ПАЛЕОКЛИМАТОЛОГИЯ

 

 

Соленосные отложения. Процессы соленакопления в геологической истории

 

Процессы соленакопления в геологической истории претерпели эволюцию. Изменялись главным образом палеогеографические обстановки и масштаб проявления этих процессов. По заключению Н. М. Страхова [1963], накопление кальциевых сульфатов (гипс, ангидрит), галититов и калийсодержащих осадков началось где-то на границе протерозоя и кембрия и далее развивалось с периодическими колебаниями в зависимости от изменения тектонических обстановок и климата.

 

В гумидные фазы климатической истории Земли, приходящиеся на силур, ранний карбон, раннюю и среднюю юру, альб, соленакопление ослабевало почти до полного угасания, а в аридные фазы раннего кембрия, девона, поздней перми, триаса, поздней юры и позднего мела, наоборот, усиливалось, достигая расцвета. В палеозое соленакопление происходило в обширных заливах и в краевых частях эпиконтинентальных морей, занимавших площади в многие сотни квадратных километров. Таковы условия накопления соленосных отложений кембрия Сибирской платформы, девона Московской синеклизы, перми Прикаспийской синеклизы и Приуралья, перми и триаса Северо-Германской впадины.

 

Палеозойские солеродные бассейны были мелководными, в результате чего в них на относительно малые объемы воды приходились обширные поверхности выпаривания. Затрудненные связи с открытым морем и ослабленный гидродинамический режим внутри бассейна поддерживали в нем испарительную концентрацию солей.

 

В мезозое масштабы процессов соленакопления сокращаются и изменяется их палеогеографический тип, теперь обычной становится приуроченность к относительно небольшим лагунам аридной области. В кайнозое процессы соленакопления ослабевают еще больше и в существенной части переходят на континент. В неогене аккумуляторами солей выступают бессточные озера аридной области, получавшие значительный сток вод от смежных районов гумидной зоны (соленосные толщи миоцена внутренних впадин Тянь-Шаня и плиоцена Цайдамской впадины). По расчетам Н. М. Страхова [1963], для того чтобы в континентальных условиях могла сформироваться соленосная толща большой мощности, аккумулирующий ее водоем должен обладать значительными размерами и обширным водосбором, причем приток вод должен уравновешивать испарение, иначе соленосная толща не будет образовываться либо в результате высыхания водоема, либо вследствие разбавления вод озера до такой степени, при которой садка солей прекратится.

 

 

Климатические условия соленакопления с кембрия существенно не изменились. Этому процессу постоянно благоприятствовал жаркий сухой климат с общим преобладанием испарения над атмосферным увлажнением. Свидетельствами высокой аридизации климата областей соленакопления являются: а) частая ассоциация соленосных отложений с карбонатными красноцветами, которые одновременно с солями формировались на суше в условиях жаркого климата с периодами засухи продолжительностью 5—6 месяцев; б) слабое развитие в морских соленосных сериях терригенного материала, который не мог поставляться в седиментационный бассейн с окружающей его сильно ариди- зированной суши.

 

Все современные области соленакопления характеризуются высоким показателем испарения. Согласно Р. Грину [Green, 1961 ], современные солерод- ные бассейны Северной Америки находятся в областях, где испарение (2500— 3000 мм/год) в 2,5—3 раза превышает атмосферное увлажнение (1000 мм/год), а средняя годовая температура держится на уровне 19—20° С (зимняя не ниже 10° С).

 

Выпадение солей происходит при всех градациях аридного климата, но особенно интенсивен этот процесс при экстрааридном климате, когда испарение превышает увлажнение в десятки раз. Вместе с тем нет однозначной связи крупных накоплений солей с континентальными районами экстрааридного климата, так как в этих климатических условиях солеродный бассейн, если он не получает мощного и постоянного притока вод из гумидной зоны, скоро прекращает свое существование в результате быстрого и полного испарения его вод.

 

Составленный Ф. Лотце атлас карт распространения соленосных отложений в различные периоды геологической истории (от кембрия до антропогена) показал, что географическое распределение их отчетливо зональное, причем в раннем палеозое зона соленакопления (в пределах Северного полушария) в основном располагалась в приполярной области. С течением времени она перемещалась к югу и уже в перми находилась в средних широтах, а в поздней юре приблизилась к ее современному положению ( 7).

 

Делаются попытки определения температуры образования соленосных отложений на основании экспериментальных данных путем изучения полей стабильности отдельных минералов и минеральных ассоциаций, которые в свою очередь используются для оценки интервала температур образования природных солей путем установления пропорций галогенных минералов и состава их смешанных кристаллов при разных значениях температуры [Braitsch, 1964]. Эти методы применимы лишь к соленосным отложениям, не претерпевшим заметных изменений при эпигенезе и диагенезе, чего в природе, по существу, не бывает.

 

Были попытки привлечь для количественной оценки климатов прошлого и состав кальциевых сульфатов — соотношение гипса и ангидрита. Многие ученые считали, что при концентрации солей в пределах от нормальной (3,5%) до 12% и температуре воды 25—26° С в осадок выпадает гипс; с повышением же концентрации солей до 12—20% и температуры рассола до 30—34° С происходит осаждение ангидрита. В этом случае количественные отношения гипса и ангидрита могли бы послужить основанием для расчета температурного режима солеродного бассейна.

 

Однако эксперименты по садке кальциевых сульфатов при различных температурных условиях показали, что ангидрит из морских вод осаждаться не может. По видимому, ангидрит представляет собой вторичное образование, возникшее в результате дегидратации гипсов, которые и являются первичным осадком. Таким образом, соотношение содержаний гипса и ангидрита в соленосной толще для палеоклиматических целей, по-видимому, использовать нельзя.

 

Грубая оценка температуры вод древних солеродных бассейнов возможна по содержанию брома в ископаемом сильвине, которое, как показали эксперименты О. Браитша и А. Херрманна [Braitsch, Herrmann, 1965], изменяется пропорционально температуре. Этим методом удалось установить, что температура кристаллизации сильвина в раннеолигоценовой лагуне Верхнего Рейна менялась в пределах от 10 до 50° С ( 8).

 

В соленосных отложениях кроме макрокомпонентов (гипс, ангидрит, калий- содержащие минералы) постоянно присутствуют акцессорные компоненты (целестин, флюорит, бораты), которые также являются индикаторами аридного климата. Согласно Н. М. Страхову [1962], садка целестина происходит в среднюю стадию осолонения бассейна, поэтому его основные концентрации локализуются частью в доломитах, частью в вышележащих сульфатных породах. Максимум флюоритонакопления приходится на конец доломитовой стадии и начало сульфатной. Химическое осаждение боратов осуществляется при минерализации, близкой к эвтонике раствора.

 

 

К содержанию: В.М. Синицын «Введение в палеоклиматологию»

 

Смотрите также:

 

Науки о Земле    Древние климаты   Климат в неолите   Палеоокеанология    Оледенение и Жизнь