
дать общую характеристику условий отложения солей в Верхнекамском
солероднам бассейне. Однако петрографические и геохимические особен­
ности сильвинитовых пород не бьmи увязаны. Возможность существования
такой взаимосвязи исследовалась на примере сильвинитовых пластов
Кр 1 1 , А и Б южной части Верхнекамского месторождения . С этой целью
изучались сильвиниты указаю-rых пластов по методике, разработанной
Н.С. Петровой и Э . В . Седун [ 1 98 1 ] .
Объектом изучения являлись отдельные зерна сильвина, окрашенные в
молочно-белый, красно-белый, розовый , красный или сургучно-красный
цвет, вь1бранный под бинокуляром из проб сильвинита , отобранных в гор­
ных выработках Первого, Второго и Третьего Б ерезниковекик рудо­
управлений. Отбор проб сопровождался зарисовкой разреза пласта или слоя
в масштабе 1 : 1 для подсчета мощности слоя сильвинитов, характеризую·
щихся определенной структурой. Кроме того, из этих же разрезов отбира­
лись ориентированные образцы сильвинита для изготовления шлифов.
Таким образом, бьmо изучено 18 разрезов пластов А, Б и Кр 1 1 в различных'
участках южной части Верхнекамского месторождения .
Зерна всех вышеперечисленных разновидностей сильвинита подвер­
гзлись химическому анализу в лаборатории аналитической химии Ураль­
ского филиала ВНИИГалургии.
1 22
Ниже дается характеристика каждой из цветовых разно видностей силь­
винита, а в таблице приведены их средний химический и гранулометричес­
кий составы, а также основные геохимические параметры: R вr - относи[Петрова, 1976 ] , Rca s о •
тельный бромхлорный коэффициент
M gCI2 1 02
CaS04 102
[Петрова, Седун, 1981] .
, R мg с1 =
CaS0 4 + Н2 0
' MgCI2 + Н2 О
Сургучнq-красная и красная разновидности сильвинитов в различных
сочетаниях слагают красные пласты - Кр I, Кр 11 и Кр I I I , а также полос­
чатый пласт А. Молочио-белая и пестро окрашенная разновидности силь­
винита с небольшой примесью сургучно-красного слагают пласты Б и В.
Нами изучались пласты Кр 1 1 , А и Б .
Пласт Кр 1 1 мощностью 386-524 см состоит из семи слоев, из них четные
представлены каменной солью с единичными прослойками сильвинита (на
их долю приходится 16,3-30,0% мощность слоя) . Нечетные - сильвини­
товые ( 40,3-63,0% сильвинита) . Сильвинит в четн ых слоях обычно пред­
ставлен сургучно-красной, красной или обеими разновидностями одновре­
менно. В нечетных слоях отмечается присутствие всех трех разновидностей
сильвинита, причем количество красного изменяется от 45 ,1 до 69,2 %,
розового - от 18,4 и 40,6 % и сургучно-красного - от 2,0 до 16,3 %. Послед­
няя разновидность сильвинита обычно приурочена к кровле или, реже, к
подошве нечетных слоев, а на участках, где отмечаются повышенные мощ- ности Пласта Кр 1 1 , в некоторых из этих слоев она отсутствует.
Розовый сильвинит сложен зернами с неравномерной ,окраской от блед­
но-розовых (почти бесцветных) до розовато-оранжевых тонов. Сгущение
_окраски наблюдается вдоль контуров зерен или по трещинкам спайности,
а также вдоль скопления микровключений ангидрита или галита. Струк­
тура мозаичная мелко- и среднезернистая(размер зерен изменяется от 1,2 до
5,0-7,0 мм - по длинной оси) .
Форма зерен ксеноморфная изометричнаяили удлиненная, в последнем слу­
чае они ориентированы параллельна слоистости. Контуры зерен прямолиней­
ные или Слабо извилистые . Галит в прослоях розового сильвини та прозрачный
бесцветный, часто пятнами синий, округлой, овальной или неправильной
формы с размером зерен от 0,5 до 1,5 мм. Иногда в центре галитовых
зерен отмечаются слабые следы скелетно-зонального строения . Количество
твердых микровключений в зернах сильвина небольшое (около 1,0 %) ,
и представлены они точечными скоплениями или единичными иголочками
ангидрита, иногда кубиками галита. Микровключения приурочены к кра­
евым частям зерен сильвина или к их трещинкам спайности. Размеры их
не превышают 0,005 мм. Содержание KCI в зернах этой разновидности сос­
тавляет в среднем 95 ,4 %, нерастворимого остатка (н.о) - 0,24 %. Б ром·
хлорный коэффициент составляет 2,17, геохимические параметры R вr ,
Rca s o4 Я M g C I 2 соответственно равны 78,2; 73,7; 46,4 (см. таблицу) .
Красный сильвинит сложен неравномерно окрашенными в буро-розавыи
или кирпично-красный цвет зернами. В одних · случаях более густо о кра­
шена центральная часть , в других - периферия зерен. Мелкие зерна окра­
шены равномерно и полностью . Структура неясно выраженная ориенти­
рованная , тонко- и мелкозернистая (размер зерен колеблется от 0,5 до
2,5 мм) . Нарушение ориентировки, по-видимому, вызвано разрастанием
·
,
·
·
•
123
Гранулометрический состав и геохимические параметры
разновидностей снльвнниrов Верхнекамского месrорождеНИJI
Пласт,
слой (ел.)
2
1
Б (5 )
Средний грануламетрический
состав, %
Окраска
СИЛЬВИНа
Молочко-
3-S
Размер зерен, мм
1 -3
3
4
. KCI, %
1
s
6
99,1 - 92,9
1 00
97,4
белая
(3)
Пестрая
70
30
Средневзвешенное
74,2
2 5 ,8
А (4)
26,5
70,0
А (3)
А (3)
Розовая
Красная
Сургучно-
красная
Средневзвешенное
20,8
1 1 ,4
46,1
49,6
97,3 - 87,8
----
94,3
94,7
3 ,5
3,31
39,0
24,2
68,8
8,0
3 8 ,2
54 ,0
7,8
Кр 11
Сл. 1
(5)
(3)
Розовая
96,8 - 9 1 ,9
95,1
89,4 - 9 5 ,4
92.2
93,1 _:_ 98,6
97,2
9 2,7
9 3,8 - 96,9
94.2
88,4 - 96,7
20,6
5 1 ,8
2 7 ,6
2,1
5 1 ,2
46,7
Средневзв ешенное
20,8
46,1
33,1
93,8
Сл . 2 ( 1 )
Красная
1 0,1
5 2 ,4
Сургучиокрасная
о
5 2 ,0
37,5
48,0
94,7
81 ,0
7,8
5 2 ,1
40,1 '
9·1 ,9
34,6
62,8
2,6
20,6
5 1 ,8
2 7 ,6
Красная
Сургучнокрасная
Средневзвешенное
92,1
9 3 , 1 - 89,4
90,2
Сл . 3
(8)
Розовая
(11)
Красная
1 24
99,2 - 92,1
95,1
94,6 - 88,1
93,0
1
Н.о ., %
Br
-
·
1 03
R вr
R caso.
R мg a,
10
11
С1
-
7
8
о - 0,34
3 ,09 - 3 , 1 7
0,74 - 2,25
1 ,1 9 - 1 ,2 3
1.1, 1 0
1 ,03
0,86
0,01 - 0,35
0,1 5
0 , 1 3 - 0,7 1
0,35
0,78 - 1 , 1 8
0,99
0,40
3,12
1 ,2 1
1 )60
2,67 - 1 ,89
2,28
1 ,34 - 2,44
1 ,89
1 ,2 7 - 1 ,66
9
-
1 02 - 1 1 3
64,1 - 1 00
1 06,7
9 1 ,2
40,7 - 6 3 , 1
7 5 ,0 - 23,2
45,7
5 0,1
5 7 ,7
9 2 ,4 - 67,3
79,9
84,9 - 49,6
5 8 ,0
62,2 - 1 00
---
90,5
5 5 , 2 - 64,0
60,8
64,4
98,1 - 6 3 , 1
93,6 - 47,6
78,6
74,5 - 5 0,0
54,5
7 1 , 1 - 9,7
6 7 ,3
68,7
42,8
5 2 ,4 - 60,0
49,0 - 29,4
19,3 - 7,4
1 ,5 9
54,6
34,0
1 0,5
2,08
79,9
78,6
54,5
0,03 - 0,35
1 , 74 - 1 ,93
82,0 - 67,4
60,0 - 67,4
62,1 - 24,5
0, 1 8
0,15 - 0,56
1 ,82
1 ,36 - 1 ,74
75,1
6 7,4 - 5 0,0
5 9 ,4
54,1 - 43,2
43,3
30,9 - 8,5
0,38
3,0 - 0,46
1 ,5 1
1 ,72
3 7 ,4 - 42,3
1 8 ,5 - 1 2,6
6,1 - 3,8
1 ,22
40,6
14,3
4,8
1 ,76
67,4
0,38
2,2
1 ,79
1 ,22
1 ,06
1 ,40
0,28
0,1 3 - 0,75
0,34
21,1
1 ,20 - 1 ,30
0,42
0,01 - 0,33
49,0
60,2
1 ,60 - 2,50
2,30
1 ,40 - 1 ,90
1 ,75
5 7 ,4
22,1
66,1
40,2
64,2
1 8,5
27,3
5,2
5 1 ,6
38,4
1 2,9
1
7 3 ,0 - 1 02
5 7 ,1 - 9 3 ,0
40,4 - 68,6
76,8
74 ,0
4 3 ,8
50,2 - 65,3
4 3 ,2 - 54,1
6 1 ,2
48,7
1 1:! ,5 - 30,9
25,0
1 25
О конч ание табл ицы
2
(7)
6
4
Сургучнок расн ая
Среднев звеш енное
Cn. 4
(1)
(2)
3
Красная
"Су ргучнок расная
Среднев звеш енное
5 7,6
4 1 ,2
2 7,8
5 3 ,8
1 8,4
9 3 ,7
8,7
59,1
32,2
9 3 ,2
о
5 1 ,2
48,8
4,3
55,1
40,6
Сп. 5
(9)
Ро з ов ая
32,7
44,8
22,5
(7 )
Кр асн ая
1 6,0
5 5 ,3
28,7
о
5 2 ,0
48,0
1 9,1
5 0,8
30,1
26,0
4 5 ,3
28,7
о
53,1
46,9
1 4 ,2
48,4
3 7 ,4
Сургу чн ок расн ая
Среднев звеш енно е
Cn. 6
(4)
Красн ая
(3)
Сургу чнок расн ая
Среднев звеш енное
Сп. 7
(8)
Ро зов ая
5 ,0
68,0
2 7,0
(5 )
Красн ая
3,0
5 5 ,0
42,0
(3)
Сургу чно 1 ,0
5 1 ,4
47,6
3,8
60, 1
36,1
красн ая
Среднев звеш енное
9 7 , 1 - 84,3
1 ,2
92,3
9 3 ,0 - 9 1 ,4
92,4
92,8
9 1 ,5 -· 9 7 ,6
95 , 8
9 3 ,5 - 9 6 ,7
94,8
8 1 ,4 - 93,7
---· -
90,5
94,2
86,7 - 94,0
93,7
88,4 - 95 ,5
9 1 .8
93,1
94,6 - 97,6
95,1
9 2 ,3 - 94,U
92,7
89,0 - 94,2
9 1 ,8
93,8
П р и м е ч а н и е . В числителе - nредельные значения, в знаменателе - средние no
данному количеству измерений. Ци ф ры в скобках - количество nроанализированных
nроб.
1 26
7
2,2 - 0,21
8
1 ,2 1 - 1 ,44
9
5 7 ,2 - 3 8 ,4
10
3 8 , 1 - 1 7 ,9
1 1
7,2 - 1 3 ,0
---
0,46
1 ,34
.3 2 .4
0,4 1
1 ,84
65 ,9
54,5
27,2
0,35
1 ,77
6 3 ,6
49,3
2 1 ,3
1 ,86 --: 1 ,01
1 ,2 0 - 1 ,4 0
4 8 ,0 - 4 3 , 7
34,5
3 5 , 1 - 3 0,4
1 0, 3
1 1 ,2 - 6, 0
----
1 .43
1 ,3 0
44,3
32,7
8,6
0,62
1 ,66
5 8 ,8
4 5 ,2
1 7 ,8
0,26 - 0. 1 8
68,6 - 3 8 ,9
2,57 - 2 ,03
86,5 - 68,6
86,2 - 6 7 , 1
0,24
2.30
79,9
78,7
0, 1 2 - 0,45
1 ,5 7 - 1 ,90
5 3 ,2 - 6 7 ,4
34,0 - 79,6
1 ,68
64,2
1 ,3 2 - 1 ,24
5 0,2 - 3 4 , 1
---
0,3 1
0 , 3 8 - 0,85
0,66
1 ,2 8
43,7
0,42
1 ,87
67,1
0, 1 8 - 0,6 0
1 ,6 0 - 1 ,86
0,40
1 ,80
0,38 - 2 , 0 1
1 ,2 1 - 1 ,44
1 ,48
0,75
0,04 - 0,33
0,20
0,46 - 0,30
0,39
1 ,3 0 - 0,46
0,99
0,44
5 9 , 7 - 68,0
5 2 ,8
36,0 - 3 2 , 1
34,5
56,7
49,8 - 5 3 ,4
63,6
40,6 - 4 3 ,8
1 ,2 7
42,7
1 ,7 0
60,2
50,1
2 0,4
·
-
4 0,0
34,6
46,4
1,83 - 2 , 3 0
68,6 - 73,0
5 7 , 1 - 86,2
2 ,26
7 1 ,8
7 2 .9
1 ,44 - 1 ,68
5 7 ,4 - 67,4
1 ,5 9
6 1 ,2
1 ,2 1 - 1 ,4 0
4 3 ,7 - 3 2 ,8
1 ,3 2
1 ,8 2
38,6
65 ,5
2 9 ,4 - 62,3
----
5 2 ,8
34,5 - 2 0,4
3 3 ,0
53,7
5 1 ,7
14,8 - 39,3
22,3
9,3 - 5 ,4
7,3
26,0
2 1 ,3 - 1 6 ,8
2 0,8
5 , 2 - 1 0,5
7,4
1 8 ,5
3 8 ,9 - 60,0
45,8
1 7 ,3 - 2 7 , 7
22,0
1 0,3 - 7,3
8,8
26,2
отдельных сильвиновых зерен в процессе собирательной перекристалли­
зации . Форма зерен удлиненная, кубическая или ксеноморфная изометри­
чная . Контуры зерен извилистые иногда прямолинейные. Галит в прослоях
красного сильвинита прозрачный , бесцветный в единичных случаях пятнами
синий , с редкими следами скелетно-зонального строения, размеры зерен 0,3-0,8 мм. Количество твердых микровключений составляет около 1 ,5 %.
Они представлены кристалликами галита (кубической и округлой формы) ,
ангидрита (игольчатой и тонкопризматической формы) . Ангидритовые
микровключения чаще расположены по контуру зерен или в межзерновом
пространстве , галитовые - внутри зерен, часто вдоль линий роста кристал­
лов или по трещинкам спайности. Размеры их не превышают 0,005 мм
Единичные призмочки ангидрита достигают в длину 0,02 мм. Содержание
KCI в красных сильвинитах составляет в среднем 93 ,2 % , н .о . - 0,35 %;
бромхлорный коэффициент - 1 ,77 ; геохимические параметрыR в r , R ca so 4 ,
R мg c 1 2 соответственно равны 63,6; 49,3 ; 2 1 ,3 (см . таблицу) .
Сургучно-красный сильвинит сложен зернами, окрашенными в густой
темно-красный цвет с сургучным оттенко м . Часть зерен так сильно ок­
рашена , что не просвечивает. Крупные зерна (размером более 0,5 мм)
имеют неравномерную окраску - в центральной части светло-красную,
иногда розовую , а по периферии - темно-красную, почти коричневую.
Отдельные зерна имеют зональную окраску, вдоль линий роста кристал­
лов , полсечатую или струйчатую . Структура микро- и тонкозернистая
(размером -от 0,2 до 1 ,5 мм) . Зерна вытянуты вдоль слоистости, реже
имеют ксеноморфную изометричную форму . Контуры зерен извилистые,
реже прямолинейные . Галитовые зерна, занимающие межзерновое прост­
ранство , округлые или идимо рфные, прозрачные, бесцветные, иногда в
центре мутно-серые за. счет полурастворенных остатков зонально-скелет­
ного стро ения , размер зерен галита 0 , 1 -0,5 мм. Количество твердых микро­
включений в сургучно-красных сильвинитах достигает 2 ,0 % . Представлены
они кристалликами галита (кубической или овальной формы ) , ангидрита
(игольчатой или призматической формы) , единичными микроромбоэд­
рами карбонатов и пьmеватых скоплений глинистого мат_ериала. Размеры
их изменяются от 0,00 1 до 0,005 мм , а длина отдельных призмочек дости­
гает 0,020 мм. Содержание KCI в сургучно-красных сильвинитах состав­
ляет в среднем 9 2 ,4 % ; н .о . - 1 ,43 %; бромхлорный коJффициент равен
1 ,30; геохимические параметры R вr , R c a so 4 , R Мg c l соответственно сос­
,
тавляют 44,3 ; 3 2 ,7 ; 8 ,6 (см. таблицу) .
Пласт А мощностью 1 60-220 см характеризуется тонким переелаива­
ннем сильвинита и каменной соли, различной окраской прослоев и увели­
чением размеров зерен СИЛЬВИНа В верхнеЙ части пласта ДО 8- 1 0 ММ. Пласт
А содержит все три разновидности сильвинита - розовую, красную и сур­
гучно-крщ:ную , но соотношение их резко отличается по сравнению с пла­
стом Кр 1 1 . Преобладающей здесь является розовая разновидность , на долю
которой приходится 5 6 ,6 % , кр<�.сная разновидность составляет 4 1 ,2 %
2 ,2 % . По мине­
мо щности всего сильвинита в пласте, а сургучно-красная
ралого-петрографическому и химическому составу (содержанию KCI и
н .о) разновидности сильвинитов пласта А близки соотв·етствующим
разновидностям пласта Кр 11 (см . таблицу) . Но геохимические параметры
сильв-инитов пласта А значительно выше и составляют в розовых силь-
1 28
винитах: R вr = 79 ,9 ; R c a so 4 ' = 78,6; R мgc1 , = 54,5 ; в красных и сургучно­
красных сильвинитах эти параметры соответственно составляют 67,3 и 5 4,6;
68 ,7 и 34,0; 42,8 и 1 0 ,5 .
Таким образом, сильвиниты пласта А формиравались в бассейне с бо­
лее концентрированным составом солеродной рапы по отношению к силь­
винитам пласта Кр Il.
Пласт Б мощностью 65- 1 40 см (при сильвинитовом составе) сложен
кристаллами белыми, белыми с красной оторочкой и сур­
сильвиновыми
гучно-красными зернами. Из них на долю молочио-белой разновидности
приходится 1 9,9%, пестро окрашенной - 75 ,7%, сургучно-красной - 4,4%.
Годовая слоистость пласта выражена менее отчетливо, чем в пластах
красных или полосчатых сильвинито в . Текстура пласта массивная и только
на востоке и юго-востоке прослеживается слоистость , где сильвииитовые
прослои часто разделены только галопелитами . Перистая каменная соль
встречается редко . Структура сильвинитов средне-, крупно- и, реже, мел­
козернистая . Размеры молочио-белых кристаллов 1 ,0- 1 5 мм, пестро окра­
шенных зерен - до 3 ,0-5 ,О мм. Форма зерен ксеноморфная, изометричная
со слабо извилистыми и прямолинейными контурами. Галит в сильвинитах
прозрачный, бесцветный, серый , голубой, иногда густо-с иний, идиоморфный .
Размеры его зерен изменяются в широких пределах от долей миллиметров
до 1 0-20 мм в поперечнике. Содержание KCl и н .о . в молочио-белых силь­
винитах составляет 97,4 и 0, 1 0% соответственно . Г еохимические параметры
в них наиболее высокие, и R в r составляет 1 06 ,7 ; Rc� so ., - 9 1 ,2 ; R мg c 1 , 90,5 . Пестрые сильвиниты беднее по содержанию KCI (94,3%) , в них зна­
чительно в ыше значения н .о . - 1 ,03%, и они характеризуются низкими
геохимическими показателями : R в г составляет 45,7 ; Rc aSU4 - 50,7;
R мg c l , - 60,8 (см . таблицу) .
Основные компоненты, характеризующие химический состав , распре­
деляются по разрезу в зависимости от соотношения в слоях и пластах
выделенных разновидностей сильвинита. Для построения кривой распре­
деления ко мпонентов химического состава по разрезу были рассчитаны
средневзвешенные содержания KCI, н .о . и все геохимические параметры
для каждого слоя пластов Кр I l , А и Б (рисунок ) .
Анализ построенных кривых позволил сделать вывод о ритмичности
условий соленакоппения пластов Кр I I , на что указывает резкая дифферен­
циация кривой , отображающей изменение геохимических параметров
по отдельным слоям : четные слои , содержащие в своем составе тонко­
и мелкозернистые разности красных и сургучно-красных сильвинитов,
характеризуются низкими значениями геохимических параметров (см.
рисунок) . В нечетных слоях отмечается повышение величин геохимичес­
ких параметров, особенно в тех слоях, где наблюдается значительное содер­
жание розовой разновидности сил ьвинитов, например в слое 5 . Если рас­
сматривать характер изменения KCI, н.о . , парС:1метров R с а s о 4 , R мg c l , по
четным слоям, то можно сделать вывод, что их значения находятся на одной
прямой , что гово ри r о сходности характера о садканакопления в периоды,
соответствующие временному рассолонению бассейна. Значительные коле­
бания бромхлорного коэффициента от 1 ,70 в слое б до 1 ,40 в слое 2 ука­
зывают на снижение концентрации солеродной рапы снизу вверх по раз9.
Зак. 2 0 2
1 29
9J
О, lfO
9lf
95
0, 80
9б ttel %
1, 2
Н. О
'У.,
PacnpeдeлeiDie геохимических параметров по слоим nласта Кр 1 1 и в nластах А и Б
СильвиiD!т : 1 - молочно-белый, 2 - пестро окрашенный, 3 - сурrучно-красный,
4 - красный, 5 - розовый ; н.о. - нерастворимый остаток
резу IUiacтa Кр I l . При рассмотрении характера изменения кривой распре­
дел ения содержаний КС !, параметров Rса s о • • RМgcl , по нечетным слоям
наблюдается некоторое снижение этих значений от слоя 7 до слоя 1 , а
поведение относительного бромхлорного коэффициента покаЗывает, что
наивысшая концентрация солеродной рапы в бассейне отмечалась при
формировании слоя 5 (см. рисунок) и IUiacтa А. Резкое снижение всех
геохимических параметров в IUiacтe Б (см. рисунок) указывает на их вто1 30
\
ричное о бразование на стадии диагенеза, как это признают большинство
исследователей [ Валяшко , 1 962; Иванов , Воронова, 1 975; и др.] .
Не вызывает сомнения первично-седиментационное происхождение
сургучно-красных, красных и разовых сяльвинитов . Первые начинают
кристаллизоваться в приповерхностных слоях солероднога бассейна,
характеризующихся пониженной концентрацией по отношению к нижним
слоям . По мере о брастания KCI зародыши кристаллов сильвина тяжелеют
и постепенно опускаются на дно . В процессе продвижения частицы сур­
гучно-красного сильвина попадают в слои рассолов с более высокой кон­
центрацией, обрастая новыми слоями KCl с более высоким соДержанием
изоморфного B r . При этом наб.т1юдается некоторое перераспределение
окраски сильвинитоных зерен. Так нам представляется о бразование крас­
ных сильвинитон: Розовые сильвиниты формирсвались в придонных слоях
рассолов и в процессе раннего диагенеза (на стадии открытого бассейна)
из красных сильвинитон. Этим и объясняется относительно низкое содер­
жание в них примесей твердых микровключений и более высокое содер­
жание B r , поступавшего из донных рассолов , по сравнению с красными и
сургучно-красными сильвинитами.
В целом , судя по кривой, отображающей изменение геохимических
параметров от основания пласта Кр 11 до пласта Б , можно заключить, что
развитие Верхнекамского салеродного бассейна представляет собой один
большой цикл . Ритмичное колебание этой кривой указывает на периоди­
ческое расслоение бассейна за счет подтока десцендентных растворов.
ЛИТЕРАТУРА
Валяшка М.Г. Геохимические закономерности образования месторождений калий­
ных солей. М . : Изд-во МГУ , 1 962. 3 9 7 с.
Вахрамеева ВА . Годовые слои пород Верхнекамского месторождения. - В кн. :
Бром в соляных отложениях и рассолах. М . : Изд-во МГУ, 1 9 7 6 , с. 27 - 38.
Дубинина В.Д. К минералогии и петрографии Верхнекамского месторождения. Тр. ВНИИГ, 1 954, вып. 29, с. 3 - 1 28 .
Иванов А А . , Воронова М.Л. Верхнекамское месторождение калийных солей. Л . :
Недра, 1 9 7 5 . 2 1 7 с .
Копнин В.И. К вопросу о длительности о бразования силъвинитового пласта Крас­
ный-11 на Верхнекамском месторождении. - В кн. : Геология Урала и Приуралъя.
Пермъ: Кн . изд-во, 1969, с. 1 3 8 - 1 4 5 .
Морачевский Ю.В. О химическом · составе соликамских солянЫх отложений. Изв. ИФХА, 1 93 0, т. 4, выn. 2, с. 2 3 - 34 .
Петрова ЕМ. Относительный бромхлорный коэффицИент и его применение при
выяснении генезиса калийных соляных пород. - В кн. : Бром в соляных отложениях и
рассолах. М . : Изд-во МГУ, 1 9 7 6 , с. 9-26.
Петрова ЕМ. , Седун Э .В. Структурно-текстурные и геохимические особенности
по род 11 калийного горизонта Старобинекого месторождения. - В кн . : Строение и
условия формирования месторождений калийных солей. Новосибирск: Наука, 1 9 8 1 ,
с. 5 7 - 6 7 .
Уразов Г.Г. О порядке отложения солей Соликамского калиевого месторожд�
ния. - Тр. ГГРУ, 1 9 3 2 , вып. 4 3 , с. 28 - 5 8 .
Шлей.мови ч Р.Э. Бром в соляных породах Верхнекамского месторождения. В кн.: Бром в соляных отложениях и рассолах. М . : Изд-во МГУ, 1 976, с. 4 8 - 1 40.
131
УДК 5 5 0.46 : 5 5 3 . 9 8 1 /9 8 2
Ю. А . Федоров
ФОРМИРО ВАНИЕ АНО МАЛЬНО ВЫСО КИХ ПЛАСТО ВЫХ ДАВЛЕНИЙ
(АВПд) В С ОЛЕНОСНЫХ ОТЛОЖЕНИЯХ
Для исследования феномена АВПД в качестве природного полигона
выбрана верхнеюрская соленосная формация Северного Кавказа, которая в
настоящее время изучена в щироком диапазоне температур (Т � 20-200° С)
и давлений (Рг е о с т .
0- 1 20 МПа) . Привлекалея также материал и по дру­
гим салеродным бассейнам мира.
По нашему убеждению, в природе существует тесная связь между про­
цессами формирования АВПД и иреобразования компонентов, слагаюЩих
соленосную толщу. Наличие такой корреляции хорошо иллюстрирует
рис. 1 , на котором отчетливо видно, что АВПД приурочены к соленоеной
толще и изменяются в основном в соответствии с изменением величины
минерализации рассолов .
Каменная соль рассматривается многими исследователями как исклю­
чительно непроницаемый экран даже для газов. Это представление теорети­
чески подтверждается тем , что в идеальной кристаллической решетке
NaCl расстояние между соседними узлами составляет 2 ,8 1 о-в см, тогда
как диаметр молекул даже наиболее легких газов составляет соответствен­
но для метана - 4 1 0 - 8 см, а для этана - 4,7 1 0 -8 см. Не отрицая в целом
высоких экранирующих свойств соленосны_х пород, мы в то же время
указываем на некоторую упрощенность подобной трактовки.
Рассматривать естественные кристалы поваренной соли в качестве
"идеальных" структур , вероятно, нельзя из-за наличия в них многочислен­
ных микро-, макродефектов и примесей . Например, размеры газово-жид­
ких включений достигают нередко 5 . 1 о-2 - 1 . 1 о- ! см (в среднем же
4 1 о- з см) , что зна­
размеры в ключений варьируют в пределах 2 1 о-з
чительно превышает размеры мопекул углеводородных газо в . Каменная
соль обладает определ енной пористостью (таблица) , величина которой
зависит в основном от таких факторов, как структура соли , количество
нерастворимого остатка и его состав . Наличие пористости в каменной сопи
на столь больших глубинах (4-5 км) , как на С еверном Кавказе, в ероятно,
обусловлено тем, что в интерстициях содержится рапа, которая , воспри­
нимая давление скелета галита, препятствует его полной консолидации.
Анализ фактического материала ·по проявЛениям АВПД при проходке
скважин через соленосные толщи показал, что в подавляющем большинст­
ве случаев это явление связано с поступлением в ствол выработки флюидов
(в основном рассолов) из пластов-резервуаров . Общепринятой считается
точка зрения [Блощицын и
др., 1 980; Мелик-Пашаев, 1 979; Фертль,
1 980; и др. ] , которая объясняет образование АВПД "поршневым эффек­
том". Соль рассматривается этими и другими исследователями в качестве
псевдовязкой субстанции, способной затекать в трещины пород.
Мы обследовали микро- и макротрещины внутренних частей керна в
известняках, песчаниках и других породах непосредственно из соленос­
ной толщи и примыкающих к ней отложений. Обычно трещины выполнены
идиаморфными кристаллами галита, которые располагаются на стенках.
�
·
·
·
·
1 32
-
·
�t:::r
�
�
"'
:::.
"'
"'
1,0
Jо
1,5
а
2,0
�
"'
"'
100
200
JOO
1100
�
т,о
о
� i
":i;
1,(j
о
1
100
zoo
ZO
f
JDO
Рпл.
!PгuiJ.
1
м1г!л
1
� � � Z � Ji+ + +/ 1f�aЬ53oМ:':(.i;! т�н l:-:/9�tOI.:=-© tt
Ри с. 1. Схемаrnческий rидроrеолоrический разрез
а - Воеточно-Кубанс к ая впадина ; б - Кизл ярская сту пень и Т е ре к о-Каспийс кий
про r иб; фигуративные точки: 1 - РплfРrид подземных вод, 2 - величин ми не рализа­
ции, 3 - Рпл fРr ид углеводородов ; 4 - галит; 5 - сильвин; 6 - изв ест няк ; 7 - песча­
ник ; 8 - гип с ; 9 - глина ; 1 0 - аргиллит; 1 1 - алевролит
При этом, как правило, в полостях оставалась еще часть свободного про­
странства. В кристаллах галита стмечались участки с неритмичнuй зональ­
ностью, что, в ероятно, обусловлено [ Петриченко, 1 977] равномерным и
очень медленным ходом его кристаллизации в стабильной термабарической
обстановке. Включения - газово-жидкие . Как и содержащие их кристаллы ,
вакуоли не несут следов пластической деформации. У становленные факты
свидетельствуют в пользу выпадения кристаллов NaCI в трещинах из эпиге­
нетических рассолов, а не вследствие затекания каменной соли в твердой
фазе или кристаллизации NaCI в поверхностных условиях.
Не отрицая способности соли перемешаться под действием стрессо­
вого давления (соляной диапиризм) , в районах (Прикаспий, Мексиканский
залив и др.) , где существовали вредпосылки для проявления соляной тек­
тоники, мы должны констатировать, что на Северном Кавказе соляные
купола не обнаружены . В условиях объемного сжатия каменная соль,
вероятно, не представляет собой "псевдовязкую жидкость". Галит, отоб­
раtшый в интервале глубин 0,5 - 5 км, имеет различный облик - от гиганто­
кристаллического до средне-крупнозернистого . В противном случае наблю­
Далась бы однородность его структуры . С глубиной погружения эвапоритон
увеличиваются идиоморфизм и размеры основной м<tссы кристаллов соли.
При бурении скв. 8 на Кошехабльсi<:ой площади (глубина отбора 4640 м) ,
1 33
Обща11 пористость rалоrеииых пород
Райо н исследовани я
Литоло rический· состав
С еверный
Кавк аз
Галит
Галит-ангидритова11 порода
Галит
Н.о. , %
0,8- 28,0
Пористость, %
Источник
1 , 1 -7,3
Данны е автора
1 ,4 - 4,0
[ Гудок, Бло­
щицын,
66,4
' 1 976 ]
В ерхнето­
комское
поднятие
1 ,6 - 8 , 6
[ Старобинец
и др., 1 978 ]
П р и м е ч а н и е. Н.о. - нерастворимый остаток .
например, найдены монокристаллы галита, до 1 0 см в поперечнике.
Как мы полагаем, в образовании АВПД принимают участие твердая
(галит, IUiаст-коллектор) и жидкая (микровключения, межкристальные
растворы, воды дегидратации гипса, воды коллекторов) фазы эвапоритов .
Подчеркнем, что формирование АВПД происходит неодинаково по разрезу
соленоеной формации и не является одноактным процессом.
На графике (рис. 2) бьmи нанесены фигуративные точки величин IUiасто­
вых давлений подземных вод, вскрытых скв ажинами в ореоле распростра­
нения соленосных отложений. Начало отклонениЯ Шiастовых давлений от
гидростатических зарегистрировано с глубины чуть более 1 км, но в целом
аномальность проявляется с глубины 2500 м. Облако фигуративных точек
условно разделяется кривой на две области. Верхняя область представлена
в основном значениями IUiастовых давлений концентрированных рассолов,
заключенных в межсолевых комплексах Воеточно-Кубанской впадины,
Кизлярской ступени и Тереко-Каспийского прогиба и надсолевом комiUiек­
се Кизлярской ступени и Тереко-Каспийского прогиба, нижняя - преиму­
щественно величинами Шiастовых давлений подземных вод и рассолов
над- и подсолевых комШiексов депрессий. Пластовые давления начинают
приближаться к геостатическим только по достижении определенного
интервала глубин
2500-3500 м для рассолов , локализующихся в верх­
ней· области, и 4500-5200 м - для подземных вод в нижней области. По ­
видимому, это свидетельствует о том, что миграция флюидов осуществ­
ляется в определенной термодинамической обстановке и контролируется
тектоническими, литологическими и другими фактор�ми.
Надсолевой водоносный комШiекс Воеточно-Кубанской впадины харак­
теризуется относительно низкими значениями коэффициента аномалий­
ности около 1 ,09, что, вероятно, связано с неблаrоприятными условиями
консервации рассолов на седиментационном и постседиментационном эта­
пах иреобразования пестроцветных отложений. Надсолевой водоносный
комШiекс Кизлярской ступени отличается проявлениями сверхгидростати­
ческих IUiастовых давлений в карбонатном коллекторе, который залегает
непосредственно в кровле соленоеной толщи и перекрывается в свою
-
1 34
о
Рnл • атм/МПа
�
�
�
�
�
�
�
"..
�
""'
""
-�
N
�
�
�
0:::::.
�
§;
�
�
�
�
...
'
�
�
�
"
�
......
� � � Z � J C§:] lf
"Рис. 2. График изменения пластовых давлений в зоне распространения соленоеной
формации в зависимости от глубины
Компл е к с ы ( к р у жки - Wl Я К и :ш ярской
ступени. т р е у гопhники - дЛя Т ереко-Кас­
пийского прогиба и Воеточно-Кубанской впадины)
3 -
надс ол евые.
4 -
: 1 -
м ежсuл евые,
нижнемеЛоцой водонос н ы й ; давление :
усповное г ид р остатическое
1 -
2-
подсол евые.
геостати ч�скос,
11 -
очередь гипсо-ангидритовым экраном. Например, коэффициент аномалий­
ности в глубокопогруженных участках депрессий достигает 1 ,93, в пери­
ферийных - 1 , 1 6.
Известно, что соль уruютняется относительно быстро, позтому основная
масса межкристальной рапы должна быть выжата из нее на ранних стадиях
литификации. Поскольку в кровле соленоеной толщи Кизлярской ступени
и Тереко-Каспийского прогиба залегает пласт известняка с хорошими кол­
л екторскими свойствами, то логично предположить, что большая часть
межкристальной рапы устремится в него как в область депрессии. На эли­
зионном этапе будет происходить разгрузка рассолов преимущественно
путем передвижения их по коллектору в сторону участков с бОлее низкими
термабарическими условиями. Одновременно в интервале глубин 3001 000 м выделяется основная масса кристаллизационной воды гипса при
трансформации его в ангидрит. В известняковый коллекто� ·может попасть
большое количество воды (с 1 м 3 гипса - 200 л Н2 О, с 1 м галита - 200300 л рапы) . Если даже представить, что в этот естественный резервуар
выделится всего треть рассчитанных объемов растворов, то и тогда на
1 м 3 известняка с 1 м 3 гипса и галита будет приходиться около · 70 л кристаллизационной воды и 70- 1 00 л рапы. При относительно незначитель­
но й мощности пласта-коллектора (30-60 м) в сравнении с мощностью
галогенной толщи (500-700 м и более) нетрудно предположить, что раз­
грузка подземных растворов осушествляется в несколько циклов. По
мере латерального перемещения рассолов по пласту в направлении Р-Т
минимумов наблюдается выпадение солей и кольматация пор. Одновремен1 35
но в связи с общим погружением отложе ний происходят аутигеиное
минералообразо.еание, перекристаллизация и сжатие скелета породы.
Все это приводит к уменьшению парового пространства и затруднению
оттока пластовой воды из коллекторов. Таким образом, уже на глубине
1 - 2 км в резервуаре, зажатом между двумя экранирующими горизонтами,
создавапась преимущественно застойная гидродинамическая обстановка.
Хотя большая часть кристаллизационной воды гипса и межкристальной
р <шы по достижении указанного интервала глубин была р еализо ван а, по­
полнен!fе объема воды на глубинах более 1 - 2 км в резервуаре вес же
продолжалось за счет поступления остаточных флюидов . По нашим данным,
содержание слабосоленой воды на глубинах 3-4 км и более может дости­
гать 1 -40 л на 1 м 3 гипса-ангидрита, межкристальной рапы - 5 - 1 0 л и
рапы газово-жидких включений - 1 -5 л на 1 м 3 каменной сол и. Следо­
вательно, соленосная толща содержит достаточное колИ9ество флюидов ,
их поступление в относительно изолированные коллекторы в жестких
термодинамических усло виях может вызвать в них повышение давления .
Как показава автором l Федоров, 1 980 J , п ерекристаллизация каменной
соли сопровождается потерей воды твердым субстратом. Это связано с диф­
фузией включений в кристаллах. В результате указанного процесса проис­
ходит перестройка внутреннего строения матрицы каменной соли. Цент­
ральные зоны зерен очищаются от включений . Наблюдается сокращение
общего количества вакуолей за счет слияния мелких в бол ее крупные
(явление коалисценции) и разгрузки в межкристальное пространство .
Трансформация в ключений приводит к изменению первичной седимента­
ционной зональности и способствует увеличению идиоморфизма и размера
зерен. Сказанное подтверждается сотнями выполненных нами наблюдений.
Персмещение флюидов вверх по межк ристал ьным каналам осущест­
вляется уже под действием геостатического давления на скелет соли в
направлении депрессий. Участками с относительно бол ее низкими давJiе­
ниями флюидов служили резервуары, каркас которых сложен материалом,
более консервативным (чем соли) к воздействию гесстатической нагрузки.
Многие исследователи придавали процесс�м дегидратации гипса и превра­
щения ментморилланита в гидрослюду особо в ажную роль в формирова·
нии АВПД. На адекватность природы происхождения гидродинамических
аномалий в соленоеной и гл инистой топщах указывает весьма большое
сходство фитур распределения коэффициентов аномалийнести по разрезу
(Барцев, 1 975 ; Федоров , 1 980] .
Бридхефт и Хэншоу [ Bredehoeft , Hanshau , 1 968] в качестве генератора
флюидов рассматривали гипс, который в условиях диагенеза сnособен
выделять воду и переходить в ангидрит. Однако неясно . бьuю, в какие
моменты геологической истории развития, при каких глубинах и термаба­
рических параметрах возможен отток вод дегидратации. По существовав­
шим представлениям , полное обезвоживание гипса должно наступать на
относительно небольших глубинах (как правило, до 1 км) , nоэтому сохра­
нение кристалл изационной воды в резервуарах при погружении отложе­
ний могло иметь место только в исключительных случаях . Указанное
nротиворечие снимается, если учесть впервые установленные нами факты
находок нервичного гипса в обстановке стабильного существования ангид­
рита [Федоров, 1 980] .
1 36
Переход гипса в ангидрит, как и дегидратация глинистых минералов ,
сопровождается увеличением объема в системе [Манихин, 1 967] , поэтому
для нормального течения реакции дегидратации необходим отток флюида
за пределы этой системы. Состояние гипса в относительно закрытых систе­
мах в обстановке высоких температур и давлений близко к метастабиль­
ному. При расконсервации таких систем происходит отток вод дегидра­
тации, что приводит к увеличению порового давления.
Коэффициенты аномалийности пластовых рассолов, заключенных в
межсолевом горизонте, составляют для Воеточно-Кубанской впадины 1 ,5 1 - 2,3; для Кизлярской ступени и Тереко-Каспийского прогиба - 1 ,802,49. М еханизм образования АВПД в межсол евых коллекторах в принципе
аналогичен вышеописанному. Следует отметить, что межсолевые резер­
вуары находились в еще большей изоляции, чем надсолевые. Кровлей и
подошвой колпекторов, как правило, спужили пласты каменной соли.
Движение межкристальной жидкости осуществляпось под действием гра­
диентов давпения, вызванных неоднородностью геостатической нагрузки
на скелет каменной соли. Следует признать, что транзит рапы путем филы­
рации по межзерновым к анал ам , вероятно, реален в солях с относительно
высокими филырационно-емкостными свойствами, обусповпенными
структурными особенностями пород и примесью терригенно-карбонатного
материала. Пласты сливного чистого галита, характеризующиеся низкой
диффузионной проницаемостью даже для газов, явпяпись экранами, препят­
ствующими продвижению филырационного потока. В то же время подоб­
ные образования способствовали-внутрипластовой транспортировке газово­
жидких включений путем диффуЗии. Коллекторы межсол евого комплекса
являлись резервуарами, в которые происходила разгрузка флюидов. Ука­
занные процессы начинали, вероятно, играть большую роль в формирова­
нии А ВПД на глубинах, превышающих ( в нашем случае) 2 км. что связано
с активной мобилизацией диспергированных в соленоеной толще флюидов.
Поступление в резервуар новых порций флюидов вызывало увеличение
в нем давления.
При вскрытии выработками коллекторов межсолевого или надсолевого
горизонтов в стволы скважин будут поступать рассолы, сосредоточенные
в объеме резервуаров, а затем, по мере истощения запасов и уменьшения
пла·стового давления, - рапа межкристального пространства. В свою оче­
редь, отток межкристал.J>НОЙ рапы приведет k смещению равновесия в
системе включение - пора и вызовет поступление в интерстиции новых
микро но рций рассолов .
Увеличение давления в стволе выработки при п роходе через пласт соли
возможно и вследствие "оплывания" стенок скважины. Как ранее ука­
зывали В.Я. Соколов и Я .А. Пилип [ 1 965 ] , в подобных ситуациях наиболее
склонны к пластическому течению чистые сливные разности галита.
Подсолевой горизонт Вос�очно-Кубанской впадины характеризуется
широким диапазоном изменения пластовых давлений. В известняках о ке­
форда коэффициент аномалийности варьирует от 1 ,4 до 2,0, в песчани­
ках келловея - от 1 , 1 7 до 1 ,5 9, в нижне-среднеюрских ·- от 1 , 1 до 1 ,4.
Наблюдается отчетливое уменьшение коэффициента аномалийности при
удал ении от подошвы соленоеною экрана. Близкая картина обнаружи­
в ается и в подсолевом горизонте Кизлярской ступени. Подобная инверсия
1 37
указывает на несколько иной механизм формирования АВПД в подсоле­
вых, чем в над- и межсолевых отложениях.
На ранних стадиях функцио':!ирования салеродных бассейнов и преоб­
разования звапоритовых отложений по с�:�стеме трещин и разломов проис­
ходили опускание рассолов (Валяшко и др., 1 963] и дегидратация гипсов
[Валяшко, 1 962] . Эти процессы сопрово·ждались внедрением больших
масс минерализованных растворов в подсолевой комплекс. Навстречу
потоку концентрИрованных флюидов поднимался поток поровых седимен­
тогенных вод, отжимаемых на элизионном этапе из нижележащих песчано­
глинистых отложений. Породы окефорда и келловея, как наиболее кон­
сервативные к воздействию геостатического давления, служили природ·
ными резервуарами, где происходило смешение вод. В связи с экранирую­
щими свойствами галогенной толщи перемещение растворов в горизонтах
оксфорда-келловея бьmо преимущественно латеральным. По пути движе­
ния имела место дифференциация флюидов , сопровождаюшаяся вьщеле­
нием в свободную фазу газов ранней генерации, заполнявших ловушки.
Дальнейшая эволюция поДсолевой водонапорной системы шла в направле­
нии уменьшения в ее балансе роли концентрированных рассолов и повы­
шении роли вод дистилляции- конденсации, дегидратации глинистых мине­
ралов (в центральных частях) и инфильтрации (в краевых частях проги­
бов) . АВПД в шубокопагруженных подсолевых горизонтах сформирова­
лись, вероятно, под действием концентрированных рассолов , остаточных
вод дегидратации гипса, а также возрожденных вод глинистых минералов .
Поскольку резервуары окефорда и келловея бьmи в подошве и кровле
надежно изолированы глинистыми и соленосными отложениями, то сме­
шение газонасыщенных вод различного генезиса в относительно замкнутом
пространстве могло вызвать выделение газов в свободную фазу и послу­
жить причиной образования АВПД (Кулибакина, 1 979] .
Интересно, что распределение гидрохимических и геодинамических
аномаriей в подсолевых отложениях Северного Кавказа носит мозаичный,
неоднородный характер даже в пределах одних и тех же площадей. По
всей видимости, это связано с различной степенью замещения рассолов
водами дегидратационно-конденсационного происхождения, а также с л о - .
кальным характером внедрения последних. Транспортировка флюидов к
местам разгрузки осущесtвлялась, вероятно, по зонам тектонических
нарушений. Не исключено, что некоторые из вскрытых в подсолевых от­
ложениях Воеточно-Кубанской впадины и Кизлярской ступени нефтяных
залежей сформировались тогда, когда стал возможным отток вод дегид­
ратации в больших масштабах. Используя модифицированный нами
график А.А. Карцева и С . Б . Вагина ( 1 973] , мь1 рассчитали, что выделение
"возрожденных вод" за счет дегидратации монтмориллонита получило,
вероятно, наибольшее развитие с глубины �3 к м. Уменьшение минерали­
зации при удалении от подошвы соленоеной толши к нижие-среднеюрским
отложениям указывает на снижение в этом направлении роли концентри·
рованных рассолов. Аналогично ведет себя и давление, которое резко
уменьшается при переходе от коллекторов оксфорда-келловея к подсти­
л ающим породам. Следует добавить, что обсуждаемые выше механизмы
образования АВПД являются доминирующими, но не единственными.
Так, в некоторых случаях причиной АВПД могли служить углеводородные
1 38
...
�
�
��
�
�
�
Площоi/1
Ло!iинско11
fO 15
13
5
5
lf
15
8
ZD
•
•
о
3J.;alн#-с�
H!JJHCЦII-
Koшcxolin•cкall
//
?
,/'
z
1
6
1
&КО//
5
'1
J
z
"'Ь "�Ь
о
[10
о
�·�
�.::
��
......
Г">
-
•:::,
...
1
�
..,
HzS
�
..
:;;;
о
�
�
<::>
....,
...,
-
Q
• :::.
�
"
� �
....,
...,
�
�' �
(8)0
Q
о
....,-
Q
о
•
• •
• •
о
e 1 Q Z o J &
• о
Q
6.
Q
lf 6. 5
Рис. 3. Схема распределения нефтегазопроявленнй в стратиграфическом разрезе
верхнеюрской соленоеной формации Воеточно-Кубанской впадины
1 - нефтеnроявлени я ; 2 - нефте газоnроявления ; 3 - газоnроявления; место­
рождения : 4 - нефти, 5 - газа; Н 2 S - наличие сероводорода ; цифры в головке табли­
цы - номера ск важин
�
�
Аlорwнскоя I&Piem- Л•tсогuрско
�
1
у
•
о
..
."
��
::}
""
""
.,."
""
"'
��
7
J
•
ско.д
z
'1
.J
о
..
...;'
::;;
�
о Q
•
о
' :о
.:::
'1
/
ll.лоща tlь
к
5
н,s
•
унрtлt- Jоманкупьс
но6сно•
1
•
о
KOJI
,lrf_anгuoeн -
- 8UJHCt'CHCKOII
•
•
•
о
•
•
о
•
11
д1
'15 51 5J 901 85J 855 901 875
.&
о
om•t x �fJ"�f"��-l)f
•
7'1
CKOJI
12
•
о
�
."
�
"
::;;
o{S
"'
""
•
о
•
H1S
•
H1S
!:::,
Рис. 4.
Схема расnределения нефтегазопроявлений в стратиграфическом разрезе
верхнеюрской соленоеной формации Кизлярской ступени и Тереко-Каспийского
прогиб а
У словные обозначения см. на рис . З
газы, образовавшиеся при дестрхкции ОВ в относительно изолированной
системе или мигрировавшие в резервуары из более глубокопогруженных
отложений.
Предаагаемый механизм довольно хорошо объясняет симбатиость
распределения АВПД (см. рис. 1) и залежей углеводородов (рис. 3, 4)
139
в
IUiaнe
и по разрезу соленоеной формации с учетом термобарических,
л итологических и гидрогеологических особеmюстей Восточно-Кубанской,
Кизлярской и Тереко-Каспийской депрессий. Установленная корреляция
выражается в увеличении количества вскрытых на участках с развитием
АВПД проявлений нефти, газа и газоконденсата по сравнению с зонами,
которые характеризуются нормальными гидростатическими давлениями.
Это дало возможность наметить пространствеиное роложение зон АВПД
и оценить нефтегазовый потенциал над- и подсолевых отложений.
В заключение следует сказать, что выполненные теоретические и экспери­
ментальные разработки находятся в соответствии с современными пред­
ставлениими о трансформации эвапоритов и рассолов во времени и прост­
ранстве и могут быть использованы при анализе подобных явлений в дру­
гих древних салеродных бассейнах земиого шара.
ЛИТЕРАТУРА
Барцев О.Б.
Исследование mдродинам ических водонаnорных систем в связи с их
нефтегаз оносностъю
(на примере м езозоя Предкавказья) : Автореф. дис.
геол.-м инерал. наук. Ростов н/Д, 1 975. 22 с.
Блощицын ЛИ., Воробьева К.И., Калошнева И.В.
. . . канд.
Ги.црогеолоmчсские условия
неФтеносности юрских отложений юго-восточной части Ставропольского края. Тр. СевКавНИПИнеф1Ъ, 1 9 80, вып. 3 3 , с. 1 1 0- 1 1 3 .
Валяшка М.Г. Закономерности формирования м есторождений солей. М . : Изд-во
1 962. 398 с.
Валяшка М.Г., Поливанога А, И., Жеребцова И.К.
МГУ,
Эксnериментально� исследование
перемещения расmоров разного удельного веса в пористых породах в связи с верти­
кальной mдрохимической зональнос1ЪЮ. - Геохимия,
Гудок Н. С., Блощицын ЛИ. О
1963, N2 3, с. 3 1 2 - 327.
некоторых петрофизических характеристиках пород
верхней юры Марьинекой площади Ставропольског.о края в связи с АВhд. - Тр.
СевКавНИПИнефть, 1 9 76, выл. 3, с. 62- 67.
Карцев А.А., Вагин С.Б. О
роли межслоевых вод глинистых м инералов в форми­
ровании подземных вод. - Изв. вузов. Геолоmя и разведка,
Кулибакина И.Б.
·
1 9 73, N2 3 , с. 64- 66.
Факторы, определяющие приуроченность зал::жей углеводородов
к бассеЙНам соленакопления. - В ки . : Соленосные формации и практическое значение
их изучения: Тез. докл. 11 Всесоюз. солевого совещ Н овосибирск : Наука, 1 9 79, т. 1 ,
с.
75- 76.
Манихин В.И. Влияние давления на равновесие в системах м инералов мирабили1'­
т енардит и mпо-анmдрит: Автореф. дис. ... канд. геол.-м инерал. наук. Новочеркасск,
1 96 7. 24 с.
Мели к-Пашаев В. С. Геолоmческие причины аномально высоких пластовых давле­
1 9 79 , N2 б, с. 9 - 1 8.
Петриченко О.И. Атлас м икровключений в м инералах галогенных пород. Киев:
Наук. думка, 1 977. 1 84 с.
Соколов В.Я., Пилип Я.А . Вопросы перспектин нефтегазоносности надсолевых
ний. - Сов. геология,
отложений ВостоЧной Туркмении в районе распространения толщи солей. - Нефте­
1 965 , N2 1 1 , с. 22-25 .
Старобинец И. С., Тихомирова В. С., Мурогова Р.Н., Вишневская Л.М.
газовая геолоmя и геофизика,
Диффузиоино­
филырадионный массоперенос углеводородных газов в соленосных отложениях
-(к прогнозированию нефтегазоносности) . - Изв. вузов. Геолоmя и разведка, 1 9 78 ,
N 2 1 2, с . 5 8 - 6 3 .
Федоров Ю.А. Геохимия солей, рассолов, органического вещества и углеводородов
верхнеюрских эваnоритовых отложений Северного Кавказа: Автореф.
дис. ... канд.
·
1 980. 24 с.
Фертль У. Х. Аномальные пластовые давления. М. : Недра, 1 980. 398 с.
Bredehoeft J,D. , Hanshau В.В. On the maintenance of anomaloщ fluid pressure. Pt . 1 .
Thick sedirnentary sequences. - Geol, Soc. Amer. Bull., 1 96 8 , vol. 7 9 , р . 1 097 - 1 1 0 6 .
геол. - м инерал. наук. Ростов н/Д,
1 40
УДК 5 5 0.4 : 5 5 1 .3+5 5 3 .632
' В,И. Борисенков,
Ю.Е.
Кудрявцев, В.А. Самойлов
ГЕНЕТИЧЕСКАЯ ТИПИЗАЦИЯ
СУЛЬФАТНЫХ КАЛИЙНО-МАГНИЕВЫХ ПОРОД КАК ОСНОВА
ДЛЯ ЛИТОЛОГО.ФАЦИАЛЬНОГО РАСЧЛЕНЕНИЯ СЛОЖНЫХ
ПО СОСТАВУ СОЛЯНЫХ ТЕЛ
(на примере Стебникекого месторождения)
·'
Решение задач, связанных с корреляцией галогенных разрезов, сопря­
жено со значительными трудностями, особенно в случае месторождений
полисульфатного типа, которые отличаются сложным минеральным соста­
вом и его чрезвычайной изменчивостью. К таким месторождениям относит­
ся Стебникское. Как и другие месторождения Прикарпатья, оно приуро­
чено к миоценовым отложениям Предкарпатского краевого прогиба и
представляет собой серию сложных по морфологни и составу калийных
пластов и линз с общим крутым падением на северо-восток (Кудрявцев,
1 97 1 ] . Вмещающими породами служит брекчированный алевролито-гли.
нистый материал с галитовым цементом.
В состав . калийных- пород Стебникекого месторождения наряду с гали­
том входят лангбейнит, каинит, сильвин, кизерит, полигалит, ангидрит,
в меньшей степени - левеит, астраханит. На участках днагенетического
прообразования пород встречаются шенит, леонит, эпсомит, вторичный
каинит, по трещинам в глинистой брекчии - карпаллит с сильвином. В зоне
гипергенеза широкое распространение получают глазерит, гипс, мирабилит.
Подобный пестрый минеральный состав не только чрезвычайно затрудняет
оценку качества калийных руд· на участках их отработки, но и создает
определенные проблемы при их обогащении. Установлено [Аполлонов и
др., 1 98 1 ] , что при используемой на Стебникеком калийном заводе техно­
логии флотаЦионного обогащения качество концентрата зависит не столько
от содержания К в исходной руде, сколько от его минеральной формы:
наилучшим образом обогащаются лангбейнитовые породы, хуже - каини­
товые, еше хуже - сильвинсодержащие. Таким образом, выявление особен­
ностей пространствеиного размещения типов пород (руд) на отрабатывае­
мых или подготавливаемых к отработке участках играет большую роль
как при корреляции разрезов по пересечениям продуктивных тел, так и
при выборе оптимальных условий обогащения калийных руд. Решающее
значение здесь приобретает рациональная классификация соляных пород.
До последнего времени на Стебникеком месторождении использовалась
общепринятая классификация [Яржемский, 1 967) соляных пород, осно/ ванная на количественном соотношении практически всех входящих в
породу минералов. Поскольку для этого необходимо знать количественный
минеральный состав породы, то при использовании большого количества
проб резко возрастает объем расчетных работ. Кроме того, частые колеба­
ния соотношений между минералами, передко носящие случайный харак­
тер, приводят к изменению названия породы и, как следствие, к необосно­
ванно пестрому распределению их по разрезам.
В связи с этим целесообразно использовать при типизации пород генети141
'80
50
'10
20
80
З Mg 2 +
t 3Mg 2 • ·
f=-::-=3 7
50
SО 1ч·· к +
Рис. 1. Политермическая проекция диаграммы водно-солевой системы к+ , Na+ , Mg1+ ,
s o � - . с1 � н2 о
Параrенезисы (с галитом) : 1 - леонит + сульфаты Mg, 2
лангбейнит + кизерит,
3
лангбейнит + левит, 4 - каинит + сульфаты Mg, 5 - сильвин + сульфаты Mg, б
карналлИт + сульфаты Mg, 7
шенит + эnсомит; Б
бишофит; Кр - карналлит;
-
-
-
-
-
Э - эnсомит; Гк - гексагидрит; Кз - кизерит; Сл - сильвин; Ш - шенит, Кн кианит; Ли - л еонит; Лб - л ангбейнит ; Л в - л евеит; А - астрахамит
ческие критерии; т.е. учитьхвать наличие в nороде в nервую очередь таких
минералов или ассоциаций, которые отображали бы совершенно оnределен­
ные условия ее формирования.
На рис. 1 изображена nолитермическая диаграмма системы 1\а+, . к+,
Mg2+, ' S024, СГ, Н20, nоказi.rвающая изменение состава соляных nарагене­
зисов, которые формируются из морской раnы в зависимости от ее состава
и темnературы. Диаграмма nоказывает, что на начальных стадиях nроцесса
кристаллизации калийных солей К входит только в состав сульфатных
мниералов (ланrбейиит, леонит) , а затем nри nрогрессирующем развитии
галогенеза - в состав сvльфатно-хлоридиого каинита и далее - в состав
1 42
хлоридных солей - сильвина (в случае метастабильных условий кристал­
лизации) , карналлита. Таким образом, степень концентрирования морской
воды отображае;,rся в пород е д олей К, связанного с
этого
процесса характеризуются такими
Cl,
а основные этапы
последовательно сменяющими
друг друга минералами, как лангб ейнит (леонит) , каинит (сильвин) , кар­
наллит. При этом
наличие каинита или сильвина указывает не только на
степень концентрирования морской рапы, но и на условия кристаллизации .
Каинит как стабильная МИ!fеральная фаза отвечает усл овиям кристаллиза­
ции из рапы с устойчивым гидрохимическим. и температурным режимом с
последующим сохранением контакта между выпавшей твердой фазой и
материнской рапой. Сильвин как метастабильная фаза отвечает усл овиям
бь1строй кристаллизации, часто вследствие понижения температуры рапы,
и не менее быстрого растворения или перекристаллизации под влиянием
колебания с остава и температуры жидкой фазы. На температурные условия
кристаллизации, как это видно из рис .
1,
указывают присутствие лангбей­
область устойчивости которого лежит выше 37° С , и левеита. При
нита,
более низких температурах дв ойные сульфаты
Mg
и К представлены
л ео­
нитом.
Находящиеся в ассоциации с калийными солями галит и сульфаты
Mg
не несут информации об этапах развития процессов гал огенеза, так как
они сопровождают
стадий
кристаллизацию
калийных
солей от самых ранних
вплоть до эвтоники при всех температурах. Изменение состава
сульфатов
Mg
при этом выражается лишь в последовательном уменьшении
содержания кристаллизационной воды
(эпсомит, гексагидрит, кизерит) ,
однако эта разница стирается в ходе днагенетической д егидратации много­
в одных кристаллогидратов . Поэтому наличие и содержание в породе гали­
та и кизерита не могут быть использованы для целей генетической клас­
с ификации. То же относится и к сульфатам Са (ангидриту, полигалиту) ,
формирование которых определялось не общей эволюцией состава рапы,
а наложенными процессами привноса в бассейн Са или метаморфизацией
захороненных растворов на стадии диагенеза.
Таким образом, основную информацию об усrювиях формирования ка­
л ийных пород Стебникекого месторождения несут следующие минералы :
лаигбейнит, каинит, сильвин, карналлит.
В
соответствии с этим можно
выделить четыре основных генетических типа:
- л а н г б е й н и т о в ы й, отвечающий условиям формирования пород
на ранних стадиях седиментации калийных солей при повышенных темпе­
ратурах;
-
к а и н и т о в ы й, соответствующий этапу седиментации калийных
солей, сл едующему за кристаллизацией двойных сульфатов
К и Mg и проте­
кавшему
между
в
условиях
физико-химического
равновесия
д онной
р апой и с оляным осадком;
- с и л ь в и н о в ы й, характеризующий усл овия седиментации калий­
ных солей из высококонцентрированной морской рапы при наличии мета­
стабильных равновесий между выпавшими солями и жидкой фазой;
- к а р н а л л и т о в ы й, отвечающий высшей стадии процесса формиро­
вания калийных солей из морской рапы, по составу приближавш ейся к
эвтонической.
Помимо названных типов, для характеристики участков пород с нало1 43
женной
вый
и
вторичной
минерализацией
гл аз ер ито в ы й
целесообразно выделить ш е н и т о ­
типы пород. Первый характеризует параге­
незисы минералов, возникшие под влиянием на породу захороненной мате­
рианекой рапы (шенит, эпсомит, вторичные каинит и л еонит) , второй -
минеральные парагенезисы, сформировавшиеся в условиях выщелачивания
калийной породы агрессивными растворами (глазерит, мирабилит) [Бори­
сенков,
1973 ) .
Из вьщеленных типов пород на Стебникеком месторождении рудооб­
разующее значение иМ еют только первые три. Карналлит, как уже отмеча­
лось, встречается в прослоях аргиллитов и во вмещающей глинистой брек­
чии, где он является, скорее, днагенетическим образованием. Во всяком
случае, карналлитсодержащие породы легко вьщеляются по их химическо­
му составу (выраженные в солевой форме данные химанализа характери­
зуются наличием MgCl2 )
•.
Каждый из первых трех типов пород в чистом виде отображает крайний
случай из рассмотренных выше условий кристаллизации, что в природе
осуществляется редко, тем более что формирование состава породы про ­
должалось и в стадию раннего диагенеза. Поэтому в реальных породах
л ангбейнит, каинит и сильвин часто присутствуют совместно. Задача сводит­
ся к определению факторов, сыгравших главную роль в формировании
породы, или практически - к определению, какой
из
трех минералов
преобладает. Это можно сделать, зная количественный минеральный состав
пробы, однако, как уже отмечалось, при большом числе проб подобный
подход сопряжен со значительным объеl\ЮМ расчетных работ.
Для уп рощения р асчетных операций была раз работана методика частично­
го пересчета данных химического анализа с целью определения соотноше­
ния в породе
К2 S04
соотношение,
можно определить генетический тип породы по положению
лангбейнита, KCl каннита и KCI сильвина. Зная это
точки ее состава на диаграмме К2 SО4лб
- КСlкн -КСlсл
(рис.
2) .
Эта
диаграмма построена в координатах долей каждого из упомянутых выше
компонентов в сумме их процентнаго содержания в породе. Точка на сто­
роне
К2 SО4лб КСl кн
с координатами
4 1 КСlк н
и
59
К2 S04лб отвечает рав­
ному содержанию в породе каинита и лангбейнита при отсутствии сильвина.
На стороне
КСlкн - КСlсл
расположена точка равного содержания в породе
сильвина и каинита (координаты
77 КСlсл
и
23 КСlкн)
при отсутствии
лангбейнита. На стороне К2 Ю4лб -КСlсл находится точка (координаты
3 1 К2 SО4лб и 69 КС1сл) , отвечающая равному содержанию в породе
лангбейнита и сильвина при отсутствии каинита. Составы пород, содержа­
щих только один из рассматриваемых минералов, располагаются в соответ­
ствующих вершинах треугольника. Точка внутри треугольника с коорди­
натами
24,5
К2 SО4лб
1 7,0 КСlк н
и
5 8 ,5 КСlсл
отвечает равному содержа­
нию в породе лангбейнита, каинита и сильвина.
Таким образом, треугольник разбивается на три области, каждая из
которых отображает состав смеси лангбейцита, каинита и сильвина с преоб­
ладанием одного из этих минералов. На гра}{IЩе областей располагаются
точки состава породы с одинаковым содержанием соответствующих мине­
ралов. Для более полной характеристики минерального состава каждую
из областей можно разделить на две части линией, проведеmюй из вершины
треугольника к точке равных , содержаний всех трех минералов . Тогда,
1 44
tiGL ( ел)
Рис. 2. Диаrрамма для определения rенетическоrо типа калийной породы
У словные обозначения см. на р ис . 1
например, в той части области каинитового типа, которая примыкает к
лангбейнитовому типу, состав породы по содержанию в ней рассматривае­
мых минералов будет характеризоваться последовательностью (по мере
убывания) : каинит - ланrбейнит - сильвин. Соответственно в другой части
области, примыкающей к сильвиновому типу, последовательность убыва­
ния содержаний минералов будет иной: каинит - сильвин - ланrбейнит.
Следовательно, для определения генетического типа породы (руды)
необходимо рассчитать соотношение входящих в ее состав К2 SO,. ланг­
бейнита, KCI каннита, KCI' сильвина, а затем по этим координатам опре­
делитЬ, в какую область диаграммы попадает точка состава.
Расчет проводится по данным полного химического анализа (масс%) ,
выраженным в солевой форме (CaS04 , MgS04 ,К2 S04 , KCI, Н2 О) . Пред­
полагается, что набор минералов в породе отвечает наиболее распрест­
ранеиной на месторождении ассоциации: галит - полигалит - кизерит ланrбейнит - каинит - сильвин. В этом случае порядок расчета следующий.
1 . По CaS04 рассчитываются содержания в породе К2 S04 , MgS04 и Н2 О,
связанные с полиrалитом. Эти значения вычитаются из общих Даиных хи­
мического анализа для названных компонентов. Полученный при этом
остаток к2 so4 соответствует к2 so4 лангбейнита.
2. По К2 SО4лб рассчитывается количество в породе MgS04 , связанного
с ланrбейнитом, которое вычитается из значения для MgS04 , найдеиного
в пункте 1 . Остаток соответствует MgS04 кизерита и каинита.
3. По MgS04 , связанного с кизеритом и каинитом, остатку Н2 01 связан­
ному с каннитом и кизеритом, и общему содержанию в породе KCI, свя­
IО.
Зак. 2 0 2
145
занному с каинитом и сильвином, рассчитывается
нита определяется как разность
4.
KCl-KCI
KCl
сильвина,
KCI
каи­
сильвина.
Находится сумма К2 so4 лангбейнита,
KCl
СИЛЬВИНа и
KCI
каинита,
а затем рассчитываются проценniьхе содерЖанИЯ в ней каждого из компо­
нентов,
являющиеся координатами (индексами)
точки оостава породы
на диаграмме.
Все эти операции nосле несложных иреобразований можно представить
в виде
� К2 SО4лб• КСlк н • КСlсл = К2 S04 + KCI - 0,64 CaS04 ,
1 оо К2 so4 64 caS04
%К2 SО4лб = --------­
�
-
% КС1сл =
Двух
40,6 caso4 + 3 1 MgS04 - 42,8 К2 S04 + 1 оо KCl - 406,5
Н2 о
полученных координат достаточно для нанесения точки состава
породы на диаграмму. При использовании микрокалькулятора типа
БЗ-2 1
приведенный порядок расчета может быть легко запрограммирован, в
результате время для определения генетического типа одной пробы сокра­
щается до
1 -2
мин.
На контактах рудных тел возможно совместное нахождение полигалита
и
ангидрита.
При отсутствии лангбейнита это ведет к неравенству
( 1 00 К2 S04 - 64 CaS04) <
ации
только индекс %
% КС1сл =
Если
О. В этом случае расчет ведется для ассоци­
полиrалит-ангидрит-каинит-кизерит-сильвин.
Рассчитывается
КСlсл :
3 1 MgS04 + 1 00 KCI - 206 ,5 Н 2 О + 2 1 ,3 К 2 S04
.
KCI
присутствует только ангидрит
(К2 S04
ствует) , то раtчет проводится для ассоциации
сильвин:
в данных химанализа отсут­
ангидрит-кизерит-каинит­
31 MgS04 + 1 00 KCl - 206,5 Н2 О
%КС1сл =--------­
KCI
Кроме рассмотренных, наиболее распространенных ассоциаций в породе
могут присутствовать и другие соли, в первую очередь шенит и эпсомит,
что особенно характерно для участков развития вторичных днагенетических
процессов. Хотя такие породы, строго го:Воря, относятся к шенитовому
генетическому типу, 9днако при качественной характеристике руд место­
рождения выделение этого типа нецелесообразно, во-первых, из-за его огра­
ниченного распространения и, во-вторых, из-за того, что наличие шенита в
исходной руде не имеет принципиального значения для технологии ее
обогащения, поскольку все типы руд месторождения при обогащении про­
ходят в
1 98 1 ] .
той или иной степени стадию шенитизации [Аполлонов и др.,
Следует, однако, иметь в виду, что наличие в породе многоводных
к ристаллогидратов может исказить результаты расчетов по приведеиным
1 46
выше уравнения1'1· Значение индекса %КС1сл окажется ниже истинного
(значение %КС1кн соответственно выше) из-за наличия в расчетной фор­
муле кристаллизационной воды шенита или эпсомита. Наряду с этим ока­
жется завышенным значение индекса %К2 SО4лб• поскольку вхоДящий в
формулу его расчета К2 S04 : принадлежит в этом случае не только лангбей­
ниту и полигалиту, но и шениту. Иногда содержание кристаллизационной
воды повышается настолько, что индекс % КСlсл приобретает отрицатель­
ное значение. В этом случае весь KCI в природе относится на долю каинита.
Хотя в результате этих расчетных операций истинное соотношение лангбей­
нита, каинита и сильвина в породе искажается, однако ее тип обычно не
меняется, поскольку первичным материалом для шенит- и эпсомитсо­
держащих пород могли служить только сульфатные отложения лангбейни­
тового или каинитового типов.
Следует еще раз подчеркнуть, что предложенный метод дает информацию
о соотношении в породе лангбейнита, каинита и сильвина, но не о содержа­
нии этих минералов. Позтому для полной технологической характеристики
руды целесообразно наряДу с ее генетическим типом указывать содержание
К2 О и перастворимого остатка.
Разработанная методика бьmа использована на Стебникеком место­
рождении для построения схем пространствеиного размещения типов руд
в пределах продуктивных пластов и для их литолого-фациального рас­
членения. С этой целью по пересечениям пластов проводился пересчет
данных химического анализа всех бороздовых проб. По результатам пере­
счета на геологические разрезы и планы наносились участки распростране­
ния лангбейнитового, каинитового и сильвинового типов руд, что позволя­
ло количественно оценить долю каждого из типов в строении рудного тела.
Кроме того, анализ последовательности смены одного типа пород другим
делает возможным реконструкцию палеоусловий соленакоппения и, как
следствие, прогноз изменения минерального состава продуктивных тел .
В качестве примера на рис. 3 и 4 показаны результаты пересчета состава
бороздовых проб для четырех погоризонтальных пересечений залежи
Основной. На диаграммах (см. рис. 3) стрелками отмечено направление
изменения состава проб с северо-востока на юго-запад. Если между пробами
расположены участки с высоким содержанием галопелитов , то стрелка
обозначена пунктиром. Таким образом можно проследить изменение
состава проб как по горизонтам, так и между ними. Например, хорошо
видно, что в вертикальном разрезе камеры происходит заметное изменение
минерального состава руд. Если на вентиляционном горизонте руды преи­
мущественно сильвинового типа, то по мере перехода к промежуточному и
первому горизонтам возрастает роль ланrбейнИтовоrо типа, а на втором
горизонте - руд каинитовоrо типа. Еще большая наглядность достигается
при нанесении данных пересчета на геологический разрез камеры (см.
рис. 4) . Сопоставляя участки распространения разных типов руд на отдель­
ных горизонтах, можно составить схему их распределения по всей площа­
ди разреза. Следует отметить, что на схеме нанесены основные типы руд,
определяемые по преобладающему калийному минералу. Однако, как
отмечалось выше, по положению точки на диаграмме Kz SО4лб КСlк н КСlсл можно определить не только главный, но и второй, и третий по
значению калийный минерал, содержащийся в породе. Поэтому при более
-
1 47
Рис. 3. Изменение состава калийных пород по разрезу камеры 1 0 пласта "Основной"
Стебникекого месторождении
Горизонты: 1
вентиляционный, II
промежуточный, III
первый, IV - второй;
цифры - номера бороздовых проб
-
1 48
-
-
л
KGL {Kн)
KzSO,
(ЛI)
11
KGL
{Сл)
KGI (Hн)
к2 sа,
(il}
KGL
(Сл)
1 49
юз
м повт
М Т 10В2
M T!OBf
52 5/f 55-59 52
55 58 71-75
7 7 ВО
8'1
CD
CSJ
1
CJ
ч
[SJ 2 [SJ J
: ·: · : 5
[[]]
�5
� 7 ЕZ;а в
� 9 � !0
� ff � tZ
.
. .
.
.
. .
� TJ � !'I
� 15
с=J тб
5i§ п
о
10
JU
20
Рис. 4.
lfU
Схема распределения генетических типов калийных руд
по разрезу камеры 10 пласта "Основной" Стебникс!с(оrо место ­
рождения
Границы: 1 - калийных линз, 2 - то же, nредnолагаемые, 3 участков расnространения различных тиnов руд ; 4 - с оленосная
глинистая брекчия; 5 - участки брекчии с карналлитовым цемен­
том; типы руд: 6 - лангбейнитовый, 7 - с ильвиновый, 8 - каи............. тоо . ....
..
1"1
J L
95- 99 о тового тиnа. Каинитовая nорода: 9 - с сильвино м и лангбейни­
том, 1 0 - без сильвина и лангбейнита, 1 1 - с лангбсйнитом без
сильвина, 1 2 - с сильвином без лангбейнита; nорода с равным со ­
держанием: 1 3 - каинита и лангбейнита, 1 4 - каинита и с ил ьвина,
15 - каинита, сильвина и лангбейнита ; 1 6 - nорода с высоким со ­
держанием керастворимого остатк а ; 1 7 - горные выработк и;
цифры - номера бороздовых nроб (см. рис. З) ; МТ - маркшей-
Рис. 5. Схема распределения типов руд пласта "Основ1_1ой" по площади третьеrо rоризонта
У словные обозначения см . на р ис.
4
детальной минералогической характеристике пород можно в пределах
участков основных типов руд выделить на схеме зоны распространения
вторых по значению калийных минералов .
Используя предложенную методику на участках с редкой сетью раз­
ведочных выработок, можно создавать прогнозные схемы распределения
типов пород (руд) . В качестве примера на рис. 5 приведена такая схема,
построенная по трем пересечениям залежи Основной для готовящегося к
эксплуатации третьего горизонта Второго Стебникекого рудника. Отобра­
женное на схеме пространствеиное распределение типов руд по горизонталь­
ному сечению залежи позволяет не только качественно оценивать измене­
ние минерального состава по объему рудного т ела, но и сделать о пределен­
ные выводы относительно его морфологии. На рис. 5 (а также на рис. 4)
нетрудно заметить, что зоны, обогащенные лангбейнитом, группируются
вокруг прослоя глинистой брекчии внутри залежи Основной, в то время
как внешние ее зоны сложены породами каинитового типа. Если учесть,
что в процессе галогенеза лангбейнит образуется раньше каинита, то можно
предположить, что именно внутренние зоны залежи отвечают наиболее ран·
ним стадиям соленакопления, другими словами, мы имеем дело не с круто­
падающим пластовым телом, а с сильно сжатой изоантиклинальной склад­
кой, шарнир которой погружается на северо-запад.
Подводя итог, следует еще раз подчеркнуть, что предложенная типиза­
ция сульфатных калийно-магниевых пород вызвана в первую очередь
необходимостью решения ряда практических задач, требующего объеди­
нения пестрых по составу калийно-магниевых пород в группы на основа­
нии определенных критериев, в данном случае - генетических. Ее при­
менение, как бьmо показано, способствует выявлению литолого-фациаль­
ной зональности в строении калийных пластов и экстраполяции получен­
ных данных на участки с редкой сетью разведочных выработок, уточне­
нию морфологии рудных т�л, расчленению промышленных пластов на
участки с рудами разного качества.
ЛИТЕРАТУРА
Аполлонов В.Н., Борисенков В.И., Седова М.И., Серед.ницкий В.Н. Влияние мине­
рального состав а калийно-магниевых солей Стебникекого месторождения на процесс
их обогащения. - Вести. МГУ. Сер. геол., 1 9 8 1 , N2 6, с. 66 - 72.
Борисенков В.И. Зоны вторичной минерализации на Стебникеком калийном место­
рождении и возможность выделения среди них участков, опасных для рудника . Литология и полез . ископаемые, 1 9 7 3 , N2 4, с. 1 15 - 1 24.
Кудрявцев Ю.Е. Некоторые новые данные о геологическом строении Стебникекого
месторождения калийных солей. - В кн. : М атериалы по гидрогеологии и г еологи­
ческой роли подз емных вод. Л . : ИзД-во ЛГУ, 1 9 7 1 , с. 7 1 - 78.
Яржемский Я.Я. Калийные и калиеносные галогенные породы. Новосибирск :
Н аука, 1 967. 1 34 с .
1 52
УДК 5 5 3 .6 3 .078 : 5 5 3 .98 (5 75 , 1 6 / 1 92)
М.Г.Гаврилю к
ПРОЦЕССЫ СОЛЕОБРАЗОВАНИЯ
НА ГАЗОНЕФТЯНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЯХ ЮЖНОГО УЗБЕКИСТАНА
На 48 газанефтяных месторождениях Южного Узбекистана проведены
комiUiексные исследования сол ей, рассолов и битумов в верхнеюрских
горизонтах с детальным литологическим, минералого-петрографическим
и геохимическим изучением большого кол ичества кернового материала по
глубоким скважинам. Со ставлены карты мощностей и сделаны сопоставле­
ния разрезов как для отдельных месторождений, так и в цел ом по Б ухаро­
Каршинекому бассейну, в состав которого входят месторождения Южного
Узбекистана . Обзорная карта бассейна представлена на рис. 1 (см. в кл .) .
По типам соленосных . разрезов и специфике состава сол ей в пределах
изученной территории выдел яются три самостоятельные структурные
еДиницы : Чарджоуская ступень, Б ухарская ступень и юго-западные отроги
Гиссара. В посл едних двух картина сол еобразования осложнена и затушева­
на вторичными наложенными процессами, связанными со складчатостью
и проникновением инфилырационных- вод. Соли Чарджоуской ступени
отличаются спокойным характером залегания , без в торичных изменений,
выжиманий и перетоков и представл яют наибольший генетический интерес,
так как процессы миграции и накопления солей представлены здесь в пер­
вичном , ненарушенном виде .
Нами изучались соли в гидрогеологически закрытых структурах, где
сохранил ись углеводородные залежи. Особенно тщательно был и изучены
пограничные разрезы, там где появляются первые хлоридные соли . На
западе бассейна первые галиты мощностью до нескол ьких метров встрече­
ны ч глинах и глинистых песчаниках карабиля (К 1 ) в приразломных
зонах (Гадын, Сюзьма, Ходжиказган и др.) . На востоке бассейна в !ого­
западных отрогах Гиссара первые соли также отмечены в красноцветных
глинах карабил я. Южнее, там где появл яются полные разрезы, мощности
меловых солей увеличиваются по отдельным скважинам до десятков
метров (Гумбулак , Кызьmча, Б ел есыайнак и др.) .
На границе Б ухарской и Чурджоуской ступеней первые хл оридные соли
появляются вдоль дугообразно изогнутых Б ухарского и других разломов
на структурах Северный Майманак , Каракум, М уллакуват, Южный Кунгур­
тау и др. Представлены они в основном крупнозернистым жильным гали­
том с большим количеством газово-жидких вкл ючений и набл юдаются
в приразломных участках межрифовых зон. В купол ьной части структур
галиты отсутствуют . Таким образом, анализ бо�ее сотни пограничных
разрезов показал , что появл ение первых галитов и в меловых, и в верхне­
юрских отложениях тесно связано с приразломной тектоникой.
На Чарджоуской ступени Гал ит явл яется основным породообразуюшим
сол еносным материалом. Калийные сол и встречены в очень незначительных
количествах на Зевардах, Северном Денгизкуле и Северном Уртабулаке.
Из калийных минералов набл юдал ся карналлит в ассоциации с tалитом ,
лучистым ангидритом , глауберитом, астраханитом, гетитом и другими
1 53
минералами. Приурочены эти минералы к границе верхних солей с кара­
бильскими красноцветными глинами.
Деление хлоридных солей Чарджоуской ступени на верхние и нижние
общепринято и отмечено в работах многих исследователей [Бухара-Хивин­
ская ... , 1 963 ; Петров, 1 949 ; Седлецкий и др., 1977; Троицкий , 1 967] .
Средние ангидриты, разделяющие соли , являются хорошим региональным
репером и прослеживаются на многих месторождениях на десятки кило­
метров , что указывает на иластовый региональный характер залегания этнх
солей.
В то же время анализ мощностей хлоридных и сульфатных солей в целом
по бассейну показал, что структурный план солей не совпадает с планом
подстилающих и перекрывающих соли верхнеюрских и нижнемеловых
отложений, тогда как сами этн отложения хорошо коррелируются по мощ­
ностям и подчинены единому структурному плану.
На Чарджоуской стуnени в западных сокращенных разрезах галиты и
сульфаты сильно загрязнены примесыо терригеиного материала и крайне
изменчивы в мощностях даже в пределах одного месторождения. Полные
разрезы центральной части ступени, куда входят Денгизкульское, Кемачи­
Зекринское, Култакское и другие поднятня, характеризуются выдержан­
ностью мощностей солей с хорошей сопоставимостью верхних и нижних
соленосных горизонтов . В то же время построенные структурные карты
мощностей по отдельным месторождениям выявили три существенные
особенностн : 1 ) песовпадение структурного плана• солей с подстилающими
верхнеюрскими известняками; 2) песовпадение структурного плана верх­
них и нижних солей, а иногда и нижних ангидритов ; 3) четкий контроль
мощностей солей приразломной тектоникой. Особенно сильно влияние
Денгизкульского разлома на характер распределения солей, что хорошо
видно налриведенных картах и профилях (рис. 2-3, а) .
В восточной части Чарджоуской ступени в ьщеляется группа месторожде­
ний Б ешкентского прогиба - Камаши, Бешкент, Шуртан, ·гирсан, Северный
Нишан и др ., занимающие промежуточное положение между орогенной
областью юго-западных отрогов Гиссара и незатронутой складчатостью
центральной частью ступени. В Б ешкентском прогибе еще сильнее сказы­
вается влияние тектоники на характер распределения солей. Верхние и
нижние соли не только совпадают в структурном плане, но часто песопо­
ставимы по мощностям между собой. Вблизи разломов мощности верхних
солей увеличены в несколько раз по сравнению с купольной частью струк­
тур, что хорошо видно на приведеином профиле Шуртапа (см. рис. 3, б) .
В юго-западных: отрогах Гиссара размах в мощностях хлоридных и
сульфатных солей приобретает контрастный характер. в разрезах наблю­
дается многократное чередование известняков органогенных типов , сульфа­
тов и галитов . Влияние тектонического фактора является решающим
в распределении мощностей солей. Перепад мощностей галитов между
соседними скважинами досn1гает десятков и сотен метров (Адамташ,
Гумбулак , Пачкамар и др.) . Наибольшие мощности солей приурочены
к надвигам и крупным разломам. Там же встречаются солевые днапиры
мощностью более 1 ,5 км (Мобик и др.) .
Таким образом, анализ мощностей соле,й полных разрезов показал :
1) ведущую роль современного тектонического плана в распределении
·
1 54
lozfj 1 1
1...-- l s
� 2 1+ + +j ю
n
�
0 J bl ff
[3 '1 J'=лj Т2
� 5 [5:53 tJ
12!] 5 lл �l t'l
� 7 � 15
� 8 [][] 15
Рис. 2. Распределение мощностей солей на месторождении Северный Уртабулак. Со­
ставили М.Г. Гаврилюк и М.А. Пl ирматова
Сол и : а - верхние, б - нижние; в - нижние анпщриты, г - профиль по линии
1-I; 1 - разведочная с к важина, в числителе - номер скважины, в знам енателе мощности солей, м; 2 - то же на разрезе; контуры: 3 - месторождения, 4 - нефте­
газоносности; 5 - изогипсы по к ровле известняков верхней юры, м; 6 · - изопахиты
солей, м ; мощности солей : 7 - боль'шие, 8 - макс имальные; 9 - направление мигра­
ции рассолов и флюидов; 10 - камеиная соль; 1 1 - ангидриты; 1 2 - ангидриты с ре­
ликтами известняков ; 13 - известняк и ; 1 4 - глины с ангидритом; 1 5 - биогермные
известняк и ; 1 6 - приразпомные зоны
Рис. 3 Геологические профили
через месторождения Зеварды
(а) и IIIypтaн (б)
Условные обозначения с м.
на рис. 2
[
+
+
св
2'1
- 1800
- 2800
м
21
+
+
+
+
+
+
+
+
+
10
+
+
+
+
+
lf
+
+
+
2
+
+
25
солей; 2) обособленный характер соленакоШiения на каждом конкретном
месторождении; 3) наличие крупных зон соленакоШiения, связанных
с региональными поднятиями, на которых зоны соленакоШiения форми­
руются вокруг крупных дуговых разломов (см . рис. 1 ) .
Ввиду специфики нефтяного бурения на Чарджоуской ступени наиболее
детально были изучены нижние соли и нижние ангидриты. На всех газо­
нефтяных месторождениях по структурным особенностям и парагенети­
ч�ским ассоциациям галитовых солей четко выделяются три зоны : над­
рифовая, межрифовая и персходная (крьmьевая) . НадрИфовые галиты
нижних солей представлены обычно сокращенными мощностями и залегают
горизонтально или слегка наклонно. Форма Шiастовая или линзовидная.
В межрифовых зонах мощности галитов увеличены в несколько раз и гали­
ты чаще выполняют тектонические трещины, прожилки и жилы крутона­
правленные� иногда вертикальные. Галиты носят преимущественно жиль­
ный характер с четкими тектоническими контактами, вокруг которых в ан­
гидритах много вьщелений пениетого галита.
Между пластовыми и жильными галитами на целом ряде структур уда­
лось проследить персходную зону, где хорощо видно, как жильные галиты
постепенно переходят в линзовидные и Шiастовые (Памук, Зеварды, Алан,
Уртабулак и др.) . В переходной зоне в галитах содержится больщое коли­
чество битуминозных известняков , рапы и углеводородов. Именно здесь
встречены крупнозернистые молочные галиты с содержанием газово­
жидких включений до 20-30%. С жильными галитами ассоциируют жиль­
ные магнезиты , доломиты , сидериты, пириты, флюориты , вторичный кварц
и другие типичные наложенные элигенетические минералы, находящие
свое продолжение в надрифовых Шiастовых телах.
Таким образом , пластовые и жильные выделения солей имеют единую
генетическую природу. Форма выделений солей на месторождениях на­
поминает стратиформные залежи с плавным облеканием со всех сторон
битуминозных известняков. Наибольщие мощности как хлоридных, так
и сульфатных солей приурочены к тектонически ослабленным сейсмически
активным участкам разуплотнения. Там , где нет разломов, мощности солей
в межрифовых зонах почти не увеличены.
На IIIypтaнe, Памуке и других месторождениях, где бьmи отобраны
известняки в приразломных зонах, они оказались интенсивно растрескан­
ными, раздробленными и участками выщелоченными на десятки метров
вниз. Ангидриты многих месторождений в нижних частях межрифовых
зон также сильно растресканы и пропитаны ленистым и зональным галитом.
Галит встречается и под ангидритами в известняках, где много полуоткры­
тых трещин, указывающих на современные процессы растяжения в этих
зонах.
В известняках под галитами содержится много газов и рапы самого
разного состава . Мы наблюдали все промежуточные стадии роста кристал­
лов галитов , доломитов , магнезитов, сидеритов и других из рапы в извест­
няках. Доломитов и магнезитов в нижних солях отдельных месторождений
содержится до 30-40%. Отмечались письменные галиты - уникальные
закономерные прорастания галитов с микродоломитом и микромагнези­
том. В нижних частях разрезов солей на ряде структур встречены щетки,
сростки и отдельные вьщеления рудных минералов , захваченные при росте
1 57
крупными кристаллами галита. Это прежде всего rrnpит, марказит, магне­
тит, титан:омагнетит, галещп и другие минералы. Очень часто рудные выде­
ления ассоциируют с аутигеиным биотитом, хлоритом, вторичным кварцем
внутри галитов . Иногда к ним присоединяются роговая обманка, лучи стый
ангидрит, полевые IШiаты , реже мусковит. Все это - новообразованные
минералы , принимающие непосредственное участие в строении кристаллов
галита, располагаясь по зонкам роста или в вакуолях вместе с газово­
жидкими включениями внутри кристаллов галита.
На плоскостях роста галитовых кристаллов часто встречаются пленки
и включения керосина, бензина и других легких фракций нефти. Это не
органогенные остатки, а уже фракционированные эrmгенетические битумы,
принимающие непосредственное участие в образовании и кристаллизации
галитовых солей. На Зевардах, Памуке, Северном Уртабулаке и других
месторождениях в галитах ваблюдались скопления темно-кормчиевой нефти
и углеводородных газов в значительных содержаниях. Ассоциация галитов
с углеводородами и высокотемпературными минералами, все структурные
особенности солей говорят о том, что эта ассоциация не связана с вторичной
гидротермальной проработкой соленосных толщ, а представляет целый
комплекс наложенных минералов, где галитам принадлежит равноправная,
есл� не ведущая роль в IПiевмотолитово-гидротермальном процессе. Эти
процессы в зонах растяжения вокруг газанефтяных залежей идут при
активном и непосредственном участии углеводородов , не закончены и про­
должаются в наше время. Анализ газово-жидких включений жильных гали­
тов, выполненный О.И.Петриченко (ИГГГИ АН УССР) и Л.Г .Травниковой
(ВНИГРИ) , указывает на бескислородную среду и высокие температуры
галитообразования, выше 1 00- 1 20° С .
Н а газанефтяных месторождениях встречается несколько морфологи­
ческих разновидНостей галитов : круiПiозернистый кубический прозрачный,
брусковидный, глазковый, пенистый, зональный, IШiатовый и др. По пара­
генетическим ассоциациям месторождения отличаются одно от другого.
Так , шпатовые галиты нижних солей Северного Денrизкуля часто ассоции­
руют с аутигеиным биотитом, хлоритом , пиритом, аутигеиным кварцем,
халцедоном. Галиты Памука - с доломитом, магнезитом, сидеритом,
ангидритом. На Зевардах в галитах вместе с лучистым ангидритом, магне­
зитом и вторичным кварцем встречены флюорит, рутил, титанит, магнетит.
Кварц-хлорит-биотитовал ассоциация минералов в галитах чаще всего
связана с мощными зонами окварцевания, проележеиными вниз по соле­
носным разрезам на десятки метров и уходяшими корнями в верхнеюрские
известняки (Северный Денrизкуль, Западный Зеварды, Новый Алан и др.) .
На всех месторождениях отмечается высокая насыщенность нижних
солей остатками известняков. В галитах содержания реликтовых выделе­
ний известняков самой разнообразной формы, часто ангидрнтизированных,
достигает в среднем 40-60%. Кроме реликтов , в отдельных скважинах
Уртабулака и Памука в галитах бьmи встречены линзовидные прослои
органогенных известняков мощностью до 1 7 м с хорошо сохранившейся
фауной брахиопод, фораминифер, мшанок , иглокожих, с фосфоритизиро­
ванными костями рьiб и глауконитовыми стяжениями. Многократное чере­
дование пластовых и линзовидных галитов с органогенными известняками
характерно для многих месторождений юго-западных острогов Гиссара,
1 58
где каждое выделение галитов в известняках сопровождается приконтак­
товой рассольной зоной и зоной ангидритизации (Восточный Караиль,
Гумбулак, Кошкудук , Кызылбайрак и др.) .
Мы уже неоднократно писали о сульфатном и доломитовом метасома­
тозе в верхнеюрских известняках, сопровождающем процессы миграции
битумов на газанефтяных месторождениях [Гаврилюк , 1 967; Гаврилюк,
lllирматова, 1 98 1 ; Гаврилюк , Ибрагимов , 1 983; Уклонский , Гаврилюк ,
1 969] . Все сульфаты изученных месторождений Чарджоуской ступени,
сульфаты, пронизывающие карбонатную толщу Бухарской ступени, ангид­
риты карбонатНо-сульфатных толщ юго-з ападных отрогов Гиссара имеют
,
единую природу - метасоматоз .
Можно -долго гадать и .спорить, что бьmо вначале в бассейнах - гипс
или ангидрит, как они выпадали - вместе с известняками или отдельно?
Гораздо надежнее заглянуть в микроскоп, и все эти вопросы отпадут сами
собой . Первичных гипсов здесь никогда не бьmо. Ангидриты - более позд- ·
нее по отношению к известнякам наложенное образование. Они появились
среди известняков и между массивами известняков только тогда, когда
туда пришли битумы , газы и нефть. Нами описано более 1 тыс. образцов
сульфатов , где прекрасно видны пути миграции битумов , более 2 тыс. шли
фов сульфатных пород, в том числе из приконтактовых зон сульфатов и
известняков , сульфатов и галитов , сульфатов и красноцветов . Нет ни одно­
го сантиметра сульфатов-; которые бы не содержали реликтовые включения
известняков самых разнообразных литофациальных типов .
На газонефтяньrх месторождениях наблюдаются все стадии замещения
известняков ангидритами с очень многообразными формами проявлений.
Гнездообразные, жильные , сетчатые, брекчиевидные , полосчатые , порфиро­
бластовые, пятнистые структуры ангидритов представлены чрезвычайно
широко. Однако преобладают петельчатые и спиралевидные нематобласто­
вые с радиально-лучистым расположением nризматически-удлиненных
зерен ангидрита. Выделения ангидритов часто nовторяют конфигурацию
реликтовых петель известняка.
На Чарджоуской ступени ангидриты надрифовых и межрифовых зон
различаются между собой. Мощности ангидритов межрифовых зон растя­
жения увеличены в десятки раз no сравнению с надрифовыми. Межрифо­
вые ангидриты нередко сахаровидные, более рыхлые, на участках, где
много галитов, мешающих цементации сульфатных зерен, -· nросто сыпу­
чие . Известняки наблюдаются no всему разрезу сульфатов сверху донизу,
содержания их книзу постеnенно увеличиваются, достигая 5 0-60% в при­
КОI!_тактовых участках, где nреобладают гнездовидные и пятнистые струк­
туры ангидритов .
В сульфатных разрезах много доломитов, магнезитов , сидеритов . В шли
фах хорошо видно, как на месте растворяющихся известняков появляются
кальцитовые, доломитовые, магнезитовые и другие карбонатные новообра­
зования в тесном прорастанин с ангидритами . Доломиты нередко содержат
внутри зерен битумы и капельки нефти. В сульфатных nородах отмечено
большое количество жидких включений, в том числе NaCl, MgC 12 , Na2 S04 ,
MgS04 , газов
N2 , С02 , NH4 , Н2 S , углеводородов и битумов . Выполнен­
ные битуминологические анализы сульфатов , среди них групnовые хими­
ческие анализы битумов , однозначно указывают на высокие содержания
­
­
-
1 59
вторичных эпигенетических битумов нефтяног о ряда в ангидритовых
породах.
Изучение битумов в umифах выявило четкую дифференциацию внутри
сульфатных пород с концентрацией битумов исключительно в реликтовых
выделениях известняков . Там же скаrшиваются рудные минералы и серо­
водород. Ангидриты почти всегда сопровождают выделения битумов
в известняках. В месте с ангидритами вокруг выделений битумов по тре­
щинкам или по стиллолитовым швам отмечались доломит, магнезит, вто­
ричный кальцит, кварц, полевые шпаты, биотит, хлорит, роговая обманка,
барит, флюорит, пирит, халькопирит, галенит , сфалерит и другие минералы .
К комплексу парагенных нефти минералов , впервые выделенных академи­
ком А .С .Уклонским и другими иссле дователями [Уклонский, 1 940; Куд­
ряв цев , 1 963; Бескровный , 1 967; Уклонский , Гаврилюк, 1969 ; Доленко ,
1 98 1 ; Кротова, 1 979] , прибавилось много новых минералов , сопровождаю­
щих миграцию нефтяных битумов в известняках.
Как же увязать метасоматоз с существованием рифовых построек и
межрифовых в падин , г де , по мнению большинства г еологов , скаrmиваются
первичные выделения сульфатных и хлоридных солей? Для удобства описа­
ния мы тоже пользавались распространенными терминами нефтяников :
"риф", "надриф", "меЖриф" и др . Но топько для удобства описания. Не
всеми геологами признается существование рифовых построек на изучен­
ной территории . Первые исследователи верхнеюрской карбонатной форма­
ции · Южного Узбекистана выделяли описываемые го ризонты как массивы
высокопористых биогермных известняков [Б ухара -Хивинская . . . , 1963;
Бабаев , 1 966; Петров , 1 949; Троицкий, 1 967] . А .Г .Бабаев , например,
накоrтение межр,ифовых солей связывает с наличием эрозионных в резов
в результате перерыва в осадконакоплении между поздней юрой и ранним
мелом [Бабаев , Раубходжаева, 1972] .
Мы обратили в нимание на главное - форма рифовых тел и форма боль ­
шинства залежей контролируется наличием дуговых и кольцевых разломов
и связанных с ними сейсмически активных зон. Они выделяются по гео ­
физическим данным как зоны разуплотнения, в виде полудуг и полуколец
оконтуривающие залежи и о тделяющие одно рифовое тело от другого .
С ними совпадают многие гравитационные, магнитные, электрические и
другие геофизические аномалии . Соли и рассолы теснейшим образом
связаны с этими аномальными зонами.
Мы уже показали роль неотектоники в распределении моЩностей солей .
Еще больше она проявляется в геохимии солей , их в ещественном составе,
газово-жидких включениях и особенно ярко - в гидрагеохимической
зональности рассолов под солями. От аномальных зон разуплотнения , или,
как мы их называем, растяжения, в сторону за..rrе жи происходит изменение
содержания многих элементов и микрокомпонентов в солях. Максималь­
Sr, В, F, Mg , T i, Си, Мо и других при­
ные содержания рудных минералов
ходятел на крьшьевые части структур или межрифовые участки, где · про­
ходят зоны растяжения. Молочио -белые галиты с наибольшим содержанием
газовых включений полудугами окаймляют залежи в той крьшьевой части
структуры, IСОторая непосредственно примыкает в зоне растяжения. Там же
отмечается и наибольшее содержание редких и щелочных элементов в со­
лях . В сто рону залежи о т аномальных участков происходит и изменение
-
1 60
самого минерального состава солей. Таким образом, вырисовывается мине­
ралогическая зональность солей вокруг залежей, контролируемая аномаль­
ными сейсмоактивными зонами растяжения.
Синхронно с солями изменяется гидрагеохимия рассолов и их микро­
компонентный состав . В крьmьевых частях структур и особенно в нижних
частях разуrтотненных участков в рассолах закономерно увеличены содер­
жания Sr, В, S i, Mg и многих других элементов . С другой стороны залежи,
где отсутствуют зоны растяжения , такото явления не наблюдается. Изме­
няется также состав растворенных газов и битумов, температуры рассолов ,
пластовые давления и т.д. Максимальные значения аномально высоких
rтастовых давлений (АВПД) связаны с разуплотненными участками. Там
же в солях наиболее часто встречаются и рапопроявления.
В се говорит о том , что мы имеем дело с подводящими каналами вокруг
залежей, связанных с приразломной тектоникой и прежде всего с кольце­
выми и дуговыми разломами, наложенными на самые разнообразные
типы верхнеюрских известняков . Вблизи разуrтотненных зон в известня­
ках наиболее активно и глубоко проявляется химическая работа рассолов
и флюидов с выщелачиванием известняков , метасоматозом , отложением
рудных минералов и т.д.
Наряду с активными тектоническими зонами как подводящими кана­
лами при метасоматическом замещении известняков ангидритами, доло­
митами и другими минералами ведущую роль приобретает литофациальный
фактор, т .е. первичные структуры известняков . Именно они о бусловливают
все разнообразие вторичных структур ангидритов . Лучше всего замещают­
ся высокопористые биогермные типы, особенно оолитовые и комковато­
оолитовые известняки, широко распространенные на газанефтяных место­
рождениях. Внутри ангидритов и под ними обычно наблюдаются одни и те
же разности известняков . Не фациальные замещения, а именно вторичные
процессы солеобразования приводят к разделению залежей известняков .
В тех участках межрифовых зон, где отмечены наибольшие мощности
ангидритовых солей, в недавнем прошлом бьmи выдержанные пласты
известняков , протягивающиеся от одной структуры к другой на многие
десятки километров . Именно rтастовая выдержанная форма известняков
порождает rтастовую форму заключенных в них солей, в том числе и ангид­
ритовых реперов .
Коралловые постройки крайне редко встречаются в залежах, и не они
определяют форму "рифовых" тел . В основном это высокопористые био­
гермные известняки обычной rтастовой формы. в· дуговых и кольцевых
аномальных зонах разуплотнения и коралловые, и мшанковые, и оолито­
вые известняки одинаково легко замещаются ангидритами, и мы наблю­
дали их многочисленные остатки в сульфатных солях. Таким образом,
форма залежей обусловлена прежде всего новейшей тектоникой , связанной
с развитием кольцевых структур и внедрением по ним рассолов и флюидов ,
в том числе углеводородов .
На газанефтяных месторождениях между солями, рассолами и углевода�
родами наблюдается тесная пространствеиная связь с общими закономер­
ностями. Изменение геохимии солей, гидрагеохимии рассолов , геохимии
газов и углеводородов вокруг зон растяжения идет в основном в одну сто­
рону - в направлении развернутости дуги. Следовательно, по солям - как
1 1 . Зак.
202
1 61
хлоридным , так и сульфатным , по особенностям аномальных зон разуплот­
нения мы можем прогнозировать направления процессов миграций и солей,
и рассолов, и углеводородов и предсказывать , в какую сторону пойдет
формирование газанефтяной залежи. Оно всегда будет с тьmьной стороны
дуги или кольца, что хорошо видно на рис. 1 .
Каждое месторождение со своими особенностями поведения солей,
рассолов и битумов , в общем неповторимо. Углеводородньiе залежи все молодые, сформированные в несген-четвертичное время . Основная
миграция битумов в известняках происходила и происходит в новейшее
время, и все вторичные процессы минералообразования, сопровождающие
эту миграцию, - также мол:щые. Возраст крупных дуговых и кольцевых
разломов на всех тектонических картах района четко датируется как нес­
ген-четвертичный . Именно вокруг этих разломов группируются цепочки
и скопления газанефтяных месторождений, формирующих молодые под­
нятия.
Каждое поднятие объединено в единую геохимическую и гидрохимиче­
скую зону вокруг дуговых разломов, образующих своеобразные центры
соленакопления. Они отличаются от других центров структурными особен­
ностями солей, их мощностями, вещественным составом и геохимическими
особенностями. Внутри бассейна выделяется несколько зон соленакопле­
ния . Это прежде всего Денгизкульская аномальная зона, Аккумская, Кан­
дымская, Кемачи-Зекринская, Култакская, Адамташекая и др . На подня­
тиях концентрируются основные газанефтяные месторождения бассейна
с гидрагеохимическими аномалиями, повышенными температурами солей
и рассолов, зонами АВПД, максимальной минерализацией хлоридно-каль­
циевых и хлоридно-магниевых рассольных вод и т.д. В се факты говорят
о том, что молодые растущие поднятия Бухаро-Каршинекого бассейна это широко открытые книзу системы, где процессы солеобразования и
формирования углеводородных залежей далеко не закончены . Распреде­
ление рассольных вод на поднятиях и отдельных структурах подчинено
ярко выраженной вертикальной зональности, связанной с активно дейст­
вующими кольцевыми и дуговыми разломами, уходящими корнями,
скорее всего, в верхнюю мантию.
Это предположение подтверждается повышенным тепловым потоком
и наличием сквозной геохимической специализации на поднятиях , отражаю­
щей, по-видимому, гетерогенный состав верхней мантии и прежде всего
неомантии, изученной по проявлениям кайнозойских базальтов и базаль­
тоидав [Мушкин, 1 976 , 1 979] . В акцессорно-минералогической и геохими­
ческой специализации солей как бы сфокусированы особенности металло­
гении региона. Верхняя мантия юга-западных отрогов Гиссара характери­
зуется максимальной калиевостью и магнезиальностью , а также заметно
обогащена РЬ , Zn , Мо, В, F и другими элементами. Не поэтому ли здесь
в солях мы встречаем калийные залежи, повышенную доломитизацию,
свинцово-цинковую, борную, флюоритовую минерализации и точное отра­
жение злементов-примесей мантийного набора? В целом для изученных
солей Южного Узбекистана отмечены повышенные по сравнению с клар­
ками содержания типично мантийных элементов : Fe, Mg , Mn , Ti и др.
Мы предполагаем, что соли есть продукт выноса большого количества
щелочей; щелочноземельных и разнообразных флюидов , в том числе угле·
1 62
водородов, из глубинных очагов и в первую очередь из щелочных базаль­
тоидньiх магм. Пространствеиная и в ременная связь солей с Карбонатитами
и щелочными базальтоидными магмами хорошо прослеживается в долго­
живущих рифтовых зонах: Восточно-Африканском, Центрально-Европей­
ском рифтах, Рейнском и Днепровеко-Донецком грабенах и др.
Проблема выноса щелочей и прочих элементов , формирующих соли,
чрезвычайно сложна. Поскольку речь идет о мантийных источниках, основ­
ные пути миграции в зонах растяжения будут сходны с проявлениями
магматических процессов . Штокавые соли и диапиры, видимо, связаны
с проникновением по ослабленным зонам расплавов , большая часть солей
выносится в виде рассолов , не исключен прямой возгон NaCl и вынос
щелочей в виде газообразных струй и пареобразных смесей, что фиксирует­
ся большим количеством газообразных включений в солях преимуществен­
но азотно-углекисло-углеводородного состава, повышенными концентра­
циями гелия в газах и рассолах, наличием пениетого галита и пенистой,
насыщенной газами рапы в соленосных отложениях и другими факто­
рами.
Анализ всей несген-четвертичной истории региона, а также профилей,
структурных карт и вещественного состава солей показал , что формирова­
ние верхних и нижних солей связано с разными нестектоническими цикла­
ми . Первое внедрение солей и рассолов в высокопористые верхнеюрские
известняки под мощный карабильский водаупор произошло в среднем
миоцене, когда началась широкая тектоническая перестройка региона.
В дальнейшем наращивание �олей происходит в основном снизу, и разделе­
ние солей на верхние и нижние, на отдельные пачки хорошо увязывается
с периодами активизации и затухания нестектонических процессов не
только в пределах бассейна, но и на соседних территориях. В миграциях
солей отражены глобальные процессы , проявленные на территории всего
Средиземномареко-Гималайского пояса.
Решающую роль в сложном процессе вертикальной миграции солей
играют термабарические и физико-химические явления и прежде всего
резкое снятие напряжения в системе при попадании рассолов и флюидов
из областей колоссальных подкоревых давлений, измеряемых тысячами
атмосфер, в область поиижеиных давлений верхнеюрских коллекторов .
Зоны АВПД в бассейне всегда совпадают с зонами галитового солеообразо­
вания вокруг разломов , и, скорее всего, АВПД являются остаточными.
Предположение о разгрузке мантийных рассолов и флюидов в верхне­
юрский бассейн по глубинным разломам трудно допустить по многим при­
чинам. Во-первых, структурный план солей в целом по бассейну и на отдель­
ных месторождениях четко контролируется нестектоникой и подчиняется
кольцевым и дуговым разломам несген-четвертичного возраста. Во-вторых,
палеегеографические и палеома:гнитны� реконструкции региона с позиций
новой глобальной тектоники показываiот, что изученный бассейн находился
гораздо южнее и представлял собой шельфовую зону теплых тропических
морей, открытых в сторону расширяющегося океана Тетис. Существование
морского режима сохраняется в раннем и позднем мелу и подтверждается
многими факторами, в том числе хорошей отсортированностью и отмучен­
ностью терригеиного материала, обилием карбонатных прослоев , наличием
биогермных построек в раннемеловых отложениях и т.д.
1 63
Наличие офиолитового пояса по южной окраине бассейна (Герат, Гниду­
куш, Памир) с фиксированными следами мощных проявлений палеагено­
вого и неогенового вулканизма свидетельствует о замыкании океаниче­
ского бассейна в регионе не раньше среднего миоцена, когда произошло
столкновение Индийской и Евро -Азиатской плит. Тогда же началась текто­
ническая перестройка региона, с которой теснейшим образом связано
внедрение солей и формирование газанефтяных месторождений.
Мы приходим к выводу, что соли газанефтяных месторождений Южного
Узбекистана - молодые наложенные миоцен-четвертичные образования
и процессы формирования соленосных, рассольных и углеводородных
залежей едины . Это открывает принципиально новые пути поисков и прог­
нозирования солей, рассолов и связанных с ними полезных ископаемых,
в первую очередь месторождений нефти и газа.
ЛИТЕРАТУРА
· Бабаев
А .Г. Г еотектоническая история Западного Узбекистана и региональные
закономерности размещения ско!D1ений нефти и газа. Л.: Недра, 1 966. 2 1 5 с.
Бабаев А .Г. , Раубходжаева Т. С. Соляно-ангидритовая формация юга-восточной
части Б ухаро-Хивинской области и ее роль в формировании залежей нефти и газа.
М . : Недра, 1 9 72. 2 1 7 с .
Бескровный Н.С. Нефтяные битумы и углеводородные газы, как спутники гидро­
терм альной деятельности. Л . : Недра, 1967. 198 с.
Б ухаро-Хивинская нефтегазоносная область. Ташкент: Изд-во АН УзССР, 1 96 3 .
1 84 с .
Гаврилюк М.Г. О иревращении карбонатных пород в сульфатные при участии н еф­
тяньiх вод и газов (на примере Адам·ташского м есторождения) . - дАН УзССР, 1 96 7 ,
N Q 1 2, с. 2 1 - 25 .
Гаврилюк М.Г. , Ибрагимов Д. С. Зоны растяжения на границах сходящихся ID1ИT
и их роль в формировании гидрагеохимической зональности артезианских бассей­
нов. - В кн. : Итоги изучения региональных гидрогеологических и инженерно-геологи­
!-'сских процессов в осадочном чехле молодых IU1ИT. М . : Наука, 1 983, с. 1 5 - 2 1 .
Гаврилюк М.Г., Ширматова М.А . Влияние крепких и сверхкрепких рассолов на зпи­
генетические иреобразования карбонатных пород. - Тр. ГидроинГео, 1 98 1 , вып. 5 ,
с. 60-69.
Доленко Г.Н. Геологические, геофизические и геохимические данные мантийного
происхождения нефти и газа. - В кн . : Г еологические и геохимические основы поисков
нефти и газа. К иев : Наук. думка, 1 9 8 1 , с, 2 3 - 36.
Кротова В.А . Связь тектонических и гидрогеологических факторов и их влияние
на размещение зон нефтегазонакопления. - В кн.: Т ектонические факторы размеще­
ния зон нефтегазонакопления. Л . : Наука, 1 979, с. 96- 1 2 1 .
Кудрявцев Н.А. Глубинные разломы и нефтяные месторождения, Л . : Гостоптехиз­
дат, 1 96 3 . 2 1 0 с.
Лучников В. С. В ерхнеюрская галогенная формация юго-востока Средней Азии. В кн . : Особенности строения осадочных формаций. Новосибирск: Наука, 1 9 82 , с. 1 9 -
33.
Муш кин
156 с.
Мушкин
И.В. П етрология верхней мантии Южного Тянь-III аня. Ташкент: Фан,
1 9 79 .
И.В., Ярославский Р.И. Новое свидетельство мантийной природы пироксе­
нитовых в ключений в щелочных базальтоидах Южного Тянь-III аия, - дАН СССР,
1 9 76 , т. 229, NQ 2, с. 1 64- 1 69 .
Петров Н.П. Строение гаурдакской свиты в юго-западных отрогах Гиссарского
хребта. - ДАН УзССР, 1 949, NQ 3, с, 1 3- 1 8,
Седлецкий В.И., Попов В.С., Деревягин В.С., Пилипчук А .П. Геологическое строе­
ние, калиеносность и условия образования в ерхнеюрских и меловых соленосных
1 64
отложений юга СССР, - В кн . : Проблемы соленакоrmения. Новосибирск: Наука, 1 9 7 7 ,
Т.
1 , С, 270-285 .
Троицкий В.И. В ерхнетриасовые и юрские отложения Южного Узбекистана. Л , :
Недра, 1 96 7, 2 15 с .
Уклонекий А .С. П арагенезис серы и н ефти, Ташкент: Узб. фил, А Н СССР, 1 940.
248 С,
Уклонекий А . С., Гаврилюк М.Г. К геохимии серы в осадочных породах . - ДАН
УзССР, 1 969, N2 9, с, 8 - 1 6 .
УДК 5 5 1 ,243 .03 ; 5 5 1 . 7 3 2 . 2 (5 7 1 .5 3)
Г. Е.Кузн.ецов, Д, А . Власов
РЕЖИМ РАЗВИТИЯ РАЗЛОМОВ
НЕПСКОГО КАЛИЕНОСНОГО РАЙОНА ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ
В РАННЕКЕМБРИЙСКУЮ ЭПОХУ
Как известно , разломы являются важнейiiШми элементами земной коры ,
контролирующими размещение месторождений полезных ископаемых.
Часто они способствовали конседиментационному прогибанию таких отри­
цательных платформенных структур, как грабены, рифты, авлакогены,
краевые прогибы и др., характеризующихся относительно длительным
тектоническим развитием и накоплением мощных галогенных формаций
с залежами различных солей [Иванов , 1 979] . Возможно, разломы являлись
также путями, проводящими из недр Земли к ее поверхности термальные
рассолы с высокими концентрациями S, солей и других соединений [Созан­
ский, 1973] '
Кроме того, разломы нередко контролируют минеральный состав полез­
ного ископаемого. В частности, в пределах калийной залежи Верхнекам­
ского месторождения разломы фундамента северо-западного простирания,
несогласующегося со строением геологических полей месторождения
в целом , к онтролируют появление значительных по размерам блоков
"пестрых" сильвинитов , выявляемых среди карналлитовых пород [Мягков
и др ., 1 979] .
Формирование соляных толщ в ряде соленосных бассейнов мира синхро­
низировалось с эпохами и фазами активного тектонического их развития
[Созанский, 1 973] и сопровождалось возрождением или усилением в это
время движений блоков земной коры по разломам . Поэтому важное прак­
тическое значение приобретает выявление конкретных характеристИк ·режи­
ма развития разломов по комiИексу геолого-геофизических параметров .
Эти характеристики могут быть использованы как косвенные признаки
наличия и особенностей распределения солей в галогенных толщах .
Обобщенной формой таких характеристик может служить· динамический
режим их развития в период осадконакопления . При этом основным пара­
метром количественной оценки режима развития разломов в отдельные
геологические эпохи является горизонтальный градиент мощности осадков ,
накопленных в соответствующий период . С учетом этого параметра разло­
мы по степени их выраженнести в тех или иных отложениях чехла подраз­
деляются обычно на две категории [Гаврилов , 1975 ] : 1) отчетливо (2530 м/км) и 2) '?lабо (до 20 м/км) выраженные.
1 65
Однако оценка динамического режима разломов по горизонтальному
градиенту мощности отложений затрудняет срав�:�ение действительной
интенсивности их про�вления в разновременные геологические периоды
развития регионов . Поэтому при анализе мощностей необходимо использо­
вать либо разные по длительности периоды осадконакопления, либо опре­
делять приращение мощностей отдельных стратиграфических комплексов
пород, отнесенных к среднему времени их формирования. В первом случае
необходимо детальное расчленение разреза, что часто невозможно из-за
отсутствия необходимых геолого-геофизических данных. В связи с этим
наиболее приемлемым представляется второй вариант количественной
оценки динамического режима - по величине приращения мощности осад­
ков в приразломной зоне за 1 млн. лет, характеризующей скорость диффе­
ренцированных перемещений блоков по разрьmу в определенные геологи­
ческие эпохи . Ее определение может быть проведено на . основе анализа
геологических и сейсмических материалов , используемых при изучении
распределения мощностей, фаций и структурно-тектонического положения
отдельных стратиграфических комплексов пород.
При этом следует заметить, что в ряде случаев· динамика разломов не
может быть определена достаточно надежно по разности мощностей отло­
жений в приразломной зоне . Это связано с наложением на локальные изме­
нения мощности отложений проявлений соляной тектоники, влияния со­
седних разломов с наиболее интенсивным развитием в данную эпоху и дру­
гих факторов . В таких зонах наложение различных факторов , часто затруд­
няющее анализ режима развития разломов в период осадконакопления,
может быть ослаблено путем осреднения приращеннй мощности отложений
на всем протяжении разлома.
Учитывая изложенное и то, что наиболее значительные изменения мощ­
ности отложений отмечаются в полосе lllli pинoй 1 0-20 км [Гаврилов ,
1975] по обе стороны от разлома, особенности осадкенакопления в этой
приразломной зоне, очевидно, будут обусловлены преимущественно дина­
микой развития разлома. Поэтому для характеристики режима развития
разломов в отдельные периоды формирования осадочной толщи предла­
гается использовать величiЩу а к т и в и з а ц и и разломов . Под активи­
зацией нами понимается процесс возобновления или возрождения (усиле­
ния) тектонических движений по плоскости разрывов , отражающий особен­
ности глубинного развития тектонесферы в стабилизированных участках
земной коры. В качестве количественной характеристики активизации
может быть принято приращение мощности осадков на смежных блоках
за 1 млн . лет. При этом активизация (А , м/млн. лет) разлома, численно
равная приведеиной мощности отложений в отношении к среднему врем�ни
их накопления, мо �ет быть вычислена по формуле :
А=
дН
Т '
­
где дН разность мошности отложений соответствующего стратитрафиче­
ского интервала пород на смежных блоках, разделенных разрьmом; Т
среднее время накопления отложений , определяемое по геохронологиче­
ским данным.
�
-
1 66
Таблица 1 .
Абсолютный возраст пород ушаковекой свиты
н ее аналогов, млн. лет
Геогр�фическое положение, литературныи источник
Иркутское Присаянье, р. Ольха
[Соляная . . . , 1 9 7 3 ]
Прибайкалъе, р. Куртун [Анисимова,
Егоров, 1976]
Иркутский амфитеатр [Анисимова,
Титоренко, 197М
1
С вита
Место отбора
образца
Возраст
Ольхинекая
в .ч.
н.ч .
в .ч.
н.ч.
с.ч.
626
687
553
664
664
У шаковекая
П р и м е ч а н и е. В.ч., с.ч., н.ч. - соответственно верхняя, средняя и нижняя части
свиты.
При изучеюm режима развития разломов Непского калиеносного района
Восточно-Сибирского соленосиого бассейна разность мощностей отложений
Ы! стратиграфических интервалов пород кембрийскоговозраста определя·
лась с помощью структурных карт по кровле литвинцевской, ангарской,
булайской, бельской, усальекой и мотекой свит, составленных в разные
годы под редакцией К.А.Савинского и М.М.Мандельбаума по материалам
сейсморазведки и бурения. В геохронологическом же отношеюm район
изучен недостаточно. Существует ряд вопросов , нерешенность которых
осложняет стратиграфическое расчленение и определение времени накопле­
ния тех или иных толщ. Поэтому среднее время накопления отложений
ряда стратиграфических подразделений, приведеиное в данной работе и
определенное по результатам исследований абсолютного возраста пород,
носит приближенный характер и нуждается в дальнейшем уточнеюm .
Имеющиеся в настоящее время оценки абсолютного возраста кембрий­
ских отложений распределены по разрезу крайне неравномерно. Они позво­
ляют оценить лишь возраст пород на контактах отложений ушаковекой
и мотекой свит, мотекой и усольской свит, зеледеевского и наманекого
горизонтов, верхоленекой и нлгинской свит, а также верхнего кембрил и
нижнего ордовика.
О пределения абсолютного возраста пород ушаковекой свиты и ее анало­
гов приведены в табл. 1 . Из табл. 1 видно, что возраст ушаковекой свиты
и ее аналогов определен в Пределах от 553 до 687 млн. лет в заюrсимости
от места отбора образцов [Соляная .. , 1 973; Анисимова, Егоров , 1 976;
Анисимова, Титоренко , 1 9761 . По этим же материалам возраст мотских
осадков оценивается в пределах 570-609 млн. лет, что позволяет опреде­
лить абсолютный возраст контакта ушаковекой и мотекой свит в
625 млн. лет.
Контакт мотекой и усольской свит можно датировать в 590 млн. лет,
поскольку возраст песков (по rлауконнту) , залегающих в основании усаль­
екой свиты, оценивается в 556-557 млн. лет [Анисимова, Егоров , 1 976] ,
а возраст среднемотских отложений по скв . 72 Иркутского амфитеатра
составляет 5 73-608 млн. лет [Анисимова, Титаренко, 1 976] . Вероятность
.
1 67
такой датировки этого контакта косвенно подтверждается определениями
возраста калийных солей, залегающих в низах усальекой свиты, который
С .И .Тарасевич с соавторами [ 1 9 7 1 ) датируют в 575-590 млн. лет, а
З .М .Анисимова, Ю.И .Егоров [ 1 976] и Т.Н.Титоренко [Анисимова, Титарен­
ко, 1 976] - в 550-569 млн. лет.
Возраст контактов нижнего и среднего, среднего и верхнего кембрия,
кембрия и ордовика устанавливается соответственно в 545 , 5 1 5 и 480 млн.
лет [Афанасьев , .Зыков , 1 975] . Следовательно, общая продолжительность
кембрийского периода составляет 1 1 0 млн . лет, что не противоречит новым
определениям возрастных границ в пересчете на уточненную постоянную
распада по глаукониту А [Фирсов , 1978] .
Абсолютный возраст контактов свит кембрия, размещенных между
установленными реперами в подошве усольской (590 млн. лет) и литвин­
цевской (545 млн. лет) свит , может быть оценен по косвенным признакам.
В качестве таковых нами использованы сведения об относительных изме­
нениях максимальных и минимальных мощностей отложений бельской,
булайской и ангарской свит с учетом соотношения в них пород карбонат­
ного состава. Если датировка калийных солей в 550-5 65 млн. лет позво­
ляет еще установить абсолютный возраст кровли усальекой свиты
в 570 млн. лет, то Геохронологические диапазоньr бельской, булайской и
ангарской свит кембрия определены нами приближенно по указанным
косвенным признакам и представлены в табл. 2 .
Таким образом, при определении активизации разломов Непского калие­
носного района может быть принято соответствующее среднее время накоп­
ления отдельных стратиграфических комплексов пород:
Свита
Время накопления,
млн. лет
Литвинцевская (lt)
Ангарская (an)
Булайская (Ь/)
Бельская (Ьls)
Усолъская (us)
20
5 .
8
12
20
СреДние величины активизации разлома, определенные для каждого
стратиграфического интервала, относились к концу соответствующего .
периода осадканакопления и использовались при построении графиков
активизации для всех значительных разрывов Непского калиеносного
района. Анализ режима развития. выполнен для 22 разрывных нарушений и
их фрагментов, выделенных по комплексу геолого-геофизических харак­
теристик. Практически бьmи составлены графики динамического развития
разломов различной ориентации, протяженности и глубины заложения.
Принцип построения графиков активизации разломов во времени сво­
дился к след�щему. Каждое разрывное нарушение рассекалось вкрест
простирания профилями на расстоянии до 1 О к м друг от друга. По этим
профилям определялась величина активизации для каждого стратигр афи­
ческого уровня. По оси абсцисс откладывалось абсолютное время в
млн. лет, по оси ординат - приведеиная мо щность отложений в отношении
к среднему времени осадканакопления (активизация разлома - А) . Зна­
чения активизации разлома в отдельные отрезки кембрийского периода
1 68
Таблица 2
Абсолютный возраст контактов и продолжительность осадконакоплення
страmrрафических комплексов кембрийских пород, млн. лет
С вита
Отдел
ез
Илmн ская
Верхолене кая
Возраст
t--·
мак сималь нан
Мощность, м
ми ни -
м альная
ПроДолжительность
о садконакоnпения
Возраст
карко итакбонат- то в
НЬ!Х
nород
480
1 Афанасьев,
Зыков,
1 975 ]
4 80
515
[Афанасьев,
Зыков,
1 97 5 ]
515
35
10
5 25
f:t -2
Литвинцевекая
1 00
100
1 00
800
400
30
150
100
100
545
Ангарская
[ Фирсов,
1978 ]
20
545
5?
5 50?
Б у:тайская
Бельская
v
1
8?
558?
500
300
1 30
5 75
Усольекая
[ Иванов,
1979]
590
Мотек ая
[ Фирсов,
1978 ]
625
12?
5 70
900
400
60
20
5 90?
35
625
[Анисимова,
Егоров,
1 976 ; Анисимова,
Тнтi!ренко,
1 9 7 6 ; Соляная . . . ,
1 97 1 ]
использовались затем при построении осредненных графиков А
[(Т) для
каждого разрывного нарушения и статистических графиков активизации
разломов различных типов (рис. 1) .
Сравнительный анализ rраф�ков активизации позволил классифици­
ровать разломы Непскоrо калиеносного района по режиму развития в
раннем кембрии на две основные груп пы : пассивные и активные (табл. 3) .
К группе пассивных относятся разломы, формирование которых, вероят­
но , происходило в ранние или поздние периоды развития района. Э ти раз=
1 69
А, мjмлн. лет
щ;
Т,млн. лст
Рис. 1. Статистические графики активизации разломов Непско-Гаженского района в
раннем кембрни
Классы разломов: 1
nассивных, 2-3 - активных и ирерывистого развития с
максимумом активности в б улайское (2) и ангарское (3) время, 4 . - активных не­
прерывного развития с максимумом активизации в ангарское в р емя
-
ломы, развитые в области сочленения Волоконекой и Соснинекой зон
дислокаций, не находят четкого выражения в характере распределения
мощностей кембрийских толщ. В кембрийский период движения блоков
земной коры, разделенных этими разломами, очевидно, не проявлялись.
Группа активных разломов представлена разрывньпvш нарушениями
преимущественно длительного развития. Разломы, отнесенные к этому
классу, интенсивно проявлялись в той или иной мере в течение почти
всего раннего кембрия. В зависимости от особенностей их проявления,
класс активных разломов длительного развития подразделяется на два
подкласса: 1) разломы непрерывного и 2) разломы прерывисrого раз­
вития.
Активные разломы подкласса непрерывного развития характери­
зуются интенсивным конседиментационным проявлением в ангарское
время. Для активных разломов подкласса прерывистого развития харак­
терна смена этапов интенсивной активизации относительно пассивными
эпохами. В зависимости от этого разломы прерывистого характера разви­
тия подразделены на два типа ....: раннего и неоднократного .(многофазного)
интенсивного проявления.
А ктив н ы е разломы дли тел ьного непреры вного развития формирова­
лисъ в течение всего кембрийского периода. Их активизация превышала в
в эту эпоху 1 0 - 1 5 м/млн. лет. Наиболее интенсивно они_развивались в сред­
нем кембрии. Активизация этих разрывных нарушений в ангарское время
достигала в среднем 35 м/млн. лет. В более ранние и поздние эпохи отме­
чалось уменьшение их активности. На фоне этого общего снижения актив­
ности разломов непрерывного развития наблюдался этап более резкого
уменьшения интенсивности их проявления в литвющевское время. На
протяжении же остальных отрезков кембрийского периода развития Неп­
ского района разломы непрерывного проявления оставались активными
и о казывали влияние на формирование мощностей и фаций осадков.
Наиболее характерными разломами этой категории являются Букта170
Таблица 3
Классификация разломов Непс�ого калиеносного района
по режиму их развития в раннем кембрии
Груnпа
Класс
Подкласс
Тип
В ре мя
про явле Пассивные
ния акэпохи
т ивизации·
Пассив­
ные
Непре­
рывного
развития
Активные
Длитель­
ного
развития
Прерьшисраз­
ТОГО
ВИТИЯ
Раннего
интенсив ного
проявления
Неоднократного (мiloгофазного)
интен­
сивного
проявления
лигаре­
кое
Усоль­
екая,
литвин­
uевская
Б улайское
То же
Н аименов ание разлом ов
Ярактинский, Бук­
та-Чандоканский,
Гиллон-Гульмок­
ский
Гирам-Гайский, Чам­
бетский, К ийский,
Суриндский, Су­
рингда-Непский,
Немуйский, Чандо­
кап •Непский, Неп­
ский, Б укта-Неп­
ский, Поймыгский,
Болванинский, Непо­
Гаженский
Чандоканский , Кий­
ский, Чангильский
Белье­ БулайБольшой Тирский,
екая,
ко е
Кия-Чамбетский,
ангарс- ангарская Букта-Чандоканский,
кое
Гаженекий
,
Непский, Поймыгский , Болванинский, Непо-Гаженский и другие разрывы
северо-западной и субмеридиональной ориентации, а также трансформные
разрывные нарушения субширотной ориентировки - Сурингда-Непский
и другие (рис. 2) . Разрывные нарушения непрерывного развития приуро­
рочены к участкам дифференцированных тектонических движений земной
коры в пределах Чандоканской, Соснино-Гаженской, Гаринда-Чамбетской
систем ( зон) разломов.
И сториЯ формирования активн ых разломов дл ител ьного прерывистого
развития характеризуется отдельными интенсивными периодами их
проявления, чередующимися с эпохами резкого спада активности.
Разломы прерывистого развития раннего интенсивного _ конседимента­
ционноrо проявления активно формиравались в булайское время.
В , бельекое и ангарское время наблюдался резкий спад их активности,
а в усальекое и литвющевское время они почти полностью прекращали
развитие. Активизация разломов этого типа в период интенсивного их
проявления (булайско·е время) достигала в среднем 45- м/млн. лет.
1 71
�2
�
��� 4 j_,.,.,"'J s С2J в
/�';1 7 0 в � 9 [OJ ro [_CJ] tt
Рис, 2. Схема соnоставления разломов Нелеко-Гаженского района с участками разви­
тия солей различного состава
1 - выходы в од выщелачивания, гидрохимические показатели которых указы­
в ают: а - на отсутствие солей, б - на присутствие сильвинитов, в - на присутствие
карналлито в ; 2 - нефтепоисковые и разведочные скважины: а - не вскрывшие
пластов и проявлений калийных солей, б - вскрывшие сильвиниты по данным гео­
физики и опробирования керна, в - вскрывшие к арпаллиты по данным геофизики и
опробирования керна, г - вскрывшие сильвиниты и карпаллиты по геофизическим
данным; 3 - разрывные проявления соляной тектоник и по сейсмическим данным в
отложения х : а - булайской, ангарской, литвинцепекой свит, б - ангарской и литвин­
цепекой свит; 4 - пликативные проявления соляной тектоники: а - с ядрами, вы·
ходящими на дневную поверхность, по данным геофизики и геологической съемки.
б - с погр ебеиными ядрами по геофизическим данным; разломы по геофизическим
данным: 5 - пассивные в раннем кембрии, 6 - не у становленного режима развития;
активные разломы в раннем кембрии: 7 - прерывистого развития с максимумом
активизации (а -. в булайское, б - в ангарское вр емя) , 8 - непрерывного развития
с максимумом ак тивизации в ангарское время, 9 - зоны разломов по электроразве-
В бельекое и ангарское время она снижается до 1 5 -20 м/млн. лет. Харак­
терными разломами этого типа являются Чандоканекий и Чангильский
разрывные нарушения.
Разломы ирерывистого развития несднократного (многофазного)
интенсивного проявления развивались преимущественно в две кратко­
временные тектонические эпохи : в бельекое и ангарское время. В эти
периоды происходило возрождение подвижек по разрывным наруше­
ниям, выразившиеся в диффереiЩИрованных подвижках разделенных
ими блоков земной коры. Активизация разломов этой категории в первую
тектонически активную эпоху превышала в среднем 20 м/млн. лет, а во
вторую - 30 м/млн. лет. Этапы пассивного проявления этих разломов
вплоть до прекращения их развития наблюдались в булайское и литвин­
цевское время. В усельекое время отмечалось общее снижение актив­
ности разломов данного типа. В это время их активизация не превы­
шала 15 м/1\mн. лет. Характерными представителями разломов этой
категории являются : Большой Тирский, Кия-Чамбетский, Б укта-Чанде кан­
ский и Гаженекий разрывные нарушения.
Таким образом, анализ особенностей развития разломов Непского
калиеносного района позволяет отметить, что большинство разрывных
нарушений здесь активно развивалось в кембрии. Для района в целом
характерно многообразие этапов усиления и возрождения или возобнов­
ления движений блоков земной коры по разломам. Графики активизации
разломов во времени свидетельствуют о неоднородности геологичес­
кого развития отдельных площадей района, позволяют выделить эпохи
активного и пассивного развития разломов и количественно оценить
интенсивность их проявления в различные этапы формирования кембрий­
ских отложений. Эти графики отражают несинхронность развития разло­
мов различного простирания и даже отдельных фрагментов протяженных
разрывных нарушений. Последнее, очевидно, обусловлено наложением
тектонических движений в узлах пересечения разломов различного направ­
ления .
Однако при всем разнообразии этапов интенсивного проявления разло­
мов Непского района изучение о бщих закономерностей их развития в
кембрии было осуществлено на основе статистической оценки их активи­
зации . Эта оценка заключалась в определении процента разрывных нару­
шений (п, %) активно развивавшихся в отдельные отрезки кембрийского
периода, и построении графика статистической оценки активизации разло­
мов района. По оси абсцисс этого графика откладывалось абсолютное
время ( Т, в млн. лет) , а по оси ординат - количество разрывов (в %)
соответствующего периода осадканакопления (рис. 3) .
,
дочным данным (а - резкого nогружения фундамента, б - трещиноватости nород
ос адочного чехла) ; контуры nлощадей развития калийных солей: 1 0 - в гаженекой
(шестой S6 [Чечель и др., 1 97 7 ] ) соленоеной nачке, 1 1 - в nачке засоленных анпщри­
тодоломитов и каменных солей (третьей S 3 [Там же 1 )
Наименование разломов (цифры в кружках) : 1 - Большой Т ирский, 2 - Гирам-Гай·
ский, 3 - Чамбетский, 4 - Кия-Чембетский, 5 - Ярактинский, 6 - Кийский, 7 Суриндский, 8 - Букта·Чандоканский, 9 - Чандоканский. 1 О - Чангильский, 1 1 Гиллон-Гульмокский, 1 2 - Немуйский, 1 3 - Чандокан-Неnский,
14 - Неnский, 15 Б укта-Неnский. 1 6 - Поймыгский, 1 7 - Болванинский, 18 - Су рингда-Н еnский,
1 9 - Неnо-Гаженский, 2 0 - Гаженекий
1 73
n, /.
Рис. 3.
lt
ап
!Jl
us
Т, млн. лст
График статистической оцеик!f активизации разломов Непско-Гаженскоrо
района в ранкем кембрии
Условные обозначения см. в табл. 3
Из этого графика видно, что разломы изученного района характери­
зуются преимущественно двумя тектонически активными эпохами� Для
преобладающего больiШ!нства разломов (более 90%) характерно усиле­
ние или возрождение (возобновление) конседиментаци:онных движений
IIO ним блоков фундамента в ангарское время. В более ранние периоды
кембрия на фоне общего спада развития разломов калиеiЮсного района
дll я · 72% разрывных нарушений выделяется тектонически активный этап
в бельекое время. Литвющевское время характеризовалось резким зату­
ханием тектонической жизни района. Следовательно, в целом разломы
Непского калиеносного района бьти активными в раннем кембрии и
характеризовались прерьrвистым развитием неоднократного конседи­
ментаци:онного проявления.
На рис. 2 приведено сопоставление результатов изучения разломов
Непского района с участками развития солей различного состава, установ­
ленными по выходам вод выщелачивания, по данным геофизических
исследований нефтепоисковых, разведочных И по керну калиепоисковых
скважин. По материалам этого сопоставления составлена табл. 4.
Из табл. 4 видно, что с пассивными разломами Непского калиенос­
ного района связаны преимущественно участки развития солей кариал­
литового состава в пачке засолоненных ангидрито-доломитов и камен­
ных солей ( пачке S , по Э.И. Чечелю и др. [ 1977 ] ) верхней ангарской
3
подсвиты. К разломам прерывистого развития в кембрни тяготеют кариал­
литовые породы в разрезах пачки S и гаженекой · (шестой - пачке S 6 ,
3
по Э .И. Чечелю и др. [ 1977 ] ) пачке ангарской свиты. Скважины, вскрыв­
шие, по данным геофизики и опробования, сильвиниты, а также выходы
вод выфелачнвания, гидрохимические показатели которых указывают
на присутствие солей сильвинитового и сильвинит-карпаплитового состава,
располагаются в основном в ареале действия разломов непрерывного
развития с максимумом активизации в ангарское время.
Эти особенности размещения калийных солей могут быть использованы
при прогнозиров ании площадей преимущественного развития сильвинитов
и карналлитовых пород в гаженекой и третьей соленоеной пачках ангарской
1 74
Табли ца 4
Распределение солей снльвнннтовоrо (А) н каркаллитового (Б) состава
в ареале действии разломов
Непскоrо калиеиосооrо района 0 -5 , 5 -10 км
НаименованИе
разлома
Количество выходов вод выщелачивания с присутствием солей
Режим
развития
А
разлома
Б
в кембрии
0 -S
Ярактинский
rиллон-ГулъмокСКНЙ
Букта,Чандоканский
(юго-восточный
фрагмент)
Кия-Чамбетскнй
Кийский (юго-восточный фрагмент)
Гулъмокскнй
Аянскнй
Букта-Чандоканский
(северо-западный
фрагмент)
Гаженекий
Чамбетский
Суринщскнй
Непский
Букта-Неnскнй
Поймыгскнй
Непо-Гаженскнй
Суринrца�епский
-
Пассивный
-
"
-
Прерывис- ТЫЙ
"
"
"
"
1
S -1 0
-
0 -S
-
-
1
-
•
А
1
Б
-/ 1
- /2
1 /1
1 /-
-/ 1
2/2
2/ 1
-
1 /2
1 /1 /-
1/3
-
-
-
2/1
- /4
-
-
-/ 1
-
-
-
1 /1
-
-
-
2 /-
1/1 /1 /-
-
1 /-
1
0-S
0-S
0 -S
-
-
-
-
-
-
-/ 2
1/1
-
-
-
-
Henpepьm- НЫЙ
"
"
"
"
"
1
"
-
3
-
2
-
1
1
1/1/-
-
1 /-
1 /-
2/ 1/-
-
-
-
1/1 /-
1
-
-
3/1
1/-
1/1/1 /-
1 /-
1
-
1 /1 /1 /2
-/2
-
1 /1/ 1/-
"
-
-
1
-
-
-
-
-
-
-
1 /1 /2
-
1/-
Пустые
А + Б
S - 10
5 -10
S -10
-
1
Количество скважин, вскрьmumх в шестой (числитель) и третьей
(знаменатель) пачках соли
-
-
-
1/-
1
S-10
0-10
1 /1
3
- /1
1 /1 /-
6
3
2/ -
1 /1/-
свиты Нелекого бассейна. В частности, участки распространения сильвини­
тов и сильвинит-карналлитовых пород могут контролироваться разломами
непрерывного развития в кембрии главным образом северо-западного
простирания, не согласующегося со строением геологических полей изучен­
ного района.
ЛИТЕРАТУРА
Анисимова З.М., Егоров Ю.И. Радиолого-геофизическая характеристика горных
пород Восточного Саяна, Западного Прибайкалья и Байкало-Патомского нагорья. В кн. : Определение абсолютного возраста рудных месторождений и молодых магма­
тических пород. М . : Наука, 1 9 7 6 , с. 1 5 6 - 1 6 1 .
АнисимОва З.М., Тh торенко Т.Н. Радиологические данные о пограничных слоях
поздн его докембрия и кембрил складчатого обрамления Сибирской rтатформы. ГeoлolWI и геофизика, 1 9 76 , N� 5 , с . 1 0 7 - 109.
АфанаС!J·ев Г.Д., Зыков С.И. Геохронологическая шкала фанерозоя в свете новых
значений постоянных распада. М . : Наука, 1 9 7 5 , с. 4 8 -5 4 .
Гаврилов В.П. Влияние разломов на формирование зон нефтегазонакоrтения.
М . : Недра, 1 9 75 . 2 7 2 с;
Иванов А А . Региональные и локальные закономерности раз мешения ископаемых
меtторождений калийных солей. М . : Недра, 1979. 32 с.
Мягков В.Ф., Кудря шов А.И., Янин В.Н. , Бровченко О.Ф. Эволюция минераль­
ного и химического состава солей калиll:ноtt залежи Верхнекамского мест6рожде­
ния. - В кн. : Соленосные формации и практическое значение их изучения : Тез. до кл .
11 В'сесоюз. солевого совещания. Новосибирск: Наука, 1979 , т. 2 , с . 1 64 - 1 70.
Сазанекий В.И. Геология и генезис соленосных образований. Киев : Наук. думка,
1 9 7 3 . 200 с .
Соляная тектоника Сибирской rтатформы. Новосибирс к : Наука, 1 9 7 3 . 1 6 1 с .
Тарасеви ч С.И., Цахновский М.А . , Чечель Э.И. и др. Новые данные по определению
абсолютного возраста капийной соли Сибирской rmатформы. - ДАН СССР, 1 9 7 1 ,
т. 1 9 9 , NЦ, с . 905 -908.
Фирсов Л.В. Примеры неоднозначного датирования из нижн его кембрия. - Гео­
логия и геофизика, 1 9 7 8 , N� 4, с. 2 4 -30.
Чечель Э.И., Машови ч Я.Г., Гилев Ю.Г. Закономерности строения соленосных
отложений кембрил юга: Сибирской rmатформы. М . : Недра, 1 9 7 7 . 1 44 с.
УДК 5 5 3 .6 3 2 .04 : 5 5 0. 8. 05 (571. 5 3 )
С.А . До/Сучаев,
Г.Е.
Кузнецов,
Г.А .
Шагеев
ГЕОЛОГО�ЕОФИЗИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПРОГНОЗА
И ПОИСКОВ КАЛИЙНЫХ СОЛЕЙ
В ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ
В кембрийской галогенной формации юга Сибирской платформы ком­
IUJексными геолого-геофизическими исследованиями последних лет выяв­
лен Непский калиеносный бассейн [Глассон, Мандельбаум, 1 979] . В настоя­
щее время целесообразно выполнение работ по выявлению новых калие­
носных бассейнов (типа Непского) в районах с более благоприятными гео­
графо-экономическими условиями.
Успеппюе решение этой задачи в значительной мере определяется инфор­
мативностью известных калиепоисковых признаков и показателей измен­
чивости геологv-промышленных характеристик калиеносных объектов
нижнекембрийской галогенной формации Восточной Сибири, а также сте1 76
пенью использования экспрессных методов изучения соленосиого разреза.
Поэтому в данной статье особое внимание акцентировано именно на этих
вопросах и на использовании при калиепоисковых работах полевых геофи­
зических методов, объективно способствующих повышению геолого-эконо­
мической эффективности исследований.
Как известно , месторождения калийных солей тяготеют к "кутовым"
частям селеродных бассейнов, максимально удаленньхм от областей мор­
ского питания. Накопление К в осадке происходит во впадинах второго по­
рядка, развивающихся в период галогенеза и особенно в его завершаюшую
стадию . При этом рапа бассейна должна испытывать непрерывный , устой­
чивый и продолжительный рост солености. Калийная минерглизация при­
урочивается к завершающим стадиям крупных циклов галогенеза. Лишь
совпадение всех этих признаков способствует формированию крупных
месторождений калийных солей.
Кроме того, все известные промышленно-калиеносные формации СССР
(верхнедевонская Припятекой впадины, нижнепермская Предуральского
прогиба и Прикаспийской впадины, верхнеюрская . Гаурдак-Кугитангского
района и миоценовая Предкарпатского прогиба) имеют мощность более
600 м, чаще от 1 000 до 2500 м и характеризуются высокой степенью селе­
насыщения [Кореневский, 1 973 ] . В связи с этим основными калиепоиско­
выми показателями являются увеличенные мощности галогенньхх (bll) ,
собственно соляных (Ыlс ) , отложений и повышенная селенасыщен­
ность (С) разреза, возрастающая от ранних. циклов галогенеза к позд­
ним. Эти показатели и бьmи приняты нами в качестве основ­
ных характеристик , определяющих особенности размещения зон калие­
накопления в Восточной Сибири.' Дополнительно бьmи рассмотрены такие
признаки, как общее количество пластов (n) в разрезе, в том числе соля­
ньiХ (nc) и несоляных (пн ) , а также плотности их распределения в гало­
генньiХ (n/bll; n н /bll) и соляньiХ (ncfbllc ) образованиях как отношение
числа соответствующих пластов к мощности тех или иных толщ. Числен­
ные характеристики калиепоисковьiХ признаков приведены в табл . 1 , опубликсванной в работе авторов [Кузнецов и др., 1 985] .
Особенности размещения промышленно-калиеносньiХ площадей Непско­
го бассейна и безрудньiХ территорий Восточной Сибири бьmи проанализиро­
ваны по упомянутым основным калиепоисковым показателям (bll, Ыfс и
С) разреза, а также проведена оценка их информативности в целом для
нижнекембрийской галогенной формации, усольской, Вельской, ангарской
соленосньiХ свит кембрил и соленосных пачек ангарской свиты. Информа­
тивность этих показателей (признаков) определялась по критерию Стью­
дента [Каждан, 1 974] , а проверка согласия фактических данньiХ нормаль­
ной и логнормальной моделям распределения осушествлял ась при условии
выполнения неравенств А/аА < 3 и Е/' аЕ < 3, что соответствует уровню зна­
чимости 0;0 1 (правило трех сигм) . А и Е - соответственно коэффициенты
асимметрии и эксцесса, а аА и аЕ - их среднеквадратические отклонения,
вычисленные по формулам [Смирнов, Дунин-Берковский, 1 965 ] :
·
аА
=
-
6 (n - 1 )
(n
+
1 ) (n + 3)
; аЕ
=
24n(n - 2) (n - 3)
(n - 1 ) 2 (n + 3 ) (n + 5 )
где n - число членов выборки.
1 /2 1 2 .
Зак.
202
1 77
Таблица 1
Qj
Основные и дополнительные характеристики (признаки)
нижнекембрийской галогенной формации, усольской, бельской,
ангарской соленосиых свит кембрии и соленосных пачек ангарской свиты
Восточно-Сибирского соленосиого бассейна [Кузнецов и др., 1 985 )
TIOI зоны
N" СКВаЖИ·
ны
Характеристики (признаки)
Дополнительные
Основные
Мощиость отложений,
м
11Н
Ыlс
Соленасьпценкость, %
С=
Ыlс
Ыl
--
Количество пластов
nc
Х
пН'
Плотность пластов в галогенном
и соляном разрезах (чи·сло пластов/м)
n = n c + nн
1
2
3
4
соляных
11Нс
х 1 00
6
s
-----
nc
7
8
· 1 00
9
-
пн ·
несоляных
11Н
-
1 00
соляных
и несоляных
n
- · 1 00
11Н
10.
11
·-
Н и ж н е к е м б р и й с к а я г ал о г е н н а я ф о р м а ц и я
А
36
1 24
1 5 03
1 242
721
478
1 3 72
600
1Б
1В
200
9*
701
2034
1 474
1 2 28
1 2 05?
1 291
954
377
385
247?
326
Среднее
1 5 07
Разли чи е средних
- 1 35
Среднее
Б
48
38
40
22
55
50
95
72
5 ,5 4
�.6 0
3 ,66
4,03
6,32
5 ,96
43
31
52
84
6,07
3,84
6,14
47
26
31
20?
25
67
40
36
80
53
51
147 .
93
87
7,02
1 0,6 1
9,35
3,93
3,60
4,15
7,23
6,31
7,08
32
64
96
9,82
4,96
7,44
510
32
44
62
1 06
9,20
4,16 '
+9 0
+1 1
-13
-10
-22
-4, 1 3
-0,32
7,02
- 0,88
А
36
1 24
Среднее
Б
1Б
1В
200
9
701
Среднее
Разли чи е ередни х
5 36
436
343
273
У сол ъс кая свита
21
20
21
14
64
63
41
35
5 ,8 3
5,13
3,92
4,82
7,65
8,03
486
308
64
17
21
38
5 ,48
4,37
7,84
846
465
352
2 8 7?
302
557
155
1 40
60?
1 23
66
33
40
21?
41
40
14
12
26
17
16
50
31
28
4,31
9,03
8,57
3,07
3,66
4,54
5 ,9 1
6,67
7,95
13
13
26
1 0,57
4,30
8,61
491
244
45
20
34
8,1 2
3,89
7,28
-5
+64
+1 9
-3
18
+3
+4
- 2,64
+ 0,48
0,56
435
414
94
69
22
17
15
14
25
21
1 0,64
1 0, 1 4
3,45
3,38
5 , 75
5 ,07
Б ел ьс кая свита
А
36
1 24
Среднее
Б
1Б
1В
200
9
701
10
7
424
82
20
8
14
23
1 0,39
3,42
5,41
591
435
424
450
458
1 79
65
69
30
15
16
22
12
15
7
10
10
6
2'2
11
15
14
24
37
1!,38
1 0,77
1 4,49
1 0,00
1 1 ,1 1
3,72
2,53
3,54
3,1 1
5,24
6,25
4,1 7
5 .9 0
5 ,3 3
'6 ,55
1 00
54
18
25
24
30
Среднее
4 12
93
19
10
17
27
1 0,95
3,63
5 ,64
Разли чие средни х
-48
-1 1
+1
-2
-3
-4
-0,56
-0,21
- 0,23
13
8
23
9
3,5 2
0,78
2 ,90
2,72
5,13
3 , 06
А нгарс кая свита
А
36
1 24
448
294
371
206
54
6
10
16
2,15
2,81
4,1 0
1Б
lB
200
481
475
350
Шi
157
1 76
57
33
50
28
19
14
29
21
15
57
40
29
1 2 ,84
1 2, 1 0
7,95
6 , 03
4,42
4,29
1 1 ,85
8,42
8,29
Среднее
Б
.....
-о
284
1 28
63
44
10
1
�
[> 1
9
701
Среднее
417
Различие средних
А
3
368
41 1
1
4
87
1 49
1
5
24
36
1
7
10
13
17
24
\57
40
17
21
38
+49
+14
-11
-1 1
Гаженекая (шестая Sб ) соленосная пачка
213
1 28
1 70
lБ
1 76
230
13f
131
98
75
55
J C6
57
40
43
24
80
44
41
46
+5 0
\В
1
б
-46
2 34
128
181
200
9
701
1
( продолжение)
Ангар с к а я свита
36
1 24
Среднее
Б
Табл ица 1
Среднее
\53
67
Различие средних
+28
+1 03
1
8
27
37
9
1
10
1
11
1 1 ,49
8,72
1 0,62
4,62
5 .84
5 ,04
8 .98
-22
- 8,47
-2,23
-4.88
11
1
2,82
0,78
2,14
0,00
4,70
0,78
38
7,34
9,00
91
\ 00
6
1
5
96
3 ,5
2 ,5
6
1 ,80
1 ,07
2 ,74
10
6
5
5
9
21
12
11
10
\3
14,67
1 0,9 1
5 ,66
8,77
\ 0,00
5,68
2,61
3,79
3,82
9,] 8
1 1 .9 3
5,22
8,33
7,63
1 3,27
11
6
6
5
4
о
6,4
7
1 3 ,4
1 0,00
5 ,02
9,28
- 2 ,9
-4,5
- 7 ,4
-8,20
- 3,95
-6,54
7,41
4,76
3,5 7
9 ,5 2
3 ,5 7
7,41
4,16
6,54
2 1 ,05
1 О, 7 1
1 1 '1 1
8,33
7, 1 4
5.1 3
\ 9,44
\ 4,29
1 2, 8 2
Вторая пачка каменных солей и ангидритов
А
36
124
42
28
27
о
Cpewee
35
14
32
Б
\Б
36
42
39
19
28
27
\В
200
(пятая соленосная пачю1 S5 )
64
2
2
4
1
1
2,5
2 ,5
4
3
3
3
3
2
7
о
о
53
67
69
1
1
6
5
9
701
Среднее
Различие средних
85
30
35
10
1 6 ,67
5,88
1 1 ,76
42
66
5
4
5
64
3
7
9,5 2
4,69
1 0,93
53
29
58
3,8
3,2
7
13,81
6,23
1 3,85
-18
-15
-26
-2,8
- 1 ,7
-4,5
-6,40
- 2,07
- 7, 3 1
1
1
5,0
-
0,00
7, 1 4
5 ,00
7,14
Третья пачка каменных солей и анrnдритов
(четвертая соленоснаи пачка S4)
А
о
1
20
14
20
о
1 00
17
10
50
0,5
0,5
1
1Б
28
12
14
17
32
16
8
9
о
12
57
67
64
о
38
4
1
2
о
1
3
1
1
1
2
7
2
3
1
3
25,0
1 2 ,5
22,22
21
9
45
1 ,6
1 ,6
3,2
1 7 ,01
'7,66
1 5 ,6 7
+5
- 1 ,1
-1,1
- 2 ,2
- 1 2,01
-4,09
- 9 ,6 0
4,16
-
0,00
5 ,56
4,16
5 ,5 6
Среднее
Б
1
о
36
1 24
1В
200
9
701
Среднее
Различие средних
-4
+1
о
5 ,0
8,33
3,5 7
6,07
1 0, 7 1
8,33
7,14
5,88
6,25
25,0
1 6 ,67
2 1 ,4 3
5 ,88
9 , 38
Пачка засолоненных анrnдрито-доломитов
и каменных солей (третья соленосная пачка Sз)
А
1
1
1 00
о
21
12
50
0,5
0,5
1
4,16
2,78
4,86
lB
200
9
701
73
26
46
24
58
52
12
34
о
47
71
48
74
о
81
5
2
3
о
3
4
2
2
1
2
9
4
9,62
1 6,67
8,82
5 ,48
7,69
4 ,35
4,17
3 ,45
1 2,33
1 5 ,38
1 0,87
4,17
8,62
45
29
55
2,6
2,2
4 ,8
1 0, 3 7
5 , 03
1 0,27
Различие средних
-24
-17
-5
- 2 ,1
- 1 ,7
- 3,8
-6,21
- 2 ,25
-5,41
24
18
JБ
Среднее
Б
Среднее
со
о
1
24
о
36
1 24
1
о
5
1
5
-
6 ,38
СХ>
"'
1
1
2
1
3
1
4
--.�--�
'
Таблица 1 (окончание)
1
s
1
6
1
1
7
8
1
9
�- 1
11
Пачка гипс-ангидритов и каменных солей
А
36
1 24
1Б
76
1В
86
35
200
9
701
Среднее
Различие средних
•
24
29
Среднее
Б
34
28
74
60
-31
о
о
о
56
45
о
о
8
22
-22
(вторая соленоспая пачка S 2)
о
о
о
о
2
1
2
1
-
5,88
5 ,8 8
-
4,17
4,1 7
1 ,5
1 ,5
-
5 ,02
5 ,02
3
4
7
7,14
9
1
1 1,11
-
3,95
4,65
1 0,46
-
3 ,5 7
2
1
3
1 2,5 0
2,70
2,0
2,2
4,2
1 0,25
-2,0
-0,7
-2,7
-
о
о
78
4
52
5
о
о
11
28
-28
о
о
1
1
1
'
2,86
8,97
2,86
3,57
4,05
3 ,5 5
5 ,98
+ 1 ,4 7
-0,96
Данные по скв. 9 - Ботуобинекой в подсчете средних характеристик не учнтьmались из-за отсутствия каротажных материалов для
усольской свиты.
П р и м е ч а н и я. 1 . Зоны: А - накопления Вепско-Гаженского района, Б
безрудные Восточно-Сибирского бассейна. 2. Номера
скважин в таблице соответствуют: N° 36 - Ярактинская 3 6 ; N° 1 24 - Верхнечоиекая 1 24 ; N° 1 Б - Б ратская 1 ; N° 1 В - Ванаварская 1 ;
N• 200 - Ербогаченская 200; N° 9 - Ботуобинекая 9 ; N° 7 0 1 - Мириенекая 7 0 1 .
-
·
Анализ тектонического положения и геологического разреза Непского
калиеносного бассейна позволил выявить ряд особенностей калиенакопле­
ния в ннжнекембрийской галогенной формации Восточной Сибири . В част­
ности, исходя из того, что Непский бассейн располагается в пределах Анга­
ро -Ленского прогиба, граничившего с областью карбонатного шельфа, через
которую осуществлялось морское питание [Чечель и др., 1 977] , можно по­
лагать , ч-r;о калиенакопление здесь происходило вблизи восточной окраин­
ной зоны солероднога бассейна, а не в его кутовой части. Соленасыщен­
ность нижнекембрийской формации достигает максимума в начальной
(усольское время) и завершающий (ангарское время) циклы и миниму­
ма - в средней (бельское и булайское время) этап ее формирования [Че­
чель и др., 1 977] . В известных же промъхшленно-калиеносных формациях
соленасыщенность возрастает непрерьmно вверх по разрезу и достигает
максимума в завершающие циклы галогенеза.
ПромьllШlенное калиенакопление в Непском бассейне приурочено к на­
чальной стадии ангарского цикла галогенеза (гаженской, или шестой пачке,
по Чечелю и соавторам [ 1 977] ), а не к конечному (четвертой-второй соле­
носным пачкам) этапу. Мощиости галогенных и собственно соляных отло­
жений нижнекембрийской формации Восточной Сибири практически одина­
ковы как для Испекого бассейна калиенакопления, так и для смежных рай­
онов, а мощиость галогенных отложений промышленного калиеносного ан­
гарского цикла сопоставима с таковой по промьШIЛенно безрудным бель­
екой и усальекой свитами . Кроме того , мощность собствеНно соляных от­
ложений ангарской свиты и ее соленасыщенность характеризуются проме­
жуточными значениями между промьхшленно безрудными усальекой и
бельекой свитами.
В результате сравнительного анализа основных калиепоисковых показа­
телей для нижнекембрийской галогенной формации, усольской, бельекой и
ангарской сол сносных свит, а также для соленосных пачек ангарской свиты,
проведеиного по материалам табл . 1 , установлено , что в Восточно-Сибирском
соленосном бассейне информативными в калиспоисковом отношении пока­
зателями (признаками) являются лишь мошность соляных отложений (Ы:lс)
и соленасыщеinюсть (С) разреза и при этом только на уровне соленоснъхх
пачек. В связи с этим для оценки перспектив калиевосиости нижнекембрий­
ской галогенной формации по . мощности и соленасыщенности требуется
определение этих характеристик на уровне пачек ангарской свиты. Ддя это­
го необходимо , во-первьхх, выделить ангарскую свиту в разрезе, во-вторьхх,
расчленить ее на пачки и репера и, в-третьих, определить мощности солянъхх
и несоляньхх пластов в разрезах каждой пачки . Если учесть, что калийные
пласты мощностью 2,5 м и более встречаются в Непском бассейне в пачке
мощностью до 80 м, а мощности несоляньхх пл астов составляют 0,5 2,0 7 4,0 м, то задача оценки соленасыщенности (а следовательно , и воз­
можной калиеносности) разреза наземными геолого-геофизическими мето­
дами трудно разрешима.
В связи с этим для оценки калисносности Восточно-Сибирского соле­
носиого бассейна предлагается наряду с мощностью и соленасыщеННС!СТЬю
паче� применять параметр плотности распределения несоляньхх пластов в
соленосном разрезе (n н / bll) и его модификации. Основанием для исполь­
зования этого параметра является, с одной стороны, его связь с соленасы1 83
График зависимости солеиасьпцен­
ности гаженекой пачки (Cs 6 ) ан­
гарской свиты Непского калиенос­
ного бассейна от плотности рас­
пределения (пл/м) несоляных плас­
тов в свите без горизонта нижних
ангидритов
Цифры - номера нефтепоиско­
вых скважин
щенностью разреза (рисунок) , а с другой, - прющипиальная возможность
оценки данного параметра не только по материалам каротажа скв ажин , но
и на основе определения "коэффициента мутности среды" [Карасик , 1 98 1 ] ,
вьщеления и анализа сейсмофаций по временным разрезам МОГТ . В качест­
ве- дополнительных признаков калиеносности могут быть использованы так­
же общее количество пластов (n) в разрезе, в том числе соляных (nc) и
несоляных (пн) , а также плотности (или частоты) их расnределения в тало­
генных (njbll; nнfbll) и соляных (nc/Ыlc) образованиях (см . табл . 1) .
Кроме roro , из табл . 1 видно , что для Непскоrо бассейна промыiШiенно­
rо калиенакопления характерно уменьшение количества пластов nc. nн и
n и частоты встречаемости их как в разрезе формации в целом, так и в раз­
резах ангарской свиты и ее пачек. В частности, плотность распределения
несоляных IUiacтoв в ангарской свите Непскоrо калиеносного бассейна сос­
тавляет в среднем 2,8 1
1 0- 2 IUiacroв/м (IDI/м) , а no безрудным террито­
риям - 5 ,04 1 0- 2 IDI/м. Для гаженекой пачки (шестая соляная пачка) ан­
гарской свиты этот параметр соответственно равен 1 ,07
1 0- 2 и 5 ,02 Х
Х 1 0- 2 пл/м. Исключение составляет пачка типс-ангидритов и каменных со­
лей (соляная пачка S2 ) , для которой IUiотность распрецеления несоляных
пластов в бассейне калиенакопления выше на 1 ,47 1 0- 2 пл/м по сравнению
с безрудными зонами . Такая же четкая дифференциация рудных и безруд­
ных зон Восточной Сибири имеет место по таким параметрам (признакам) ,
как отношение общего числа соляных и несоляных IUiacroв к мощности га­
логенной толщи, отношение числа соляных пластов к мощности соли в тол­
ще, а также по общему количеству соляных и несоляных IUiacтoв в ангар­
ской свите и ее гаженекой (шестой - Sб ) соленоеной пачке (см. табл . 1 ) .
Рассматриваемые параметры (признаки) оценки калиеноснасти разреза
районов Восточно -Сибирского соленоекого бассейна информативны как
для nродуктивной гаженекой пачки, так и в целом для ангарской свиты, а
nараметры плотности распределения пластов в галогенной толще (nj Ы1) и
соляных IUiacтoв в соляном разрезе (ncfbllc) - для всей нижнекембрий­
ской галогенной формации. При этом уровень значимости для параметров
(признаков) , характеризующих количество соляных IUiacтoв в гаженекой
nачке ангарской свиты (nc) и плотиость расnределения IUiacтoв в талоген­
ной формации (n/Ы1) , принималея равным 0,1 , а для всех остальных ха­
рактеристик (признаков)
0,05 .
Более высокая чувствительность предлатаемых характеристик (парамет·
·
·
·
-
1 84
ров) оценки калиеноснасти соляного разреза по сравнению с известными
калиепоисковыми показателя!'.Щ - мощности соляных отложений и соле­
насыщениости разреза, позволяет полагать, что при применении новых до­
полнительных признаков калиеносности промьiiШ1енио перспективные рай­
оны Восточно-Сибирского соленосного- б�ссейна могут быть выделены при
изучении геологического разреза уже на уровне свит и даже формации в
целом. Это значительно снижает требования к детальности изучения разре­
зов и, следовательно , повышает эффективность прогноза и поисков калий­
ных солей геологическими и геофизическими методами.
Следует также отметить, что характер изменения предлагаемых допол­
нительных признаков калиеносности гаженекой пачки в рудных и безруд­
ных районах Восточной Сибири сохраняется и для вышележащих пачек ан­
гарской свиты (см. табл . 1 ) . В частности, общее количество пластов и плот­
ность их распределения в галогенном разрезе пачек значимо информативны
для второй пачки каменных солей и ангидритов (соленоеной пачки S 5 ) ,
а параметр плотности распределения несоляных пластов - информативен,
начиная с пачки засолоненных ангидрито-доломитов и каменных солей
(калиеносной соляной пачки S3 ) . Подобная "уиаследованность" изменения
показателей (признаков) рудных и безрудных районов позволит в перспек­
тиве сократить объемы исследований на стадии общих и предварительных
поисков и повысить эффективность прогнозиых геологоразведочных работ
на калийные соли в Восточной Сибири .
Наиболее информативной в геологическом отношении является мощ­
ность горизонта нижних каменных солей, кроме того, отличие таких его ха­
рактеристик ( табл . 2) ,как мощность, количество несол яиых пластов и плот­
ность их распределения (соответственно в среднем 48,6 м, 0,75 пл и 1 ,88 Х
Х 1 0- 2 пл/м) ·от аналогичных параметров горизонта верхней каменной соли
( 1 22 м, 7 ,86 пл и 5 ,87 1 о- 2 пл/м) , позволяет предположить существенно
различный режим галогенеза в наЧальный и конечный этапы формирования
гаженекой соленоеной пачки ангарской свиты. Увеличение мощности верх­
ней (покровной) каменнс>й соли при одновременном увеличении количест­
ва и плотности распределения в ней несоляиых пластов однозначно свиде­
тельствуют о рассалонении и делокализации бассейна калиенакопления на
конечном зтапе формирования гаженекой пачки ангарской свиты, о прекра­
щеиии в этот период процесса калиенакопления. Формирование калиенос­
ных объектов, очевидно, происходило преИмущественно в ранние стадии
накопления гаженекой пачки, в зтап максимальной изоляции солероднога
бассейна. На это указывает, с одной стороны, минимальное количество не­
соляных пластов и небольшал плотность их распределения в горизонте ниж­
ней каменной соли, а с другой, - информативность мощности последней в
отношении оценки геолоrо-промышленных характеристик калиеносных
объектов Непского бассейна.
Таким образом, в результате проведеиных исследований установлены
особенности прогноза и поисков калийных солей в Восточной Сибири.
Предложеиные калиепоисковые показатели (признаки) соляного разреза
(количество соляных и несоляных пластов , плотности их распределения в
галогенных и соляных образованиях, мощность гаженекой пачки и ее гори­
зонта нижних каменных солей) наряду с основными (мощностью соляных
отложений и их солеиасыщениостью) калиепоисковыми характеристиками
·
\ 3 . Зак . 2 0 2
1 85
Таблица 2
Характеристики (параметры) горизонтов нижней (А)
и верхней (Б) каменных оолей гаженекой пачки _
ангарской свиты Непского калиеносного бассейна
N° скважины
Характеристика (параметр)
Нефтепоисковая
площадь
Мощность камеи- Количество неной соли , м
соляных пластов
в каменЮй соли
1
А
6-Р
18
19
Б
А
1 36
Ярактинская
1 32
46
291
417
о
1
Б
•
Плоnюсть несоляных пластов в камеиной
соли, плfм
А
1
Б
6,62
9
о
7
о
о
о
2,41
7,67
22
19
62
25
14
36
о
1
32
24
64
о
5
о
7,81
27
67
1 07
4
8
5 ,98
7 ,48
34
36
37
47
41 1
о
36
о
8,76
54
о
12
9
о
9,38
57
1 28
82
о
38
39
68
1 64
10
2
98
95
12
о
4,72
1 0,98
6,10
1 06
о
5
2
о
2 ,04
17
16
3
Токминская
Волоконекая
6
36
75
о
44
о
СОСЮ\НСКая
29
о
Верхне-чоиекая
Б урская
Средненеnская
46
57
11
36
1 05
о
1 -н
Непская
5
1 -т
1 -в
1 -np
1 24
1 09
1 83
1 85
1 44
Д8Ю!лов ская
Среднее
о
о
58
46
70
65
о
1 07
о
о
о
48 ,6 .
1 22
0,75
8
1
7
3
о
о
о
6
5
7,14
1 7 ,85
1 2 ,90
2,1 1
о
6,25
о
9,33
о
6,82
о
о
о
о
4,76
о
о
о
9,23
4,67
о
7 , 86
1 ,88
5,87
будут способствовать повьШiению геологической эффективности прогiЮзнъхх и поисковьхх работ на калийные соли, позволят снизить требования
к детальности изучения разрезов и расширить сферу применении геофизических исследований.
ЛИТЕРАТУРА
Глассон В.В., Мандельбtlум М.М. Меrодика геофизических исследований калийных
горизонтов Непского свода. - В кн . : Соленосные формации и nрактиЧеское значеЮ\е
их изучеЮ\в� Тез. докл . 11 Всесоаз. солевого совещ. Новосибирск: Наука, 1 979,
т. 2 , с. 1 4 0 - 1 6 1 .
Каждан А.Б. Меrодолоmчесi<Ие основы разведки nолезных искоnаемых. М . : Недра,
1 9 7 4 . 2 7 2 с.
Карасик В.М. При менекие сейсморазведки Д!IJI и зучени и .локалъных неоднородиос­
тей геологического разреза. М . : ОНТИ ВИЗМС, 1 98 1 . 64 с.
Кореневский СМ. Комnлекс оолезных ископаемых галогенных формаций. М.:
Недра, 1 9 7 3 . 298 с.
1 86
Кузнецов Г.Е. . Власов ДА ., Докучаев С.А., Шагеев Г.А . Поисковые геолого-геогра­
фические признаки калиеносно сти в Восточно-Сибирском соленосном бассейне. В кн.: Природная сода и давсоннтопроявления в СССР. М . : Наука, 1 9 8 5 , с. 1 39 - 1 46 .
Смирнов Н.В., Дунuн-Барковский И.В. Курс теории вероятностей и математической
стаmстики. М . : Наука, 1 965 . 5 1 2 с.
Чечель Э.И., Машович Я.Г.. Гилев Ю.Г. Закономерносm строения солеиосных отло­
жений кембрия юга Сибирской платформы. М . : Недра, 1 9 7 7 . 1 44 с.
УДК 5 5 2 .5 3 : 5 1 9 (477)
В.М. Лахню к, В. Ф. Инду тны й , В. И. Ни колаенко
ИЗУЧЕНИЕ ПЕТРОФИЗИЧЕСКИХ: СВОЙСТВ
СОЛЕВЫХ ПОРОД ДНЕПРОВСКО-ДОНЕЦКОЙ ВПАдИНЫ
СТАТИСТИЧЕСКИМИ МЕТОдАМИ
В осадочном чехле Днепровеко -Донецкой впадины (ДДВ) широко раз­
виты пермские и девонские солевые образования. Галогенным формаци­
ям принадлежит важная роль в формировании и сохранности залежей
углеводородов·. Изучение флюидаупорности соляных тел и картирование
их геофизическими методами осложнено неоднородностью вещественного
состава и изменениями петрафизических свойств под воздействием вме­
щающих толщ, вулканической деятельности , тектонофизичес�их сил ,
термабарических и других геологических факторов .
По данным исследований более 1 500 образцов керна, отобранного
на 1 30 нефтегазовых месторождениях региона, среди солевых пород
верхнего девона и нижней перми преобладают ангидриты и галиты; чистые
мономинеральные породы в стречаются исключительно редко . Физические
свойства солевых пород (объемный
а и удельньJй - Б вес, пористость проницаемость
·
скорость
К0 ,
Кир
VP и весовое содержание нераст ­
воримого остатка
Сн . о J определяются текстурными и структурными
особенностями, мШiеральным составом и рядом других геологических
неоднородностей . При детальной классификации (методами распознава­
ния образов и другими способами) выделяется 3-8 групп ангидритов и
9 - 1 5 групп галитов . Наиболее представительны ми являются некарбо­
натные и карбонатные классы солевых пород. Для решения многочислен­
ных геологических проблем и в первую очередь вопросов нефтегазонос­
ности представляет интерес сравнительная характеристика nетрафизи­
ческих свойств разновозрастных галогенных толщ и возможности nрог­
нозирования основных физических параметров через nараметры-аналоги
геофизических полей . Некоторые аспекты этих задач могут быть решены
статистическими методами посредством изучения распределений физи­
ческих параметров , парных корреляций между ними и многомерных (рег­
рессионных) прогнозных моделей, представляющих собой математи­
ческие в ыражения взаимосвязей между физическими параметрами сол е­
вых пород.
Некарбонатные разности ангидритов позднедевонского возраста чаще
в сего скрытокристаллические, разнозернистые, плотные , нередко кавер­
нозные (0,3- 1 ,5 см) , большей частью брекчированные и слоистые, раз­
мер разностей
0, 1 - 1 ,2 см; скопления полых каверн приурочены к
-
-
-
-
�
1 87
плоскостям напластования и трещинам, секущим породу в различных
направлениях. Каверны и трещины преимущественно полые, реже вы­
полнены галитом, кварцем, карбонатами и лишь в редких случаях - гли­
нистым в еществом. Структура микро- и макрозернистая , призматически­
зернистая, пучковидная, порфиравидная и радиально-лучистая; текстура
неяснослоистая, линзовидная, микрокаверноЗная и щелевидная . Минера­
льный состав (в %) определяется содержанием ангидрита (60-98) , поли­
галита (0- 7) , галита (2-7) , гипса . (0--5 ) , кальцита ( 1 -5 ) , доломита
(0-3) , пелитоморфного карбоната ( 1 -3) и незначительным количест­
вом галопелита . Наиболее вероятные статистические значения и пределы
изменения плотностных- (а, о ) , емкостных (К11) и скоростных ( Vp )
"'
показателей рассматриваемого класса ангидритов небольшие, соот­
ветственно - 2 ,88 (2,8 2 - 2 ,92) и 2 ,9 5 ( 2 ,9 3 -2 ,99) г/см 3 ; 2 ,2 (0,4 3 ,6) % и 5 ,5 (4,4-5 ,6) км/ с . Характерной особенностью некарбонатных
разностей ангидритов является снижение в еличин а (2,82-2,8 7 r/см 3 ) ,
3
б (
2 ,9 г/см ) и V P (4,4-5 к м/с) , а также увеличение К11 (3-3 ,6%) по
мере роста содержания галопелита, галита ( 2 ,7 г/см3 ) и полигалита
(2,72-2,78 г/см 3 ) . Аналогичное увеличение пористости наблюдается в раз­
пичной степени выветрелых и осложненных трещиноватостью карбонат­
но-ангидритовых породах .
Карбонатные
разновидности ангидритов позднедевонского возраста
представпены чередованием маломощных прослойков попигалит-ангидри­
тового состава. Карбонаты в стречаются в виде неправипьных споев ,
маломощных линзачек и крупных (0,01 -0,5 мм) зерен таблитчатой и
неправипьной формы, местами образующих скопления и плотно прип ега­
ющих друг к другу. К основным компонентам минерального состава
(в %) относ Я тся ангидрит (35-8 8 ) , кальцит и доломит ( 8 --35 ) , пелито­
морфные карбонаты (3-35) , попигалит ( 3 - 1 5 ) , гапит (2-8) , гипс ( 5 1 0) ,
галопелит ( 2 - 5 ) , иногда халцедон (радиально-лучистые агрегаты
размером до 2- 3 мм, образующие порфиравидные вкрапления) , вторич­
ный кварц (до 5 ) , менкие зернышки синьвина боратов (в микроскопи­
ческих полых кавернах) и плагиоклаза . Физические свойства карбонатно­
ангидритовых пород несущественно отличаются от таковых для некарбо­
3
натных разностей : а
2 ,85 (2 ,79-2,89) г/см ;
2 ,9 5 ( 2 ,84 о
3
2 ,9 8 ) г/см ; К11
5 , 1 (4,7-5 ,5 ) км/с .
3 ,3 (0,2 -S ) %; V P
Ангидритовые разности сопевых пород раннепермского возраста более
однородные по сравнению с верхнедевонскими образованиями . Они микро­
зернистые, иногда разнослоистые , плотные и кавернозные, размер раз­
ностей - 2-5 мм: каверны преимущественно попые . Структура микро­
зернистая , призматически-зернистая, пелитоморфная, пучковидная, оопи­
товая и каемчато-петельчатая;
текстура пятнистая , неяснослоистая,
кавернозная и щелевидная . Минеральный состав (в %) представпен
ангидритом (80-98) , борацитом ( l - 1 2) , гидраборацитом (0-5 ) , попи­
галитом (2- 1 0) , к альцитом ( 3- 1 0) и доломитом (0-4) . По физическим
свойствам ангидритовые породы раннепермского возраста близки к не­
карбонатным ангидритам познедевонского возраста : а = 2 ,88 ( 2 ,823
3
2 ,92) г/см ; . о
2 ,9 4 ( 2 ,9 1 -2 ,99) г/см ; К11
1 ,9 (0,4-3 ) %: V P =
5 ,5 (4-5 ,8) к м/ с . Нередко наблюдаемое снижение плотности абуспавпена присутствием газовой составляющей ,
полигалита (а
2 72
�
�
=
=
=
=
=
=
=
1 88
,
-
2 ,78 г/crJ ) и гидраборацита (а = 2 , 1 7 г/см3 ) , случаи повышения порис­
тости и удельного веса - скошrениями боратов и карбонатов .
Галитовые породы верхнего девона - главным образом массив ­
ные, средне- и крупнозернистые, реже гигантазернистые и каверно­
зные, местами брекчированные и микротрещиноватые с обилием гли­
нисто-карбонатного вещества, образующего скошrения и выполняющего
вторичные пустоты. С труктура пород - смешанная , стекловидная, петель­
чатая , иногда каемчатая, флюидальная , реже пойкилобластовая; текстура ­
пелитоморфная , массивная и разнозернистая . В состав (в %) галитон вхо­
дит большей частью галит (80-99) , присутствуют в небольших количест­
вах минеральные примеси : сильвин (0-3) , полигалит (0-5 ) , галопелит
(0-3) , карбонаты (0-20) , гипс, ангидрит и в торичный кварц . Хими­
ческими исследованиями установлены содержания (в %) Na (32,5-38,9) ,
К (до 0 ,0 1 ) , Са (0,2 - 1 ,5) , Mg (0,03-0,4 1 ) , Cl (50,8 -60,3 ) , S04
(0,08- б,45 ) , НСО3 (0,62- 1 5 ,2) , S i02 (3 ,2 -44) , T i02
(0,05 -0,5 ) ,
А\2 0 3 (0-9 ,1 ) , F 2 03 (0-8 ,6) , FO (0,1 8 - 1 ,62) , MnO (0,0 1 -0,25) ,
MgO ( 1 ,28- 1 2,9) , СаО ( 1 0,8 -4 8 , 1 ) , Na2 0 (0-0,67) , К 2 0 (0,2-0,9) ,
P2 0 s (0-48 ,8 ) и Н2 0 (0,06-0,68) ; Сн . о . {0,1 - 1 5 ,2) . Рентгенаструк­
турный анализ показал наличие в составе нерастворимого остатка кар­
бонатов ( 1 ,65 -65 ,2% кальцита , 5-90% доломита, 5 -85% анк ерита) и суль­
фидов (2- 1 5% магнезита, гипса и ан гидрита) при почти постоянном
присутствии хлорита, гидрослюд, кварца и полевых шпатов . По физи­
ческим свойствам галитовые породы позднего девона существенно
отличаются от одновозрастных ангидритовых разностей : а = 2, 1 2
(2 ,04-2 , 1 7) г/см3 ; Б = 2 , 1 6 (2,1 3-2,22) г/ см3 ; Кп
2,6 (0,5 -5 , 1 ) %
V
верхнего
девона с отно­
и
P = 4 ,5 (3 ,7- 5 , 1 ) к м/ с . Галитовые породы
сительно высоким содержанием минералов-примесей (до 20%) низко­
пористые (0 5 - 1 3% ) а в противоположном случае при наличии крупнозер­
нистой и стекловидной структуры - в ысокопористые (3,6-5 , 1 %) . ОсобуЮ
роль в снижении акустической жесткости играет катаклаз, содержание
Mg и С; влияние К остается пока неясным .
Что же касается галитовых пород раннепермского возраста, т о они
заметно отличаются от позднедевонских практически по всем петрафи­
зическим характеристикам. Это средне- и крупнозернистые образования,
сравнительно редко брек чированные и, еще реже, крупно- и гиганта­
зернистые. Микротрещины в большинстве случаев в ыполнены пелито-·
морфными сульфатами, иногда - боратами . Структура пород крупнозер­
нистая , стекловидная , редко петельчатая; текстура массивная . . Наряду
с галитом (9 3-99 , реже 85%) в породах содержится 1 - 1 5% ми нера­
лов -примесей : сульфатов (гипс,
ангидрит, полигалит) , боратов (бора­
цит, гидроборацит, ашарит) и пелитоморфных карбонатов (магнезит? ) ;
практически постоянно содержатся галопелит. иногда гипс , акцессорный
турмалин, полигалит, сильвин и минерально-органическое пластинча­
тое веществ о . Физические свойства галитовых пород нижней перми
варьируют в сравнит�льно большом диапазоне : Б = 2 , 1 7
(2, 1 6 2 , 1 9) г/с м3 ; а = 2 ,05 ( 1 ,99-2 , 1 6) г/см3 ;
2 ,8 ( 1 ,3 - 1 0) % ;
Кп
VР = 4 , 1 ( 3 ,5 --4,6) км/ с .
Моделирование влияния термабарических условий на образцах соле­
вых по�од (при давлениях от 5 кбар, что соответствует увеличению
=
,
,
,
=
1 89
глубин до 1 8-20 км) обнаруживает четкую зависимость показателей
деформации ( модули Юнга и сдвига, коэффициенты Пуассона, с жи­
маемость и в сестороннее с жатие) от минералогического состава, струк­
туры, текстуры, пористости, степени и характера трещиноватости. От­
м ечается максимальное у в еличение V Р и а в интервале давлений 02 кбар и почти линейная зависимость а от гидростатического давл ения
до 5 кбар. В к рупнокристаллических и сильнотрещиноватых соневых
породах скорости стабилизируются при более низких давл ениях, чем
в мелкокристаллических и слаботрещиноватых разностях. Чем · выше
K n , тем болвше гради ент изменения V Р ; некоторый спад роста VР проис­
ходит при давлениях 3-4 кбар . Можно предположить, что здесь и меет
место перераспределение минералов-примесей и приобретение способ­
ности к развитию ортогональных деформаций. Во в сех случаях для ангид­
ритов характерны более высокие градиенты увеличения V Р и почти пол­
ное отсутствие гистерезисных явлений прямого и обратного хода в интер­
вале давлений до 1 кбар. Различие в значениях скоростей , замереиных при
атмосферных условиях и давлениях, соотв етствующих глубинам 1 ,2 4,3 к м , составляют 1 - 1 5% , а при повышении давлений вплоть до присущих
глубинам 5 - 7 км - достигают 1 0-3<:m. Воздействия температур в диапа­
зоне 20-98° С , а также совместного влияния термодинамических факто­
ров на V Р не отмечено . Обращает на себя в нимание резкое сни жение фильт­
рационных свойств сол.евых пород (в 20-30 раз) с ростом напря женности
(до 200 кг/см2 ) , особенно при давлениях более 5 0 к г/см2 , до полного
закрытия путей миграции углеводородов .На основе приведеиных материалов и предшествующих сведений о
свойствах солевых пород в изучаемых геологических разрезах нижней
перми и верхнего девона ДДВ , можно предположить , что сол евые покровы
в их пластовом зал егании у же на глубинах более 1 ,5 к м при наличии ангид­
ритовых , карбонатных и глинистых проiUJастков обладают удовлетвори­
тельными флюидаупорными свойствами. Исключение составляют девон­
ские галогенные образования, которые в отличие от пермских брекчиро­
ваны , перекристаллизованы, загрязнены глинисто-карбонатно-ангидрито­
вым материалом , выполняющим трещины и каверны , но реже содер жат
гидраокислы Fe, магнезиальные примеси и компоненты К. Кроме того ,
они претерпели многократные тектонические подви жки , связанные с не­
стабильностью кристаллического фундамента Днепровеко-Донецкого риф­
та, что в целом, безусловно ; ухудшило условия сохранности углеводо­
родных зале жей и , возмо жно, привело к их разрушению.
С равнение наиболее в ероятных значений и пределов физических харак­
теристик показывает, что различие их для солевых пород верхнего дево­
на и нижней перми, хотя и не очень ярко выражено , но все же существует.
На значимость различия разновозрастных солевых пород указывают ста­
тистические критерии (t
Стьюдента и F - Фишера) сравнения средних
(М) и дисперсий (S 2 ) полигонов распределения а; Б , К11 и V P . В част­
ности , фактические статистики Fк n �. 1 ,2 1 и F v p
1 ,62 при уровне
значимости а = 5% превышают соответствующие теоретические значения ,
равные 1 ,О и 1 ,24. Следовательно , как с геологических , так и с мате­
матических позиций к прогнозированию физических параметров верхне­
девонских и нижнепермских солевых пород необходимо подходить
-
=
1 90
раздельно . Правомочиость -еделанного заключения nодтверждается соnос­
Kn ,
K n � VP , а
тавление м парных корреляций : а � K n , о
V Р . В корреляционных полях для каждого значения аргу­
VР и
о
мента наблюдается порой очень большое рассеивание значений функции.
Особенно заметно зто в парах с участием а, Kn и VР , nричем для со­
левых пород верхнего девона оно nочти в 2 раза больше, чем дл я
солевых пород нижней nерми. Этого следовало ожидать, исходя из
полимодальности полигонов расnределения физических параметров для
верхнедевонских солевых nород (свидетельствует о б6льшей степени их
неоднородности) . и больших углов расхождения прямых и обратных
(взаи мосопряженных) линий регрессии, нежели для нижнепермск их соле­
вых пород. Расхожден ия срединных линий регрессии для разновозрастных
солевых пород в 2 -4 раза больше, чем для отдельных групп одновозраст­
ных и х разностей . В пользу окончательного заключения о дифференциро­
в анном подходе к прогнозированию физи ческих свойств разновозрастных
солевых пород свидетельствует сравнение величин М и S 2 для групn
точек корреляционных полей с помощью множественных статистических
2
!<ритериев Т - Хотелинга и Б еренса-Фишера. Расчетные величины Т2 =
а,
VP
8 ,6 ;
1 5 ,6 (для корреляционных полей VP
Kn и
= 34;
VР
о ) значительно превышают соответствующие теоретические (табу­
а nри уровне значи­
лированные) : 6; 7 ,3 ; 3. Поэтому с в ероятностью 1
мости а = 5% при нимается гипотеза о различии солевых пород верхнего
девона и нижней nерми по физическим свойствам.
Каждый из аргументов nарных корреляций между вели чинами а, о ,
V Р и меет свои аналоги среди характеристик геофизических полей
Kn и
( волнового , гравитационного, электрического) , поэтому их можно исполь­
зовать в к ачеств е обоснования физических предпосьmок для прогноза
петрафизических свойств сол евых пород посредством геофизических
параметров . Для количественных о пределений парные корреляци и не­
при годны, поскольку они, за и сключением а _.:__ Kn , по тесноте слабые
коэффициенты информации (0,75 -0,92) ниже ста­
и очень слабые;
ти стических в еличин (0,97- 0,99) , характерных для хороших корреляцион­
ных связей . Расхожден ия (ошибки) между " и стинны ми " и прогнозируе­
мыми физическими свойствами являются следствием недоучета неодно­
родности пород. Недостающую информацию можно восполнить путем
комплексного анал и за множества петреф изических факторов и построени я
многофакторных прогнозных моделей . Вопрос об информативности каж­
до го и з анализируемых параметров (а, о � K n и VР ) решался с позиций
их физической сущности и физических предпосылок . В основу ранжи ­
ровани я (по убыван ию информативности) был и положены результаты.
исследования парных корреhяци й , коэфф ициенты информации и величины
частных ди сперсий . Теснота построенных моделей плотности, емкости и
скорости получилась достаточно высокой (индексы множественной кор­
реляци и J
0 ,76--0,985 ) , а поrрешности по сравнению с парными кор­
реляци ям и снизил и сь в 1 ,1 -4,6 раза . Лучши ми моделями являются : Kn =
0,86-0,98 ; VP = I ( а, о, Кп) , J = 0,77-0,8 1 ; VP =
f (а, о ) , J
= f (K n , о ) , J = 0 ,73-0,8 1 ; V P = i ( a, о) , J
0,76-0,88 ; а =
= f (K n , V P , о) . J
0,92-0,99; а = f (Kn , 8 ) , J = 0,93-0,99 . По
мере вв едени я дополнительных факторов модели быстро усложняются,
-
�
�
-
-
-
-
-
=
=
=
=
191
Многомерные регрессионные модели
для проrнозирования физических параметров солевых пород ДДВ
В о зр аст
D3
Вид взаим освязи
М ат ем атич ес к ие выр аж ения пр огнозных
межд у па р а метр а ми м од елей
Кп " f (a, Б )
Кп = [ (а, Vp )
'
а =j (Б , Кп , Vp )
а = j' (Б , Кп)
VP = f (a, Б , Кп)
Vp "" f (a , Б )
V P = [ ( а, Кп)
Vp = f (a , Kп)
pl
Кп "' f (а, Б )
VP = [ ( а, Кп)
а = f (Б , Кп)
Vp = f (a, Б )
s
0,394
Кп - 1 ,2 1 8 -4 1 ,89 а + 4 2 ,59 Б
0,940
Кп = 39 ,08 - 1 4,73 а - 0,00 1 2 1 Vр
а = 0,25 5 + 0,74 Б - 0,1 2 3 Кп + 0,01 29
0,009
Vр - 0,00014 V � + 0,048 3 Б Кп
=
а = 0,1 6 1 + 0,924 Б - 0,01 96 Кп
Vp = -908 0 + 7 1 9 0 а - 743 Б +
+ 2600 Кп - 1 260 а Кп
VР = -799 + 5935 а - 3408 Б
- 9086 + 6448 а - 2 5 ,4 Кп VP
=
- 1 2 ,38 а Кп
VP
2 1 7 1 - 1 28 Кп
=
Кп
+
5 35 Б 2
0,93
0,62
0,92
0,008
2 3 2 ,3
0,93
0,77
2 3 2 ,8
0,79
0,88
2 3 2 ,8
0,77
2 3 1 ,2
0,98
0,903 - 45 ,6 1 а + 45 ,22 Б
vP = - 2 385 ,5 + 3 21 6 Б - 90,66 Кп
а = 0,0344 + 0 ,9838 Б - 0,02 1 Кп
0,234
1 26,7
0,006
0,76
0,98
V р = - 1 00091 + 1 1 1 ,1 5 Б +
+ 95752 а - 2 1 973 с?
1 30,8
0,80
=
причем без заметного увеличени я надежности при переходе уже от т рех­
мерных к че тырехмерным. В зтой связи было при нято решение о целесо­
образности упрощения моделей до трехмерных . П равомочиость такого под­
хода подтвердилась результата ми Проверки на незави си мых контрольных
выборках ( табли ца) . -.
П риведеиная литолого-физическая характерис тика солевых по род ДДВ
показывает , что лучши ми фл юидаупорными возможностями обладают
нижнепермск ие солевые отло жения . Ус тановленные наи более вероятные
изменения физических свойств и т рехмерные прогнозные модели могут
быть полезным и при решении геологическ их и разных неф тепромысловых
задач.
Для прак тического пользовани я моделями рассмо тренного вида
необходи мо располагать значени ями аргументов по эк спериментальны м
данным или же выраз ить и х через параметры-аналоги геофизических полей .
Ак туальность продолжения J;!Зучения петрафизи ческих свойств солевых
пород региона лабораторными и с тати стическ и ми методами очевидна.
П ервоочередност ь научно-исследовательск их работ данного направления
обусловлена пре жде в сего ши роки м привлечением геофизиче ски х и ссле ­
дований для по исков залежей неф ти и газа.
192
УДК 55 3.632
А.А . Рассказов
ТУФОГЕННЫЕ ГЛИНЫ СОЛЕНОСНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ
РАЙОНА IIIYДЕН-УЛА (МНР)
Ме<(торождение каменной соли Шуден-Ула расположено на северо-западе .
МНР у подножья хребта Тонну-Ола в районе поселка Давст. Работавший
в Туве в начале 40.х годов И.Е. Турищев считал перспектинным на соль
этот район. В 1 972 . г. монгольскими геологами, в частности Ж. Сумьей,
здесь установлены признаки каменной соли.
Пласты соли формиравались в этом районе в результате засолонения
внутриконтинентальных водоемов девонского возраста, приуроченных к
юга-западной окраине Тувинского прогиба, где 11шроко развиты эпикале­
данекие орогенные структуры и среднепалеозойские комплексы . Впослед­
ствии осадочные породы, включающие соль, бьши сильно деформированы
и смяты в складки (преобладающие направления сжатия - субмеридио ­
нальные) , что привело к почти вертикальному (угол падения достигает
8 5 ° ) расположению соляных пластов и связанных с ними несоляных оса­
дочных, большей частью глинистых образований при общем субширотном
направлении простирания пород. В процессе складкаобразования происхо­
дило выдавливание соляных пластов, что привело к образованию тектони­
ческого контакта между солью и вмещающими породами, выполненного
прослоями брекчии , состоящей из обломков аргиллитовых пород, сцемен­
тированных солью и перетертым глинистым материалом. Серия разрывных
нарушений северо-западного простирания обусловливает блоковую структу­
РУ месторождения. На рис. 1 приведен схематический разрез района место­
рожденИя. Пласты соли достигают по мощности (не учитывая тонких
глин!-'стых пропластков) нескольких метров и распространяются на боль­
шую глубину. Соль преимущественно серого, темно-серого , иногда розова­
то-серого цветов, средне- и крупнозернистая с включениями галопелито­
вого материала. Общая мощность соленосных пород в районе карьера до­
стигает 200 м, при этом она увеличивается по мере движения на восток до
400 м. В этом же направлении возрастает мощность перекрывающих пород
до- нескольких десятков метров , что затрудняет здесь открытый способ
добьхчи соли. Ч,то касается химического состава соли, то , кроме преоблада­
ющего г али та, в качестве не больших примесей присутствуют CaS04 (до 5%) ,
Na 2 S04 (до 2%) , KCl (до 0,2 %) . Лишь в самом мощном соляном пласте,
ближе к южному краю соляного штока, отмечены единичные пробы с кон­
центрацией КС1 в несколько процентов . Кроме того, повышенное содержа­
ние KCl (до 1 ,5 %) отмечается в тонком пропластке соли, приуроченном к
самому северному краю карьера (по данным Ж. Сумьи) .
Общая величина нерастворимого остатка в солях колебнется от долей
до 7 0-80%. Наибольшее количество глинистого материала как в виде
пропластков, так и в виде рассеяной в соли тонкодисперсной примеси со­
средоточено в северной части месторождения. Здесь отдельные глинистые
пласты достигают мощности нескольких метров , и нанболее мощные из
них приурочены к краевой части соляного штока. Глины часто плотные,
разноокрашенные - большей частью в темно-зеленый, серовато-зеленый,
·
193
ю
lfарь ср
1 о 1о 1
о о 1 о
о
о 1 1 о1о
о о
о
l
Рис. 1 . Схематический разрез соленосных отложений района Uiуден-У ла
1 - соль ; 2 - соляная брекчия ; 3
пестроцветные породы
·
-
глинис т ые образования ; 4
-
вмещающие
серый цвета. Отбор образцов глин проводился по всему разрезу соляного
тела, причем в мощных пластах - также из краевых частей.
Анализ образцов галопелитового вещества позволил установить, что
большая часть их представлена почти целиком переработаиными в глину
витро кластическими туфами [Мадатов , 1 960] в смеси с терригеиным ма­
териалом. Петрографический анализ шлифов показал, что основная часть
вещества представляет собой тонкодисперсную слабодвупреломляющую
глинистую массу, иногда развитую в виде псевдоморфоз по частицам
рогульчатой и в ьпянутой формы, весьма характерной для пеплов . На рис. 2
приведены фотографии шлифов , где видна реликтовая пепловая структура
этих о бразований. Витрокластическая составляющая полностью замещена,
причем раскристаллизация частиц стекла происходила таким образом, что
новообразованные кристаллы росли перпендикулярно оси частицы от вне­
шней к центральной зоне. Вдоль контуров частиц можно наблюдать узкую
полосу, сформировавшуюся в процессе раскристаллизации стекла и выноса
гидраокислов Ti в виде тонкодисперсной массы лейкоксена, подчер�
кивающую
характерную реликтовую структуру исходного материала
(см. рис. 2, а, б) . Аналогичное распределение лейкоксена вдоль пеruювых
частиц из соленосных отложений отмечалось в туфагенных породах соля­
ных месторождений района Туз-Таг [Пастухова, 1 965а, б] , купола Индер
[Соколова, 1 98 2 ] , Старобинекого месторождения калийных солей [Рас­
сказов , 1 984] и др. Что касается кристаллокластов, то они представлены
зернами калиевого полевого шпата, кроме того непосредственно в туфо­
генной тонкодисперсной массе присутствуют частицы дегидратированного
обесцвеченного биотитаподобного материала. По сравнению с другими
районами процессы переработки стекла здесь шли, по-видимому, более
активно, кроме того, пеплавый материал подвергалея интенсивному меха­
ническому перемешиванию с добавлением терригеиных компонентов , что
обусловливает сравнительно небольшое количество ярко выраженных час­
тиц реликтов стекла, а также присутствие обломочных зерен кварца, мус194
Рис. 2, Фотографии шл ифов глин с характерной реликтовой пепловой структурой,
ув. 2 1 0, без анализатора
Пояснение см. в тексте
ковита, циркона, турмалина, брукита (см. рис. 2, в, г) Наряду с зернами
обломочного кварца встречены агрегаты аутигеиного кварца, образующие
вместе с отдельными . кристаллами характерные "розетки" и сформировав­
шиеся, по-видимому, вследствие наличия избыточного кремнезема при рас­
кристаллизации стекла.
Анализ гранулометрического состава рассматриваемых глинистых об­
разований показывает, что основная масса глинистых минералов представ­
лена частицами менее 5 мкм, концентрация которых колеблется от 5 0
до 90%. В более крупных размерных фракциях (5- 1 0; 1 0-50; 5 0- 100 мкм),
общая сумма которых колеблется от 1 О до 51>%, наряду с агрегатами гли­
нистых минералов появляются зерна кварца, калиевого полевого шпата,
биотита, карбонатов (преимущественно кальцита) , циркона и брукита
(редко) . При этом если концентрация кварцевых зерен тяготеет к наиболее
крупной фракции, калиевый полевой . шпат - к фракции 1 0-50 мкм, то
карбонаты встречены во всех фракциях более 5 мкм и их концентрация
постепенно увеличивается по мере укрупнения фракции . Во фракциях
менее 5 . мкм карбонатного . вещества мало. Наиболее карбонатизирован­
ные образцы глин приурочены к северной части разреза, причем количест­
во карбонатного материала контролирует кроме химического состава и
цветовые оттенки · глинистого вещества от зеленого (бескарбонатного)
до
светло-зеленого
(до
7%
карбонатов)
и светло-коричневого
(до 50%) .
Тонкодисперсная часть глин (фракция < 1 мкм; 1-5 мкм) представле­
на парагенетической ассоциацией хорошо раскристаллизованных глинистых
минералов : лейкафиллита
хлорита. При этом можно отметить, что если
лейкафиллит является преобладающим компонентом в обеих фракциях,
то хлорит - более тонкодисперсный и преимущественно концентрируется
во фракции менее 1 мкм. Идентификация их достаточно четко пр<)водится
по целому комплексу анализов - рентгеновскому, термическому, инфра­
красноЙ спектрометрии (ИКС) , химическому и др. На рис.З ,а даны цифрак­
тограммы образцов лейкофиллита. Пики очень четко очерчены, что говорит
о хорошей раскристаллизованносni: материала, отмечается слабая диффуз­
ность и растянутость пиков при насыщеmm глицерином. После прокалива­
нии при 5 5 0°С величина рефлекса d ( о о з ) = 3 ,30 А, что является характер­
ным для этого минерала !Соколова, 1 982] . Кривые дифференциально­
термического анализа (ДТА) образцов лейкофиллита также типичны.
На рис. 4 . 1 приведена одна из таких кривых, отличающаяся характерной
совокупностью пиков, в том . числе пика, обусловливающего потерю кри­
сталлизационной водЬI, который несколько смещен в область более высо­
ких температур (в отличие от типичю>IХ гидрослюд) . Метоць1 ИКС [Плюсни­
на, i 977] дают серию пиков в участках спектра поглощения, также харак­
терных для исследуемого минерала (рис. 5 , 1 ) .
Эл ектронаграфическое изучение лейкафиллита [Ципурский, 1 978] из
туфагенных глин месторождения позволило установить его принадлежиость
к модификации 1М с параметрами . элементарной ячейки : а = 5 ,2 1 А ; Ь =
= 9,036А; с = 1 0, 1 2А; � = 1 01 , 1 ° , c sin � = 9,93А. Рассчитанная по данным
химического состава (в %) одного из типичных образцов (Si0 2 - 5 1 ,87,
Ti0 2 - 0,66, Al2 03
1 9, 59, Fe 2 03 - 3,44, FeO - 0,77, СаО - 0,6 , MgO ­
- 6,8 1 , MnO - 0,06, Na 2 0 - 0,06, К2 О - 8,88, Н 2 0+ - 5,49, Н20- - 1 ,2 1 ,
.
-
196
7,f "C
J,3J "c
tJ
а
l�t ·c
7, 1
!l,g
1'1,0,
� 71
J,Jo ·с
J,JU
'1,95
J, JO
J,JJ
1У,1
У,Уь·
9,9
� !Jii
�JO
2
2
J
J
Рис. 3. Дифрактоrрамма образцовл ейкофиллита (а) ихлорита (б) (фракция < 1 мкм)
Образцы: 1 - природно-ориентированный , 2
каленный при 5 5 0° С
1:-
-
насыщенн ый глицерином , 3 - про ­
99,38) формула минерала [Булах, 1 967) и меет вид:
З+
.
Ko ,s Nao , o 1 (А1 1 , 1 4 Mgo ,1 1 Fe o , 2 3 ) (S1з ,64 Аlо , З б 0 1 о ] (ОН) 2 .
Кристаллахимическими особенностями лейкафиллита являются отно­
сительно низкая степень замещения Si на Al в тетраэдрах и высокая кон­
центрация катионов Mg в октаэдрах. При этом минерал из туфагенных глин
месторождения Шуден-Ула отличается от аналогичных образований других
регионов лучшей окристаллизованностью, отсутствием разбухающих
межслоев , более высоким содержанием А ! и сравнител ьно низким окта­
эдрических каtl!Онов Mg (Соколова, 1 982; Рассказо в, 1 984] .
Железистый Mg-Al хлорит диагностируется [Кепежинскас, 1 965 ) на
цифрактограммах по серии рефлексов, характерных для хорошо раскрис­
таллизованного минерала. При этом после насыщения и прокаливания
1 97
2
570
Рис. 4. Кривые диффереициальио-термическ ого анализа образцов глин (фракции <
< 1 мкм)
1
-
лейкофиллит;
2
-
хлорит
2
1
500 Cltf - 1
Рис. 5 . Инфракрасные спек тры образцов глин (фракции < 1 мкм)
1
-
лейкофиллит ;
2 - хлорит
образцов межruюскостное расстояние - i4,IA уменьшается до 1 4,01\, а
7 , 1 А; 4,7 1 1\ и других
интенсивность rшков последующих порядков
резко падает (см. рис. 3, б) , Наличие достаточно хорошо вы!'аженного
эндотермического эффекта характериЗующегося rшком при 5 70 С на кри­
вой ДТА (см. рис . 4,2) , является тиrшчным для хлорита, как и полученные
по данным методов ИКС (см, рис. 5 ,2) величины интенсивности Пропуска­
ния в областях 3600, 450-550 см- 1 [Плюснина, 1 977] .
Химический состав (в %) образца с максимальным содержанием хлори­
тового компонента (см. рис. 3, б) : Si02
48,85 , Ti02 - 0,27 , Al2 03
1 8 , 1 2, Fe2 03 - 3,19, FeO
4,37, СаО - 0,88, MgO - 1 1 ,62, Na2 0 - 0,06,
К2 0
4,5 8, Н20+
7,36, Н2о- - 0,66, � 99,96 nозволяет оценить крис­
таллохимическую сnецифику данного минерала (Feo,74Al 1 , 7 3Mg2 ,2 2 )
[ Si4 0 1 0 ] (ОН) 8 с учетом того, что весь К в образце nошел на гидрослюднетую комnоненту,
Анализ кристаллохимической формулЪ! жел езистого Mg-Al хлорита
показывает, что в октаэдрах имеет место изоморфное замещение Mg на
А1 и Fe, nричем по сравнению с хлоритами из эвапоритов других регионов
количесТво Mg, замещенного на Al, существенно выше. Например, для
хлорита из калиеносных отложений верхнефамеиской галогенной форма­
ции Припятекого nрогиба формульные коэффициенты для октаэдрячеекого
Al и Mg равны соответственно 0,6 и 4,5 5 . В тетраэдрах замещение Si и А1 от-
-
-
-
•
1 98
-
=
-
сутствует, и о ни являются почти полностью кремниевыми. Из анализа фор­
мулы минерала можно также полагать что , по-видимому, в каком-либо
из слоев (в 2 : 1 или в 1 : 1 ) трансоктаэдр занят катионами Mg и Al
статистически со степенью заполнения 0,7. Эл ектронаграфическое исследо­
вание хлоритового образца позволило о пределить по рефлексу d0 6 0
1 ,5375А параметр злементарной ячейки Ь = 9,225А, хар�ктерный для
хлоритов с относительно высоким содержанием Fe и Mg в структуре ми­
нерала.
Особенности строения месторождения, состава солей и галопелитового
материала свидетел ьствуют о том, что формирование соленосных пород
происход:ило в сравнительно мелководном бассейне, причем геохимичес­
кие условия ,садки солей достигали стадии формирования галита, который
и выполняет основную массу соли, тогда как предпосьmок для образования
большого количества калийных солей еще не сложилось, на что указывают
лишь единичные локальные флуктуации повышения содержания KCI на об­
щем , низком фоне концентращш зто го компонента. Распределение солей,
галопелитов (см. рис. 1) , карбонатного вещества, а также особенности
калиепроявлений в разрезе позволяют проследить эволюцию салеродного
бассейна от карбонатной к галитовой стадии, цикличность процессов соле­
образования (можно выделить не менее трех циклов) . При этом наиболь­
шее количество туфагенного материала приурочено к начальной и конечной
фазам соленакопп ения в регионе. Синхронный вулканизм в северных при­
бортовых частях Тувинского прогиба привел к привносу в бассейне эвапо­
ритизации наряду с терригеиным материалом, представленным преимущест­
венно кварцем и слюдами, пеплового материала, переработаиного в пост­
седиментационной агрессивной солеродной среде и в посл едующей днаге­
нетической стадии иреобразования осадков в л ейкофиллит с параллельным
образованием железистого Мg-Аl-хлорита и аутигеиного кварца.
Особенностями лейкафиллита (довольно редкого минерала, впервые
встреченного на территории МНР) является более высокое содержание
А1 в октаэдрах и несколько меньшая магнезиал ьность по сравнению с его
аналогами из других регионов, что о бусловлено осо бенностями геохими­
ческих условий, в которых шло образование л ейкофиллита, и в первую
очередь спецификой солевого состава среды, характеризующейся в предка­
лиеносной стадии осолонения сравнительно низким содержанием Mg . При
нанесении кристаллохимических характеристик изучаемого минерала на
известную диаграмму для , диоктаэдрических слюд различного генезиса,
предложенную А.Г. Коссовекой и В.А. Дрицем (Коссовская, Дриц, 1 975 ] ,
все исследованные образцы попадают в ту часть поля селадонитов , где
железистость сравнительно невелика и где выделяется поле лейкафиллитов
[Соколова, 1 982; Рассказов, 1 984) . Однако лейкофиллит туфогенных
глин месторождения IIIуден-Ула тяготеет к той части поля, для которой
характерны более алюминиевые разности, так как его преобладающие
значенИя A11v
0,3-0,4 по сравнению с 0,1 -0,3 для лейкафиллитов из
эвапоритов других регионов . Интересно заметить, что увеличение количест­
ва Al1v, обусловливающего рост тетраэдрячеекого заряда, хорошо извест­
но е для минералов высокотемпературного метаморфизма, отмечается и
для гидрослюд осадочных пород, образующихся в днагенетических уело=
=
�
1 99
виях [Коссовская, Дриц, 1 975 ] , что в свою очередь контролируется некото­
рым о бразом и степенью прообразованИя вещества в диагенезе и раннем
эпигенезе. Т .е. для более алюминиевых разностей лейкафиллита можно
ожидать сравнительно большую степень переработки материаЛа, что и на­
блюдается для этого минерала из туфагенных глин соляного месторожде­
ния Шуден-Ула. Иначе говоря, происходит как бы фенгитизация материала,
при этом, пользуясь классификацией минералов, принятой Международным
номенклатурным комитетом в 1 979 г., можно рассматривать иссл едуемый
минерал как разность, занимающую промежуточное положение между
лейкафиллитами и . фенгитами, для которых характерен более высокий
третраэдрический заряд (до 0,8) .
Особенностью аутигенного, также хорошо раскристаллизованного хло­
рита, является наряду с повышенной стеПенью замещения Mg на Al в окта­
эдрах его несколько большая железистость относительно хлоритов из эва­
поритов других регионов. Это может быть связано как со спецификой
солевой среды, так и с осо бенностями выноса Fe из вмещающих соле­
носную толщу nестроцветных и красноцветных пород, богатых этим компо­
нентом, с учетом того, что проникновение о богащенных растворов проис­
ходит, как правило, по зонам контактов солей с галопелитовым материа­
лом или соляной брекчией.
Можно отметить, таким образом , что глинистый материал соленосных
отложений района месторождения liiуден-Ула, в основной массе и меющий
туфагенную природу, сильно переработан, а его тонкодисперсная фаза
представлена ассоциацией глинистых минералов лейокфиллит хлорит.
При этом состав глинистых минералов, их кристаллохимические характе­
ристики отражают как специфику аутигеиного силикатного минералообра­
зования, так и в качестве дополнительного фактора позволяют судить
об особенностях геохимических о бстановок собственно соленосных от­
ложений.
ЛИТЕРАТУРА
Булах А.Г. Руководство и таблицы цля расчета формул минералов. М . : Недра,
1 967. 1 44 с.
Кепежинскас К.Б. Статисmческий анализ хлоритов и их nарагенетические типы.
М . : Наука, 1 965. 1 35 с.
Косоовская А.Г., Дриц В.А. Кристаллохимня диоктаздрических слюд, хлоритов
и корренситов как индикаторов геологических о бстаново к. - В ки. : Кристаллохимня
минералов и геологические nроблемы, М,: Наука, 1 9 7 5 , с, 60-69 .
Мадатов Х. К воnросу классифи кации витро кластических туфов . - Bonp. геоло­
гии, 1 96О, вып. 6, c. l 1 - 1 8.
Пастухова М.В. К nознанию аутигеиных сили катных и алюмосиликатных минер&­
лов в соленосных породах. - ЛИтологин и полез, ископаемые, 1 96 5 а, N9 3, с, 78-90.
Пастухова М.В. Аутигеиные минералы в хемогенно-терригенных породах в тузтагокой соленоеной толще, - ЛИтологин и полез. ископаемые, 1 965 6, N9 1 1 , с, 3 1 -52,
Плюснина Н,Н. Инфракрасные спектры минералов , М . : Изд-во МГУ, 1977, 172 с,
Рассказов А.А. Минералы глин калиеносных отложений. М . : Наука, 1 9 84, 72 с.
Соколова Т,Н. Аутигеино е силикатное минераг.-с::.5разование разных стадий осолонения. М. : Наука, 1 982. 1 64 с.
Ципурский С.И. Электронографический метод косых текстур, - ЛИтологин и
полез. ископаемые, 1 9 78, N9 3, с. 3 3-42,
200
УДК 55 3 . 6 3 2 . 2 1 .08 (4 70.5 3) :68l.3
В.Л. Баталов,
А.И Кудря шов , Ю.В. Шурубор
ИЗУЧЕНИЕ УСЛОВИЙ ПРИВНОСА ТЕРРИГЕИНОГО МАТЕРИАЛА
В СОЛЕРОДНЫЙ БАССЕЙН
НА ОСНОВЕ АНАЛИЗА ГОРНО - ГЕОМЕТРИЧЕСКИХ МОДЕЛЕЙ
ГЕОЛОГО -ГЕОХИМИЧЕСКИХ ПОЛЕЙ,
ПОСТРОЕННЫХ С ПОМОЩЬЮ ЭВМ
(на примере Верхнекамского солеродного бассейна)
Наличие пекотарого минимума информации о палеогеографических
уСЛовиях времени саленакопления относится к числу обязательных пред­
оосьток успешного решения зад ач оптимизации управления поисками,
развед кой и разработкой соляных месторождений. Особое значение
имеют данные о процессах привноса в солеродный бассейн глинисто-тер­
ригеиного материала: Сведения о содержании и характере этого материала
необходимы для проектирования эффективной технологии обогащения,
выбора конфигурации шахтного поля и последовательности его отработ­
ки, позволяющих в течение длительных периодов сохранять стабильный
режим работы обогатительных фабрик , избегать частых перенастроек
их оборудования.
Большинство исследователей полагает, что в период формирования
· калиеносной толщи Верхнекамского месторождения терригенный ма­
териал поступал в солеродный бассейн вместе с континентальными во­
дами [Копнин , 1 973 ; Третьяков , 1 973; Уразов , 1 932] . Высказывалось
также мнение об эоловом происхождении значительной части глинисто­
терригеиной примеси калийных солей [Морачевский, 1 939; Кудряшев,
Чернышев , 1 976] . В нашей работе сделана попытка решить вопрос о
механизме загрязненеия солей Верхнекамского месторождения глинис­
тым и терригеиным материалом с помощью математической обработки
данных о пространствеиной изменчивости мощности сильвинитового
пласта А и содержания в нем п ерастворимого в вод е остатка (н.о . ) .
Выбор в качестве объекта исследования пласта А продиктован тремя
соображениями. Во-первых, по своему положению в разрезе соленоеной
толщи (в верхней части сильвииитовой зоны, непосредственно под плас­
том Б карнщшитовой зоны) пласт А отвечает времени, когд а процесс
саленакопления носил достаточно устойчивый характер, не подвергалея
существенным возмушениям, причины которых не связаны с салеродным
бассейном и его непосред ственным окружением . Во-вторых, сильвиниты
пласта· А в есьма удобны дпя палеогеографических реконструкций, так
как их зоигенетические изменения не столь велики, что , щ>-вид имому,
обусловлено экранирующим д ействием сосед него карналлитового плас­
та Б , в значительной мере нейтрализовывавшего активность растворов,
мигрировавших внутри соляной толши. В-третьих, полосчатые сильвини­
ты, характерные для пласта А, при разбуривании не под веграются изби­
рательному разрушению, что обеспечивает высокую пред ста1:1ительность
данных их опробования по керну .
В нашем распоряжении имелись результаты исследований сильвини1 4. Зак. 2 0 2
201
тов пласта А в 470 скважинах, относительно равномерно распределенных
по всей площади Верхнекамского месторождения . В каждой скважине
определены мощность пласта и средневзвешенное по длинам опробован. ных интервалов содержания н.-о . Поскольку известно, что подавляющая
часть н.о . в солях пласта А представлена терригеиным материалом и между
содержаниями н.о . и терригеиного материала имеется очень тесная пря­
мая линейная корреляционная зависимость, то в первом приближении
можно считать, что содержание н .о . хотя бы с точностью до линейного
преобразования может служить хорошей мерой степени обогащения солей
терригеиными компонентами.
Так как концентрация н.о. в любом пересечении пласта пропорциональ­
на скорости накопления терригеиного материала и обратно пропорцио­
нальна скорости соленакопления, то показателем, наиболее информатив­
ным по отношению к условиям привноса в бассейн терригеиного материала,
является не само содержание н.о ., а его произведение на мощность
пласта, в дальнейшем именуемое продуктивностью пласта по нераство­
римому остатку (ПНО) .
На первый вгляд кажется, что, обобщив данные о значениях ПНО в от­
дельных скважинах в виде охватывающей весь бассейн карты изолиний
ПНО, можно получить графическое отображение закономерностей про­
странствеиных изменений П НО, которого будет вполне достаточно для
решения вопроса о происхождения терригеиных компонентов , загряз­
няющих полосчатые сильвиниты пласта А. Однако реализовав этот за­
мысел , легко убедиться, что карта (рис. 1) получается очень сложной ,
н е поддающейся сколько-нибудь четкой генетической интерпретации.
Как видно из рис. 1 , на карте есть отдельные зоны повышенных значений
ПНО, похожие на "язь1ки" терригеиного материала, характерl{ые для
участков бассейна, расположенных перед устьями рек [Самойлов, 1 95 9 ;
Страхов, 1 947] , н о такие "языки" наблюдаются н е только на юго-востоке
и северо-востоке бассейна, но и в его обращенных к морю юго"-западной
и западной частях, в связи с чем говорить о приуроченности указанных
зон к местам впадения в бассейн отдельных рек не приходится.
Применим для анализа общих особенностей карты рис. 1 (точнее, ее
крупномасштабного аналога с более дробным шагом изолиний) розу­
диаграмму градиентов (риС. 2) . . Судя по розе-диаграмме, основные на­
правления возрастания значений ПНО соответствуют юЖным ( 1 35 ° -240° )
и северным (300° -45 ° ) румбам, причем наиболее четко выражено на­
правление 1 80° -240° , т.е. юга-западное. Интерпретировать такую розу­
диаграмму как свидетельство привноса терригеиного материала реками,
конечно, нельзя : ведь основная "река" окажется впадающей в солерод­
ный бассейн чуть ли не со стороны моря .
Таким образом, ни по несглаженной карте изолиний ПНО, подобной
приведеиной на рис. 1 ' ни по отвечающей такой карте розе-диаграмме
градиентов получить ясного представления о направлениях и механизме
привноса терригеиного материала не удается. Попьпаемся решить интере­
сующий нас вопрос с помощью треид-анализа.
Б ьmо построено шесть карт тренда ПНО, соответственно базирующих­
ел на описании исследуемого поля 1) линейной функцией от простран­
ствеиных координат точек наблюдений (линейный тренд) ; 2) алгебра202
ю
Рис. 1. Карта изолиний
про­
дуктивности сильвннитового
пласта А
Верхнекамского
месторождении по н.о. (в
м-%) , построенная с помощью
программы "Пооские модели
геооогических
полей" (Ста­
сеиков и др., 1 979]
Рис. 2 .
Роза-диаграмма гра­
диентов поли продуктивности
силъвинитовоrо
А
пласта
Верхнекамского месторожде­
нии по н.о. (с крупномасштаб­
ного аналога карты, пред­
ставлеиной на рис. 1 )
ическим полиномом второй степени (полиномиальный тренд второго
порядка) , 3) алгебраическим полиномом третьей степени (полиномиаль­
ный тренд третьего порядка) ; 4) экспонентой с показателем степени
в виде линейной функции от координат (полиномиально-экспоненциаль­
ный треид перВОго порядка) ; 5 ) экспонентой с показателем степени в
виде алГебраического полинома второго порядка (полиномиально-эк­
споненциальный тренд второго порядка) ; 6) экспонентой с показателем
степени в виде алгебраического 'полинома третьего порядка (полиноми­
ально-экспоненциальный тренд третьего порядка) .
Задача решалась с помощью базирующейся на методах численной гео­
метрии недр [Оценка ... , 1 98 1 ) программы "Плоские модели геологи­
ческих полей" [Стасенков и др., 1 979], позволяющей строить различные
варианты несглаженных карт в изолиниях, рассчитывать и вьщавать че­
рез графопостроитель карты тренда и остатков от тренда, определять
203
различные статистические и интегральные характеристики несглаженных
и сглаженных (трендовых) горно-гео метрических моделей .
В нашем сл учае горно-геометрические модели характеризовались сле­
дующими показателями : средним значением, стандартом (среднеквадра­
тическим отклонением) , асимметрией и эксцессом распределения значе­
ний закартированной переменной, задаваемого горно-геометрической
моделью (именно моделью, а не сово купностью результатов наблюде­
ний) . У казанные показатели для шести упомянутых выше тре!Щовых
моделей и для двух несглаженных моделей , одна из которых получена
прямой экстраинтерполяцией наблюденных значений ПНО, а вторая перемножением горно-геометрических моделей полей мощности и содер­
жаний НО, приведены в табл. 1 . Показатели относятся к области, огра­
ниченной прямоугольником, как бы о писанным вокруг контура распро­
странения пласта А, а поэтому включающей и такие участки , где значения
ПНО оценивались с помощью экстраполяции, а не путем интерполяции
данных наблюдений . Результаты эк страполяции по сравнению с резуль­
татами интерполяции гораздо сильнее зависят от используемого алгорит­
ма расчета значений переменной н точках, не охваченных наблюдениями.
Поэтому включение в моделируемую область участков экстраполяции
привело к весьма значительным колебаниям всех показателей, отражен­
ных в табл . 1 , способствовало более четкому отражению неравноценности
горно-геометрических моделей, построенных по одним и тем же факти­
ческим данным, но разными методами.
В табл . 1 обращают на себя внимание два обстоятельств а : 1 ) хотя от­
раженные в таблице несглаженные горно -геометрические модели поля
ПНО получены кардинально различными методами, по своим статисти­
ческим характеристикам они мало отличаются одна от другой, что стано­
вится особенно заметным при сопоставлении характеристщ< несглаженных
моделей с соответствующими характеристиками тре!Щовых моделей;
2) среди тре!Щовых моделей есть только одна, в се статистические харак­
теристики которой столь же мало отличаются от аналогичных показа­
телей несглаженных моделей, как и хара1перистики несглаженных мо­
делей друг от друга, - это трендавая модель, полученная на основе аппрок­
симации данных наблюдений экспонентой с показателем степени в виде
алгебраическ_ого полинома второго порядка (полиномиально -экспонен­
циальный тре!Щ второго порядка) .
Последнее обстоятельство заставляет предположить, что полиномиаль­
но-экспоненциальный тре!Щ второго порядка в некотором смысле лучше
отражает основные особенности поля ПНО, чем другие пять тренд-Qписа­
ний того же поля. Чтобы проверить это предположение, в соответствие
каждой из трендовых моделей поставим модель поля остатков от трен­
да, полученную путем вычитания тренд-модели из несглаженной модели,
рассчитанной перемножением несглаженных горно-гео мет рических мо­
делей полей мощности пласта А и содержания в нем н.о. Вычислим ста­
тистические характеристики горно -гео метрических моделей полей остат­
ков от тренда (см. табл . 2) , дополнив набор этих характеристик, исполь­
зованный в табл. 1 , средним значением квадрата о статка от тренда. Резуль­
таты вычислений, как видно из табл . 2. превращают наш предваритель­
ный вывод о то м, что полиномиально-экспоненциальный тренд второ204
Таблица 1
Статистические характеристики
различных горно-геометрических моделей поля ПНО
Среднее
Стандарт
А симметрия
полученная прямой
экС'I'раинтерполяцией
данных по НПО
3,54
5,76
2,83
7,85
полученная перемножением моделей полей
мощности пласта и
3 ,40
4,76
2,35
5,00
2,06
3,60
0,003
- 1 ,00
4,02
2,28
4,02
4,06
0,85
1 ,29
-0,07
1 ,79
2,00
3,5 1
2,75
1 ,7 8
5,22
3,49
1 ,3 0
2,90
2,75
1,15
8 ,66
8,02
Вид модели
Эксцесс
Несглаженная
содержания н.о.
Трендавая
линейная
описываемые алгебранческим полиномом
второго порядка
третьего порядка
описываемые экспоненциальн ой функцией с
показателем степени в
форме алгебраического
полинома
первого порядка
второго порядка
третьего порядка
Taбrzuцa 2
Статистические характеристики 110лей остатков от тренда
Вид тренда
Линейный
Полиномиальный
второго порядка
третьего порядка
Полиномиально-экспоненциалъный
первого порядка
второго порядка
третьего порядка
Экс цесс
1 , 33
1 7,42
4,08
0,78
1 ,45
- О,б 3
1,12
12,16
1 6,70
3,43
3,93
0,28
1 ,06
1 ,5 7
3,70
1 ,39
-0, 1 2
0,64
16,37
7,09
8,70
3,80
2,66
2,88
2,20
-0,06
1 ,8 1
5 ,59
1 0,64
6,6 1
ro
порядка очень хорошо о пи сывает особенности поля ПНО, в твердо
доказанное положен и е. Высокое качество поли ном иально -экспоненци аль­
ного описани я второго порядка подтверждается тем, ЧТ() остатки от
тренда такого типа образу ют совокупность, среднее значени е и аси мметрия
которой практически равны нулю , срещшй квадрат и стандарт очень малы,
а эксцесс удив и тельно высок. Станов ится очевидным, что опи сани е за205
Рис. .З. Карта полиноминально-экспоненциаль­
ного тренда второго порядка для поля про­
дуктивности сильвинитового пласта А Верхне­
камского месторождения по н.о.
Оцифровка изолиний в м-%
висИмости значений ПНО от простран­
ствеиных координат Х и У с помощью
полиномиально-экспоненциальной фун­
кции вида
ехр (аХ 2 + Ь У 2 + сХУ + dX +
+ f Y + b) .
( t)
ПНО
=
по отношению к полю продуктивности
сильвииитовага пласта А по н.о . не про­
сто лучшее из всех рассмотренных нами
описаний тренда, а физически оправдан­
ное описание, обеспечивающее получение
совокупности значений остатков от трен­
да, имеющей близкое к нулю математи­
ческое ожидание и малое значение второ­
го начального момента (среднего квад­
рата величины) , характеризующейся пра­
ктически симметричным распределени­
ем, в · котором концентрация частных
значений вокруГ математического ожи­
дания существенно более тесная, чем в
нормальном распределении.
Карта ·тренда поля ПНО, отвечающая
выражению ( 1 ) , приведена на рис. 3 .
Она показывает, что терригенный мате­
риал , вошедший в состав сильвииитовага
пласта А Верхнекамского месторожде­
ния, в основной своей массе принесен с юга каким-то агентом, относитель ­
но медленно освобождавшимен от переносимого материала в осевой части
солероднога бассейна и более быстро терявшего этот материал близ запад­
ной и восточной границ бассейна. На северном фланге бассейна действие
указанного агента практически не отразилось. Если он и достигад север­
ного края, то уже потерявши свой · груз терригеиного материала. Однако
у северного края бассейна действовал аналогичный механизм привноса
терригеиного материала с севера, хотя и существенно более слабый.
Природа агент� вряд ли может вызывать какие-либо сомнения. Это
ветер субмеридионального направления, достигающий наибольшей силы
в осевой зоне бассейна. Большая разница в значениях ПНО, присущих
солям северного и южного флангов бассейна, скорее всего объясняется
тем, что ветер с севера достигал Верхнекамского солероднога бассейна,
уже в значительной мере потерявши свой груз терригеиных пылевых час­
тиц над располагавшейся севернее бассейна Печорской лагуной и не
скомпенсировав эту потерю захватом дополнительных порций частиц
206
того же типа за время движения над сушей, отделявшей Печорскую ла­
гуну от Верхнекамского басс�йна.
С учетом эолового происхождения терригеиного материала, вошед­
шего в состав пласта А, роза-диаграмма, приведеиная на рис. 2, получает
несколько неожиданное объяснение. Оказывается, что в любой точке
бассейна, заметно удаленной от его оси, градиент ПНО направлен отнюдь
не туда, откуда постулил терригенный материал , а по линии, заключен­
ной внутри угла, образованного двумя лучами, один из которых направ­
лен навстречу ветру, а другой - к оси бассейна. Чем ближе к берегу, тем
эта линия дальше отходит от луча, направленного навстречу ветру, при­
ближаясь к лучу, направленному в сторону осевой части бассейна, Такое
поведение градиента является естественным следствием того обстоятель­
ства, что в лрибрежной зоне воздушная масса быстрее освобождается
от лереносимого ею терригеиного материала, чем в осевой части бассейна.
В заключение отметим, что роль эолового осадканакопления до сих
пор часто недооценивается . В действительности же эоловый алеврито-гли­
нистый материал в больших или меньших количествах присутствует в
отложениях самого различного генезиса, нередко яв,:яясь одной из основ­
ных составных частей породы [Твен:�.Jфелл , 1 936] . Количество материала,
транспортируемого ветром, уступает лишь его количеству, переносимо­
му реками, а в аридных условиях эоловый леренос зачастую выходит
на первое место [Б руевич, Гудков, 1 954 ; Кленова, 1 948; Лисицын,
1 974; Щукин, 1 974] . Выполненное нами исследщlание дает основания
предполагать, что материал эолового происхождения играет существен­
ную роль и в составе соленоеной толщи Верхнекамского месторождения .
ЛИТЕРАТУРА
Бруевич С.В., Гудков М.П Атмосферная пьmъ над Касrrnйским морем. - Изв.
АН СССР. Сер. геогр ., 1 954, NQ 4, с. 1 8 -28.
Кленов а М.В. Геология моря. М. : Учпедгиз, 1 948. 495 с.
Копни-н В.И. Условия седиментации кунгурских соленосных отложений в Соли­
камской в падине Предуральского прогиба. - Тр. Кам. отд-ния ВНИГНИ, 1 9 7 3 , вып.
1 1 8, с . 2 2 1 -238.
Кудря шов А.И., Черньzшев Н.И. О роли :юлового осадконакопления в форми­
ровании пермских пород Приуралья . - Учен. зап. Перм. ун-та. 1 9 76, NQ 3 1 8, с . 84-88.
Лисицын А .П. Осдакообразование в океанах. М . : Наука, 19 74. 438 с.
Морачевский Ю.В. Очерки Верхнекамских соляных отложений. - Тр. ВНИИГ,
1 939, вып. 1 7, с. 16 -34.
Оценка промьшmенных запасов нефти, газа и газоконденсата/Л.Ф. Дементьев,
Ю.В. II/ypyбop, В.И. Азаматов и др. М. : Недра, 1 9 8 1 . 380 с.
Самойлов Н.В. Устья рек. М. : Географгиз, 1_95 2 . 5 26 с.
Стасенков В.В., Курдюкава Г. Б., Шурубор Ю.В., Марков Н.Н. Современное состоя­
ние и перспектины применении ЭВМ при подсчете запасов нефти и· газа. - Геология
нефти и газа, 1 9 79, NQ 5, с. 36 -42 .
Страхов Н.М. Очерки геологии Кунгура Ишимбаевского нефтегазоносного района.
Ч. 1 . Стратиграфия и тектоника. - Материалы к познанию геологического строения
СССР, 1 94 7, вып. 5 . 1 44 с.
Твенхофелл У.Х. Учение об образовании осадков . М . ; Л . : ОНТИ, 1 936. 9 1 6 с .
Третьяков Ю.А. Строение з о н разубожив ания в пластах красных сильвинитон
Верхнекамского месторождения. - Тр. ВНИИГ, 1 97 3, вьш. 64, с. 26 -40.
Уразов Г. Г. О порядке отложения солей Соликамского калиевого месторожде­
ния . - Тр. ГГРУ, 1 932, вып. 43, с. 28 -5 8 .
Щукин И. С. Общая геоморфология. М. : Изд-во МГУ, 1 9 74 . Т. 3. 3 8 2 с .
СОДЕРЖАНИ Е
Ю.А. Федоров. Рассеянное органическое вещество пород древ них солеродных
бассейнов . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
3
А.Н. Земсков, Г.Д. Поля н ина. Закономерности распределения сероводорода
в продуктивной толще Верхнекамского калийного месторождения . . . . . . 1 3
И.К. Жеребцова, В.А . Золотарева, О.Д. Пантелеева. Геохимические особенности формирования соленосных отложений в северной части Приволжской
моноклинали . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
21
Т.А. Сафронов, С.Н. Гри шина, В.С. Лучников, Г.В. Кутолина. О температурах
максимального прогрева солей верхнеюрской галогенной формации юга ­
востока Средней Азии . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
34
В.Н. Аполлонов, А .Г. Иванов. О соотношении аутигеиной и аллотигениой со­
ставляющих в галопелитах . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3 8
В . Н. Аполлонов, Д.Г. Кощуг. Исследование окраски галита и сильвина калий. . . . . . . . . . . . . 44
нь1х месторождений . . . . . . . . . . . .
Б.В. Долишний. П роявление магнетита в каменной соли Днепровеко -Донецкой в падины . . .
. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . , . . . . . . . . . . . . . 54
А .Г. Коссовская, Т.Н. Соколова. Конвергентность и индикаторliость геокристал 56
лохимии аутигеиных минералов эвапоритов . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Л.З. Садыков. К вопросу о представительности данных, исследуемых в тер ­
61
модинамических расчетах при прогнозе солеотложения . . . . . . . . . . . . . .
М.Г Валя шко, А.И. Поливанова, Д.В. Гричук, Л. З. Садыков. Отложение соЫ
лей в скважинах и его прогнозирование . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
В.И. Борисенков, В.И. Гусев, И. С. Плещеев, Н.Н. Волкова, А .Н. Имамеев. Гео­
.
лого-геохимические особениости строения соленосных отложений в северо. восточной части Прикаспия . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
76
Л.Ф. А жгиревич, С.М. Обровец, В. З. Кислик. Органическое в ещество и пер­
спективы нефтеносности верхнефаменской соленоеной формации При­
пятекого прогиба . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
в;
Ю.А. Третья ков, Л. Н. Морозов. Распределение брома в каменной соли зон
разубожив ания Верхнекамского месторождения калийных солей . . . . . . . .
85
В.Г. Попов, И.Н. Шестов. Геохимия бора в подземных рассолах П редуралЪЯ
в связи с особенностями их формирования . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9 3
Е.Ф. Станкевич, Е.И. Си//Jf.вский, В.Ф. Горяинов. Эволюция соленакоппения
в озере Кучук . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9 7
Е. Ф. Станкевич, А.Н. Имамеев. Соляньхе минералы в донньхх отложениях соляных озер Казахстана и Средней Азии . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
. 107
Е. Ф. Станкевич, Ю.В. Баталин. Источники водхiо-солевого питания .современ1 16
ных и древних солеродиых бассейнов . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Н.Е. Молоштанова. К вопросу о взаимосвязи текстурно-структурных и гео­
химических особенностей сильвинитов Верхнекамского месторождения . . . 1 2 2
.
Ю.А. Федоров. Формирование аномально высоких пластовых давлений (АВПД)
в соленосных отложениях . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1 3 2
В.И. Борисенков, Ю.Е. Кудрявцев, В.А. Самойлов. Генетическая типизация
сулъфатньхх калийно -магниевых пород как основа для литолого�ациаль­
ного· расчленения сложньхх по составу соляных тел (на примере
Стебник. . . . . . . . 14 1
екого месторождения) . . . . . . . . . . . . . . . , . . . . . . . .
208
М.Г. Гаврилюк. Процессы солеобразования на газанефтяных месторождениях
Южного Узбекистана . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Г.Е. Кузнецов, ДА. Власов. Режим развития разломов Непского калиеносного
района Восточной Сибири в раинекембрийскую :tпоху . . . . . . . . . . . . . . .
С.А. Докучаев, Г.Е. Кузнецов, Г.А. Шагеев. Теолого-геофизические особенности прогноза и поисков калийных солей в Восточной Сибири . . . . . . . . . . .
В.М. Лахнюк, В.Ф. Индутный, В.И. Николаенко. Изучение петрафизических
свойств солевых пород Днепровеко-Донецкой впадИны статистическими
методами . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
А .А . Рассказов. Туфагенные глины соленосных отложений района IIIуден-Ула
(МИР) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
В.Л. Баталов, А .И. Кудря шов, Ю.В. Шурубор. Изучение условий привноса терри­
геиного материала в солеродный бассейн на основе анализа горно -геомет­
рических моделей геолого-геохимических полей, построенных с помощью
ЭВМ (на примере Верхнекамского солероциого бассейна) . . . . . . . . . . . .
153
165
1 76
187
193
201
УДК 5 5 0.4 :552.578.3
Ф е д о р о в Ю.А. Рассеянное органическое вещество пород древних .солерод·
ных бассейнов. - В ки. : Физико-химическИе закономерности осадконакопле­
ния в солеродных бассейнах . М . : Наука, 1 9 86 , с. 3 - 1 2.
Между содержанИем С0рг и глинистого материала в различных породах
соленосных формаций (камеинаи соль, гипсы, ангидриты, галопелиты и др.)
наблюдается теспаи корреляция. Это· подтверждает предложение о том, что
основпаи масса органического вещества (ОВ) заносилась в бассейны соле­
накоппения с глинистым материалом. Анализ вариаций Сорг в породах древ­
них солеродных бассейнов и условий аккумуляции ОБ в совремеиных соля­
ных водоемах показал, что в них могут накапливаться органические остатки
в масиrrабах, соизмеримых с этим процессом в морях с нормальной соле­
ностью. Наблюдаемые при проходке скважин через эвапоритовые отложения
нефте-, газо- или битумопроявления могли образоваться как in situ в резуль­
тате трансформации РОВ, так и в-:ледствие проникновения газонефтяноr:о
флюида из подсолевых отложений. В каждом конкретном случае для реше­
ния воnроса о формировании скоплений УВ в над- и межсолевых отложениях
необходимо применять комплекс исследований.
Табл. 1, ил. 7, библиогр. 13 назв.
УДК 6 22 . 8 :622.4 1 1 .34
З е м с к о в А.Н., П о л я н и н а Г.Д. Закономерности распределения серо­
водорода в - продуктивной толще Верхнекамского калийного месторожде­
ния. - В ки. : Физико-химические закономерности осадконакопления в соле­
родных бассейнах. М . : Наука, 1 986, с. 1 3 - 2 1 .
Н а участках Верхнекамского месторождения калийных солей, содержа­
щих сероводород, возникают серьезные осложнения при разработке. Соглас­
но гипотезе образования сероводорода путем восстановления сульфатов орга­
ническим веществом (ОВ) в присутствии сульфатредуцирующих бактерий,
изучалось распределение H2S, ОБ и CaS04 в пластах и выявлены закономер­
ности их распределения - максимальные количества приурочены к четным
слоям пласта В и пласту Б, а по площади - к местам интенсивной складчатос­
ти и зонам замещения. Максимальнан газоносность пласта Б отмечается при
наличии в кровле пласта В карпаплитового состава.
Табл. 5, ил. 2, библиогр. 1 1 назв .
УДК 5 5 3 . 6 3
Ж е р е б ц о в а И.К., З о л о т а р е в а В . А . , П а н т е л е е в а О. Д . Геохими­
ческие особенности формирования соленосных отложений в северной части
Приволжской моноклинали. - В ки . : Физико-химические закономерности
осадконакопления в солеродных бассейнах. М . : Наука, 1 9 86, с. 2 1 -34.
Изучение химического и минералогического состава солей и их измене­
ние по разрезу 600-метровой толщи, вскрытой скв. 1 на Краснокутекой пло­
щади Приволжской моноклинали, позволило установить геохимические осо­
бенности формирования каменных, калийных солей и бишофита. Исследуе­
мый разрез является опорным, поэтому полученный материал может быть
привлечен в качестве модели для восстановления' общих условий соленакоп­
пения в кунгуре в северной части Приволжской моноклинали; а также для
оценки перспектив обнаружения калийных солей за пределами исследуемой
территории.
Ил. 1 0, библиогр. 6 назв .
210
УДК 5 5 3 . 6 3 1 (575 .3)
С а ф р а н о в Т.А., Г р и ш и н а С . Н . , Л у ч н и к о в В.С., К у т о л и н а Г . В .
О температурах максимального прогрева солей верхнеюрской галогенной
формации юго-востока Средней Азии. - В ки . : Физико-химические законо­
мерности осадконакопления в солеродных бассейнах. М. : Наука, 1986, с. 34 - 3 7
Изучение первичных газово-жидких в ключений в галите гаурдакской сви­
ты показало, что соленосные отложения прогревзлись до 1 2 0 - 1 60°С. Это соот­
ветствует начальным градациям мезо катагенеза, которых сульфатно-галоген­
ные гаурдакские отложения достигли к началу среднего IUiноцена .или до су­
щественной перестройки структурного IUiaнa Афгано-Таджикской депрессии.
Табл.
1,
ил. 2, библиогр. 4 наз в .
УДК 5 5 3 .6 3 2 : 5 5 0.4
А п о л л о н о в В . Н ., И в а н о в А.Г. О соотно шении аутигеиной и аллотиген·
ной составляющих в галопелитах. - В кн. : Физико-химические закономернос­
ти осадконакопления в солеродных
?ассейнах. М . :
Наука, 1 9 86, с. 38-43.
У становлен о, что состав галопелитов соляных месторождений различного
типа специфичен и меняется по мере развития процесса галогенеза. Преоблада­
ющая масса мниералов галопелитов имеет аутигеиное происхождение.
Ил. 2, библиогр. 28 назв.
УДК 549.4 5 1 . 1 .2 :5 3 5 .34
А п о л л о н о в В.Н., К о щ у г Д. Г. Исследование окраски галита и сильвина
калийных месторождений. - В кн . : Физико-химические закономерности осад­
конакоiUiения в солеродных бассейнах. М. : Наука, 1 9 86, с. 44-5 3.
Показама генетическая связь окраски галита и сильвина с другими типо­
морфными свойствами. КомiUiексное изучение свойств этих минералов, их
изменчивости позволяет расшифровать условия кристаллизации в бассейне
соленакоiUiения и диагностировать днагенетические и элигенетические процес­
сы. При исследовании окраски применялась спектроскопия
фиолетовой, видимой и инфракрасной частях спектра .
Ил. 3, библиогр. 25 назв.
в
ультра­
УДК 549.73 1 . 1 3 :66 1 .426
Д о л и ш н и й Б.В.
Проявление магнетита в каменной соли Днепровеко-До­
нецкой впадины. - В кн. : Физико-химические закономерности осадконакоп­
пения в солеродных бассейнах. М . : Наука, 1 9 86, с. 5 4 - 5 5 .
В результате минералого-геохимических исследований в верхнедевонской
камеиной соли из Глинско-Розбышевской солянокупольной структуры (цен­
тральная часть Днепровеко-Донецкой впадины) обнаружены магнетит, екало­
лит,
мусковит, турмалин, кварц, сфен, роговая обманка, пирит, гематит,
флогопит, ангидрит, карбонаты. Приводятся аргументы в пользу гидротер­
мального происхождения изученной минерализации. Делается предположе­
ние о возможно более значительных, чем в соли, скоплениях магнетита в зоне
брекчирования пород Глинско-Розбышевской структуры.
· Б иблиогр. 2 назв.
УДК 5 52 . 5 3 :549
К о с с о в с к а я А . Г . , С о к о л о в а - Т.Н. Конвергентность и инднкатор­
ность геокристанлохимии аутигеиных минералов эвапорнто в. - В ки . : Физико­
химические закономерности осадконакоiUiения в солеродных бассейнах. М . :
Наука, 1 9 86, с. 5 6 -61 .
В соленосных формациях установлены своеобразные минералого-кристал­
лохимические ассоциации аутигеиных слоистых силикатов, ряд представите-
21 1
лей которых ранее был известен только лишь в nродуктах иреобразования
ультраосновных nород. В работе рассмотрены воnросы конвергентности nро­
цессов аутиГеиного минералообразования и выявления nределов однозначного
соответствия кристаллахимических особенностей минералов и их ассоциаций
геологическим обстановкам формирования.
Библиогр. 1 8 назв.
УДК 550.853 : 550.426
С а д ы к о в Л.З. К воnросу о nредставительности данных, исnользуемых в
термодинамических расчетах nри nроrнозе солеотложения. - В кн. : Физико­
химические закономерности осадканакоnления в салеродных бассейнах. М . :
Наука, 1 986, с. 6 1 -66.
Рассматриваются nричины снижения надежности термодинамических расче­
тов nри nрогнозе салеотложения в скважинах в условиях заводнения нефтя­
ных месторождений и откачки nластовых вод. Обращается внимание на широ­
ко расnространенную nрактику nолучения недостаточно nредставительных
исходных данных, nрежде в сего гидрохимических. У казываются nричины
снижения nредставительности nроб nластовых вод и nути ее nовышения.
Б иблиогр. 3 назв.
УДК 556,3 1 4 : 550.426:622.276
В а л я ш к о М.Г., П о л и в а н о в а А.И., Г р и ч у к Д.В., С а д ы к о в Л.З.
Отложение солей в скважинах и ero nроrнозирование. - В кн . : Физико-хими­
ческие закономерности осадканакоnления в салеродных бассейнах. М . : Наука,
1 986, с. 66-75.
Излагается методика nрогнозирования салеотложения в скважинах nри
внутриконтурном заводнении нефтяных nластов . Методика основывается на
оригинальном nредставлении о смешении закачиваемой воды не с nластовой
законтурной, как nринято считать, а с nластовой остаточной водой, о составе
которой можно судить по nоnутной воде в начале ее nроявления в. эксnлуата­
ционных скважинах. Методика заключает расчет состава закачиваемой воды
nри ее взаимодействии с nородой в nластовых условиях и сnособ расчета соста­
ва и количества солей, сnособных выnадать в осадок nри смещении nластовой
и закачиваемой воды, базирующийся на теории ионных ассоциатов в nрирод­
ных водных растворах. Расчет осуществляется nри nомощи вычислительной
nрограммы, в которой реализован алгоритм минимизации энергии химичес­
кой системы. Указанная методика может быть исrюльзована nри оценке сале­
отложения в nодземных условиях.
Библиогр. 19 назв .
УДК 550.4 : 5 5 1 .3+553.06 1 . 1 4 : 5 5 3 .6 3 2
Б о р и с е н к о в В. И . , Г у с е в В . И. . П л е щ е е в И . С.. В о л к о в а Н . Н.,
И м а м е е в А.Н. Геолого-rеохимические особенности строения соленосных от­
ложений в северо-восточной части Прикасnия.- В кн . : Физико-химические зако­
номерности осадканакоnления в салеродных бассейнах . М . : Наука, 1986,с. 76-83.
На северо-востоке Прикасnия открыт ряд месторождений солей. Они nри­
урочены к эрозионным котловинам, сформировавшимен в nлиоценовое вре­
мя. По составу солей вьщеляется три тиnа салсродных nалеобассейнов : 1 с континентальным nитанием (восточная часть л-ова Бузачи и район сора
Каракичу) ; 2 - с nитанием водами Касnия (район сора Мертвый Култук) ;
3 - в щпании которых; участвуют как воды Касnия, так и воды суши (район
сора Кайдак) . На основании анализа изменчивости минерального состава и
содержани я Br в хлоридах дана характеристика особенностей развития бас­
сейнов .
Ил. 3, библиогр. 2 назв .
212
у дк 5 5 2 . 1 4 3 : 5 5 2 . 5 1 : 552.53 (476 / 1 3)
А ж г и р е в и ч Л.Ф., О б р о в е ц С.М., К и с л и к В.З. Органическое веще·
ство и перспектины нефтеносности верхнефаменской соленоеной формации
Припятекого прогиба. - В кн. : Физико-химические закономерности осадко­
накопления в солеродных бассейнах. М . : Наука, 19 86, с. 8 3 - 84.
Обнаруженные пласты и прослои керогенсодержащих глин и изв естняков
в верхнефаменской соленоеной формации Припятекого прогиба являются
нефтематеринскими породами. которые в оптимальных термабарических
условиях могли генерировать нефть.
Библиоrр. 2 назв.
УДК 550.4 2 : 5 5 3 .6 3 2
Т р е т ь я к о в Ю.А . , М о р о з о в Л.Н. Распределение брома в каменной соли
зон разубоживания Верхнекамского месторождения калийных солей. - В кн . :
Физико-химические закономерности осадканакопления в салеродных бассей­
нах. М . : Наука, 1 986, с. 8 5 -92.
Для уточнения палеегеографической обстановки на площади формирова­
ния зон разубоживания впервые изучено распределение Br в их отложениях.
В ыявлены закономерности изменения содержаниЯ Br в различных морфо­
логических типах галита в вертикальном и горизонтальном направлениях
через разубожеиные участки. Установлено, что зоны разубоживания имеют
седиментационное происхождение и их отложения сформировались из рапы,
первоначально насыщенной только по NaC\, а в заключительный этап развития
насыщенной и по KCI .
Табп. 1 , ил. 4, библиогр. 6 назв.
УДК 556.3 1 4 :546.27
П о п о в В.Г., lii е с т о в И.Н. Геохимия бора в подземных рассолах Пред­
уралья в связи с особенностями их формирования. - в кн . : Физико-ХiiМИ­
ческие закономерности осадконакопления в салеродных бассейнах. М . : Наука,
1 9 86, с. 9 3 -97.
Рассматриваются особенности миграции и аккумуляции бора в рассолах
П редуралья. Основными факторами, контролирующими накопление В в рас­
солах, явпяются глубина их залегания и степень метаморфизации. Подчерки­
вается, что характер распределения В в подземной гидросфере региона тесно
связан с условиями формирования и генезисом рассолов.
Ил. 2, библиогр. 9 назв,
у дк 553.6 3 (57 1 . 1 5)
С т а н к е в и ч Е.Ф., С и н я в с к и й Е . И . , Г о р я и н о в В.Ф. Эволюция соле­
накопления в озере Кучук. - В кн . : Физико-химические закономерности осад­
конакопления в солеродных бассейнах. М . : Наука, 1 9 86, с. 97- 1 06 .
Выделено три этапа гидрохимического развития оз. Кучу к : пресного и
солоноватоводного озера, озера в стадии обратимого политермического цикла
и озера в стадии смешанного цикла; охарактеризован гидрохимический режим
последних двух этапов,
Табл. 3 , библиогр. 7 назв.
УДК 5 5 3 .63 (574/575)
С т а н к · е в и ч Е.Ф., И м а м е е в А . Н . Соляные минералы в донных отложе­
ниях соляных озер Казахстана и Средней Азии. - В кн . : Физико-химические
закономерности осадконакопления в солеродных бассейнах. М . : Наука, 1 986,
с. 1 07 - 1 1 6.
213
Обобщены данные ПD парагенезам соляных минералов в донных отложе­
ниях озер Казахстана, Средней Азии и прилегающих районов. Выделено 1 3 па­
рагенетических ассоциаций породообразующих соляных минералов. Установ­
лена связь между гидрохимическим типом озерной рапы и парагенезисами
соляных минералов. Охарактеризованы парагенетические ассоциации солей
для каждой ланцwафтио-климатической зоны Казахстана и Средней Азии
Табл. 3, библиогр. 14 назв.
УДК 5 5 3.63 :553.06 8.2
С т а н к е в и ч Е.Ф., Б а т а л и н Ю.В . Источники водно-солевого питания
современных и древних селеродных бассейнов. - В кн . : Физико-химические
закономерности осадкенакопления в селеродных бассейнах. М.: Наука, 1 9 86,
с. 1 16 - 1 22.
Основными источниками водно-солевого питания селеродных бассейнов
являются воды континентального стока, озер, озер-морей и Мирового океана
и его морей. В аридной зоне в озерах, почвах и грунтовых водах скапливаются
огромные запасы солей, которые при перемывании могут стать основным
поставщиком солей в селеродные бассейны.
Табл. 1, библиогр. 23 назв,
УДК 553.632 :550.4
М о л о ш т а н о в а Н.Е. К вопросу о взаимосвязи текстурно-структурных
и . геохимических особенностей сильвииитов Верхнекамского месторожде­
ния. - В кн. : Физико-химические закономерности осадкенакопления в селеродных бассейнах. М. : Наука, 1 986, с. 1 22 - 1 3 1 .
·
У стан<(!влена взаимосвязь текстурно-струКJУрных и геохимических осо­
бенностей разновидностей сильвинитов пластов Кр 11, А и Б в южной части
Верхнекамского месторождения. Выявлена резкая дифференциация геохи­
мических параметров по отдельным слоям пласта Кр 11, А и Б, указываю­
щая на ритмичность условий селенакопления продуктивных пластов Верхие­
камского месторождения калийных солей.
Табл. 1, ил. 1, библиогр. 1 0 назв.
УДК 5 50.46 :553.981/ 982
Ф е д о р о в Ю.А. Формирование аномально высоких пластовых давлений
(АВПД) в солеиосиых отложениях. - В кн. : Физико-химические закономер­
ности осадкоиа ко пп ени я в сел еродных бассейнах. М. : Наука, 1 986, с. 1 32-
140.
В работе развиваются представления о литогенетической концепции фор­
мирования АВПД в соленосных формациях, Разработан принципиально новый
механизм образования АВПД, в котором главная роль отводится взаимодей­
ствию флюидной (межкристальные растворы, рассолы, газово-жидких включе­
ний и пластов-коллекторов) и твердой фаз в процессе литогенеза. Установлена
пространствеиная связь между зонами АВПД и проявлениями нефти, газа и
газоконденсата.
Табл. 1 , ил: 4, библиогр. 1 5 назв .
УДК 550.4 :55 1 .3+553.632
Б о р и с е н к о в В . И . , К у д р я в ц е в Ю.Е., С а м о й л о в В . А . Генетичес­
кая типизация сульфатных калийно-магниевых пород юiк основа для литоло­
го-фациального расчленения сложных по составу соляных тел (на примере
Стебникекого месторождения) . - В · кн . : Физико-Химические закономерности
осадконакоппения в солеродных бассейнах. М . : Наука, 1986, с. 1 4 1 - 1 5 2.
Предложен принцип классификации сульфатных калийно-магниевых пород
по наличию в их составе минералов илц ассоциаций, характеризующих опре-
214
деленные условия седиментации или постседиментационного преооразова­
ния. На этой основе вьщелено шесть генетических типов пород: лангбейнито­
вый, каинитовый, сильвиновый, карналлитовый, шеиитовый и глазеритовый,
Разработан 'расчетио-графический метод определения типа породы по ее
химсоставу. Метод был использован для литолого-фациального расчленения
продуктивных тел Стебникекого месторождения с целью выявления зональ­
ности в их строении и экстраполяции полученных данных на участки с ред­
кой сетью разведочных выработок, а также для определения пространствен­
иого распространения калийных руд разного качества.
Ил. 5, библиогр. 4 назв.
УдК 55 3.63.D7 8 : 55 3 .98 (57 5 . 1 6 / 1 92)
Г а в р и л ю к М.Г. Процессы солеобразованИя на газонефтяных месторожде­
ниях Южного Узбекистана. - В кн . : Физико-химические закономерности осад­
конакопления в солеродных бассейнах. М. : Наука, 1 9 86 , с. 1 5 3- 1 65 .
Рассмотрены особенности соленакоnпения н а газанефтяных месторожде­
ниях Южного Узбекистана. Показана ведущая роль нестектоники в распре­
делении мощностей солей, их вещественного состава и геохимии, Доказыва­
ется единая генетическая природа пластовых и жильных солей в надрифовых
и межрифовых зонах. Рассматривается парагенетическая связь солей с рас­
солами и нефтяными битумами с широким распространением процессов мета­
соматоза в верхнеюрских известняках. Выделено несколько самостоятельных
центров соленакопле!lия в бассейне, связанны х с дуговыми и кольцевыми
разломами и аномальными соленосными и рассольными зонами, формирую­
щнхся на поднятиях. Делается вывод о глубинной природе происхождения
солей и их миоден-четвертичном возрасте, а также о единой природе форми­
рования соленосных, рассольных и утлеврдородных залежей, широко про­
явленной в молодых кольцевых структурах.
Ил. 3, библиогр. 1 8 назв.
УДК 5 5 1 . 243.03 :55 1 .732.2 (57 1 .53)
К у з н е ц о в Г.Е., В л а с о в Д.А. Режим развития разломов Нелекого калие­
носного района Восточной Сибири в раинекембрийскую эпоху. - В ки . : Физи­
ко-химические закономерности осадконакопления в солеродных бассейнах.
М. : Наука, 1 9 86 , с. 1 65 - 1 76.
Анализ режима развития разломов Нелеко-Гаженского района позволил
расклассифицировать их на пассивные и активные. Последние подразделяются
на разломы непрерьmного и прерьmистого развития. С пассивными и прерьmи­
стъrми разломами связаны участки развития карналлитов в пачке засоленных
ангидрито-доломитов и каменных солей и в гаженекой соленоеной пачке
ангарской свиты. Силъвинитьr и сильвинит-карналлитъr располагаются в основ­
ном в ареале действия разломов непрерьmного развития с максимумами ак­
тивизации в ангарское время.
Табл. 4, ил. 3, библиогр. 1 1 назв .
УДК 5 5 3 .632.04:550.8.05 (571 .53)
Д о к у ч а е в С.А., К у з н е ц о в Г.Е., III а г е е в Г.А. Геолого-геофизичес­
кие особенности прогноза и поисков калийных солей в Восточной Сибири. В кн. : Физико-химические закономерности осадкенакопления в солеродных
бассейнах. М . : Наука, 1986, с. 1 76 - 1 8 7.
Проведена оценка информативности известных калиелоисковых признаков
и показателей изменчивости геолого-промьшrленных характеристик калиенос­
ных объектов нижнекембрийской галогенной формации Восточной Сибири.
Рассмотрены возможности использования при калиелоисковых работах поЛе­
вых геофизических методов. У становлен о, что предложенные калиелоисковые
215
показатели соляного разреза (количество соляных и несоляных пластов, плот
ность их распределения в галогенных и соляных образованиях, MOII.OIOCТЬ
гаженекой пачки и ее горизонта нижней каменной соли) наряду с основными
калиелоисковыми признаками (МОII.Оiостью соляных отложений и их соле­
насыщенностью) будут способствовать повышению геологической эффектив­
ности прогиозных и поисковых работ на калийные соли в Восточной Сибири.
Табл. 2, ил. 1 , библиогр. 7 назв .
УДК 5 5 2.5 3 :5 1 9 (47 7)
Л а х н ю к В.М., И н д у т н ы й В.Ф., Н и к о л а е н к о В.И. Из}"lение петро­
физических свойств солевых пород Днепровеко-Донецкой впадины статисти­
ческими методами. - В кн. : Физико-химические закономерности осадконакоп­
пения в солеродных бассейнах. М . : Наука, 1 986, с. 1 87 - 1 92.
На основании анализа петрофизических свойств произведена оценка воз­
можной флюидоупорности галогенных формаций северо-западной части регио­
на. Посредством статистических методов установлены наиболее вероятные зна­
чения и пределы изменения плотностных, емкостных и скоростных парамет­
ров солевых образований верхиего девона и нижней перми. Обоснована целе­
сообразность использования многомерных регрессионных моделей для про­
гноза физических параметров пород с учетом стратиграфической принадлеж­
ности и термодинамических условий,
Табл. 1 .
УДК 553.632
Р а с с к а з о в А.А. Туфогенные глины соленосных отложений района lllyдeн­
y ла (МНР) . - В кн. : Физико-химические закономерности осадконакопления
в солеродных бассейнах. М . : Наука, 1 986, с. 193-200.
Дано оnисание соленосиого разреза района lllуден-Ула (северо-западная
часть МНР) . Установлен туфогенный характер галопелитового материала,
С помощью комплекса современных физико-химических методов изучен
минеральный состав туфогенных глин. В качестве осноuных глинистых мние­
ралов установлены железисть!Й Мg -Аl-хлорит и лейкофиллит, встреченный
впервые на территории МНР. Исследованы кристаллохимические особенности
глинисть1х минералов и установлен их аутигенный генезис.
Ил. 5, библиогр. 10 назв .
УДК 553.632.21 .08 (470.53) :68 1 .3
Б а т а л о в В.Л., К у д р я ш о в А.И., 111 у р у б о р Ю.В. Изучение условий
привноса терригеиного материала в солеродный бассейн на основе анализа гор­
но-геометрических моделей геолого-геохимических полей, построенных с по­
мощью ЭВМ (на примере Верхнекамского солеродкого бассейна) . - В кн . :
Физико-химические закономерности осадконакопления в солеродных бассей­
нах. М . : Наука, 1 986, с. 201 -207.
С помощью ЭВМ восстановлено поле продуктивности перастворимого в
воде остатка (н.о.) Пласта А, которое из-за своей сложности не поддается
визуальной интерпретации . Сглаживание показало, что наилучшей трендовой
моделью поля продуктивности н.о. является полиномиалъно-экспоненциаль­
нь!Й тренд второго порядка. На основе анализа этой модели делается вывод,
что терригенный материал привносился в бассейн ветром субмеридноналъного
'
направления.
Табл. 2, ил. 3, библиогр. 14 назв .
К ста тье И.К.Жеребцовой и др . ''Геохим и чесk.·и е ucoбeн ­
Jtocтu . . . "
Цинл
aлytiuнa,
Литалогих
м
700
12
- · · - ··
· ·
� ::.t: l-::
а
г
г
г
г
750
г
г
lf
г
80010
г
г
(
г
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
г
г
г
г
г
г
г
г
г
г
г
г
г
г
г
г
г
г
л + л
л
л л л +
+
+
850- + +
+ + +
9
900
+
+ +
-
+
+
+
+
+ + +
+ +++
__±
л л
о о �_а_:
+ + +
950 - + +
+ + +
+ +
+ + +
" +о++,о о о о
8 Ь.V
'1111
!000 -
���
г
1г
-1050
г
г
г
г
r_ г
л
л--- л� А
•
i+
+
111
111
+
+ ++
1100 - + lll л лlll
+ +
7
+ ллл
+ +
Лл
лл+ л
1150 г+ г±_г
+
+
+
5
5"
tfu_o
+
++
+ л л+
лл
лл
л л л л
n
г г ггг
г
г г
лг
л лгл
гл л гл лг
г г
1250- г г г
г г
г г г
J
!JOO 2
f
г
г
= л =
л
л
1
1
1
1
1
1
1
11
1
1
1
1
1
1
- +- 1 1
�
+ + +
г
г
г
г
г
-
+nлn л
nn
+ +
lк
р
Г I Гк
о 0,5 {
2
'1
5
15
8
10
1'1
!б
Рис. 1. Изменение минеральноrо состава соляных пород (а) и
величины бромхлорноrо отношения (б) по разрезу скв. 1 в север­
ной части Приволжской моноклинали
Условные обозначеРия см. на рис . 2
Самарк а нд
о
%
�
_ 2
J})
3
Х Х Х Х 4
w
Wв
5
�7
�в
.9
� 10
о
Oco-:J ''
Рис. / . Схема размещения основных зон соленакоплення вокруг кольцевых и дуговых
м
разломов неоген-четвертичного возраста. Составила М.Г. Гаврилюк с использование
м атериалов "У збекнефтегазгеологня" и "Узбекгеология", 1 98 3 г.
1 - основные зоны соленакопления ; 2 - дуговые и кольцевы е разломы неоген-чет­
верти чного возра ста : а - достов�рные, б - предполагаемые ; 3 - кольцевые структу­
ры; 4 - северная граница распро странения солей; 5 - палеозойские отложения; разве­
да нные месторождения : li - газовые, 7 - газоконденсатные, 8 - газоконденсатные
с нефтяной оторочкой, 9 - нефтяные, 1 О - законсервированные; 1 1 - перспектинные
месторождения, находящиеся в разведк е ; цифры на рисунк е : 1-lll - основные струк­
турные единицы (1 - Чарджоуская ступень, l i - Бу харская ступень, 111 - юго-западные
отроги Гнссара) , 1 - 1 00 - основные структуры ( 1 - Янгиказган, 2 - Даяхатын, 3 К ульбешкак, 4 - Ходжиказган, 5 - Учкыр, 6 - Газли, 7 - Ташк удук, 8 - Кимерек,
9 - Парсанкуль, 1 О - Аккум, 1 1 - Сюзьма, 12 - Гадми, 1 3 - Северный Ходжи, 14 З ападный Ходжи. 1 5 - Ходжи. 1 6 - Кандым, 1 7 - Алат, 1 8 - Фа раб, 1 9 - Западный
Т егермен, 2 0 - Т егерме�;�, 2 1 - Западный Кишдуван, 2 2 - Узуншор, 2 3 - Шады, 2 4 -
Оо
ный Денгизкуль, 29 - Север• ый Уртабулак, 30 - Умид, 3 1 - Сардоб, 32 _ Марков­
екая, 33 - Пирназар, 34 - З _ арды, 35 - Памук, 3 6 - Бердыкудук, 37 - Северный
Алан, 3 8 - Алан, 3 9 - Южны� Уртабулак, 4 0 - К ултак, 4 1 - Южный Зекры, 4 2 - Кен­
джа, 4 3 - Кемачи- Зекры, 44 - Дивалка к , 45 - Южный Кокчи, 4 6 - Западный Коюш,
47 - Чандыр, 48 - Чукурк уль 49 - К у юмазар, 5 0 - Восточный К у юмазар, 5 1 - Мама­
джургаты, 5 2 - Караиз, 5 3 - lll y pчи, 54 - Акджар, 55 - Джаркак, 5 6 - Сеталантепе,
57 - Кара улбазар-Сарыташ, 5R - Ю го-Западный Юлдузкак, 5 9 - Западный Юrщузкак,
60 - _ Юлдузкак , 6 1 - Чимбар, 62 - Ш у ртупе, 6 3 - Карим, 64 - Северный Мабарек,
6 5 _ - Ш ума к , 6 6 - К ы : ылр � бат, 67 - Расылк удук, 6 8 - Южный Мубарек, 69 - Х оджи­
хаирем, 70 - Северныи Маиманак, 7 1 - Карак у м, 7 2 - Карабаир, 7 3 _ Карактай. 74 _
Т а шп ь� . 7 5 - Сарыча, 76 - Увада, 77 - М улпакуват, 7 8 - Западный Карактай. 79 Южныи Кунгуртау, 80 - Ш у рнн, 8 1 - К у р уксай, 82 - Северный Ш уртан, 83 _ Шуртан­
риф. 84 - Зафар, 85 - Бешкент, 86 - Камаши, 87 - Пуклы, 88 - Ишанкудук , 89 _
Гирсан, 90 - Северныи- Нишан, 9 1 - Нишан, 92 - Западный Аляуды, 93 _ Аманата,
94 - Кошк удук, 95 - Пачкамар, 96 - Адамташ, 97 - Гу мбулак ' 9 8 - Кызыпбайрак '
99 - Кызылча, 1 00 - Южный Тандырча)