ФАЦІЇ МОРСЬКИХ ВОДОЙМ З АНОМАЛЬНОЮ СОЛОНІСТЮ

На Земній кулі є моря, які розміщені у внутрішніх частинах материків і солоність яких суттєво відрізняється від океанічних вод. Вони або втратили зв’язок з океанами, або сполучаються з ними через вузькі протоки і внаслідок чого мають з океанами обмежений водообмін.

Широко відомим прикладом таких басейнів є Чорне море (солоність поверхневих вод якого 17-18%о), Азовське – 9-10%о і найбільш прісне Балтійське море, солоність поверхневих вод у якому 6-8%о, а в Ботнічній і Фінській затоках 2-6%о (1%о проміле = 10,1%). В умовах арідного клімату, де ріки практично відсутні, солоність морів підвищується приблизно на 14-15% від загальної океанічної. Зокрема, в Передуральській затоці солоність складає 40-41%, а в Червоному морі солоність поверхневих вод – 38-41%, глибинних 40,5-42,3%.

Вчені вважають, що у геологічному минулому, коли клімат був ще сухішим, моря з аномальною солоністю були розвинуті ще більше.

У внутрішніх басейнах арідної зони випаровування води переважає над притоком прісних вод з суші, тому солоні важкі води опускаються на дно, що ускладнює виникнення донних течій. Існування таких умов тривалий час приводить до зростання солоності водойм та осідання легко розчинених солей. Завдяки тому, що густина води у верхніх та нижніх шарах таких морів відрізняється, у низах водної товщі можуть виникати застійні умови, які приводять у деяких районах до збагачення органічною речовиною. Наприклад, часто зустрічаються тонкошаруваті бітумінозні ангідрити. Якщо є постійний притік морських вод, то відбувається інтенсивне соленакопичення, що приводить в кінці кінців до заповнення басейну солями. У результаті утворюються потужні соленосні товщі, які залягають на глибоководних відкладах, у покрівлі яких часто формуються калійні солі.

Подібні соленосні товщі заповнюють нижньопермський Передуральський прогин і Прикаспійську западину та верхньопермську Делаверську западину у США.

Розвиток різко засолених басейнів відбувається циклічно. Періодично зв’язок морів зі Світовим океаном відновлюється, що супроводжується нормальними морськими умовами і формуванням звичайних морських осадків, потім водойми знову ізолюються і починається випадання солей і т. д. Таким чином, у розрізах спостерігається періодичне чергування соленосних порід з карбонатними, глинистими, алевритовими і т. д. Прикладом таких поліциклічних соленосних товщ є нижньокембрійські відклади Східносибірської платформи, девонські відклади Прип’ятської западини, нижньопермські – Дніпровсько-Донецької западини, міоценові – у Вірменії.

У гумідних умовах клімату гідрологічний режим і характер осадків внутрішніх морів, які мають затруднений зв’язок з океаном, цілком інший, ніж в арідних. Моделлю такого моря може бути сучасне Чорне море. Інтенсивне поповнення Чорного моря прісними водами приводить до підвищення його рівня відносно геоїда, тому через протоку Босфор відбувається стікання води у Мармурове море, а через нього і в Середземне. Щороку таким чином стікає »350 км³води. Крім того, тут існує глибинна протитечія, яка приносить у Чорне море середземноморську більш важку воду (202 км³/рік). Ця більш солона (30-36%о) і важка вода опускається на дно Чорного моря і обумовлює вертикальне розшарування водної товщі за густиною. Густина води на дні Чорного моря близько 21-21,5%о. Таке розшарування води привело до практичної відсутності конвекційних рухів і виникнення у нижній частині застійних умов і сірководневого зараження. Сірководень утворюється у результаті діяльності сульфатних бактерій і, очевидно підводної вулканічної діяльності.

У Каспійському – озері, яке обособилось від Світового океану у голоцені, 10-12тис. років тому назад, також існує гравітаційний розподіл води, обумовлений тим що прісні води р. Волги та інших рік змішуються з морськими тільки у північній мілководній частині акваторії і у верхній частині водної товщі Південного Каспію. У більш глибоководних горизонтах накопичується сірководень і метан, що викликає відновне середовище у відновних водах і в мулі. Такі специфічні умови визначають як характер осадків так і практичну відсутність фауни.

Подібні фації називають ще понтійськими або евксінськими (за давньою назвою Чорного моря – Понт Евксінський). До викопних фацій таких морів вірогідно належать майкопські відклади Північного Кавказу і Закавказзя, Криму, можливо бітумінозні аргіліти волжського ярусу Західного Сибіру. У таких фаціях існують досить сприятливі умови для поховання і подальшого анеробного перетворення органічної речовини, яка опускається сюди із верхніх біологічно активних вод.

У мілководних морях внаслідок хвилювання, яке охоплює майже всю водяну товщу, застійні умови не утворюються. У них накопичуються теригенні, глинисті та карбонатні осади.

Як відмічалось вище, моря з аномальною солоністю формувались і в древні геологічні епохи. До них належить Ранньопермське море Руської платформи. У ньому сформувались потужні товщі солей, в тому числі і калійних, на сході платформи у Прикаспійській синеклізі і Передуральському крайовому прогині. На початку пермського періоду це було дещо засолене море, розташоване серед обширних засушливих просторів. Воно простягалось із півночі на південь приблизно на 3000 км при ширині близько 1400 км. З океаном море сполучалось через протоку на півночі. Головними осадками були вапняковий та доломітовий мул, причому у верхах розрізу доломітові осадки переважали. Їх роль зростає також на заході, очевидно, по мірі віддалення від Уралу, з якого стікали ріки, які опрісняли східну частину моря. Пізніше у ньому почалось відкладання гіпсів і розширилась область доломітовідкладання. Викопна фауна має пригнічений вигляд і бідна за видовим складом. Місцями попадаються поклади викопної солі, особливо значну площу вони займають у Прикаспійській западині.

У кінці нижньопермської епохи море перетворилось в обширний соленосний басейн. На сході у Передуральському крайовому прогині накопичувались уламкові піщано-глинисті осадки з прошарками і лінзами доломітів і гіпсів потужністю 100-200 м.

На крайній півночі Передуральського прогину на території сучасного Печерського вугільного басейну у цей час формувалась потужна вугленосна товща. Такі зміни в осадкоутворенні пов’язані з переходом із області сухого клімату на півдні до вологого клімату на півночі.

На захід від області теригенно-доломіто-гіпсової седиментації сформувалась величезна площа галітового осадконакопичення потужністю до 1500 м. у верхній частині соленосні товщі на окремих ділянках появляються поклади калійних солей: у Прикаспійській западині, у районі Солікамської депресії, які представлені сільвінітом (KCl) і карналітом (KCl×MgCl₂×6H₂O).

Час формування калійних солей відповідав, очевидно, епосі піднімання, в результаті чого басейн розділився на численні западини, у які стікали розсоли (ропа). На місці єдиного басейну появилось багато озер з галітовими берегами, у яких і відбувалось осідання солей.