Вступ

Соленосні формації встановлені на всіх конCтинентах, крім Антарктиди. Соленосні пороCди, за найобережнішими оцінками, становCлять до 3% осадової оболонки Землі [4]. Зними генетично та парагенетично пов'язаCний комплекс корисних копалин (кам'яна,калійні, магнієві солі, сода, гіпс, сірка, борнасировина, поліметалічне зруденіння, родоCвища вуглеводнів, мінеральні води та ін.);масиви кам'яної солі використовуються дляпідземного будівництва. Глобальні епохи наCкопичення соляних відкладів повторювалисьу геологічній історії осадконакопичення і,ймовірно, виокремлювали не тільки значнітектонічні події, але й корелювалися з глоCбальними змінами клімату [11 та ін.]. Всі ціаспекти роблять важливим і актуальнимдослідження соленосних формацій особлиCво з огляду на те, що на території п'ятирегіонів України відомо сім соленосних форCмацій, що мають вік від девону до неогену,залягають пластово та утворюють соляніструктури.

Соленосні формації України вивчали Б. І.Бельбас, П. М. Білоніжка, М. Й. Бланк, В. П.Бобров, О. Д. Бритченко, В. К. Гавриш, О. О.Іванов, М. Г. Валяшко, Ю. І. Вєтров, М. Л. ВоCронова, М. І. Галабуда, С. П. Гринів (С. П. КаCпустянская), Н. М. Джинорідзе, Б. В.Долішній, В. І. Кітик, В. М. Ковалевич, С. С.Корінь, М. С.Коробцова, О. М. Куциба, Ю. Ф.Левицький, В. Р. Литвинов, В. В. Лобанова,О. Ю. Лукін, Р. М. Пістрак, О. І. Пашкевич,М. Л. Левенштейн, Ф. Лотце, Л. П. НестеCренко, С. М. Коренєвський, М. А. Клімов,О. Й. Петриченко, А. В. Побережский, Є. Ф.

Повстен, Л. І. Рябчун, О. П. Сливко, К. С.Супронюк, В. Г. Тюреміна, О. В. Хмелєвська,С. В. Ходькова, В. А. Хоменко, Д. П. Хрущов,Т. Хлебовский, В. Н. Чалий, В. С. Шайдецька,Я. Я. Яржемський та багато інших видатнихгеологівCсольовиків, мінералогів, геохіміків.У результаті багаторічних досліджень солеCносних формацій накопичена унікальнаінформація про геологічну будову, речовинCний склад, фізикоCхімічні умови їх утвореннята зміни в цих та інших регіонах поширеннясоленосних формацій, що дає змогу зробиCти деякі узагальнення щодо процесів* тафакторів** літогенезу соленосних форCмацій. Матеріалом підґрунтям слугували роCботи з літології та речовинного складу солеCносних формацій Євразії та власнідослідження автора соленосних формаційУкраїни, середньодевонської формаціїТульського басейну, нижньопермських форCмацій Верхньокамського басейну та ПриCкаспійської западини, а також верхньопеCрмської формації Цехштейну (районм. Калінінград).

Виходячи із загальноприйнятих полоCжень теорії літогенезу***, літогенез розгляCдається як сукупність багатофакторних проCцесів, що відбуваються в межах флюїдноCпородної системи соленосної формаціїпісля завершення осадконакопичення. СуCчасні структурноCтекстурні особливості та

97ISSN 0367–4290. Геол. журн. 2009. № 2

УДК 552.14: 552.53 (477)

С. Б. Шехунова

ПРОЦЕСИ ЛІТОГЕНЕЗУ СОЛЕНОСНИХ ФОРМАЦІЙ

(Рекомендовано д&ром геол.&мінерал. наук Д. П. Хрущовим)

С позиций стадиальности породообразования рассмотрены процессы и факторы литогенеза солеCносных формаций.

Basing on lithgeneses stadiality and complex rock salt investigation peculiarities of salt formation lithogenesisis discussed.

© С. Б. Шехунова, 2009

* Процес – послідовна зміна явищ, стану в розвитку чоCгоCнебудь [2].** Фактор – причина, рушійна сила якогоCнебудь проCцесу, явища, що визначає його характер або окремі риCси [22].*** Термін "літогенез" ми вживаємо у розумінні П. П. ТиCмофєєва, В. Т. Фролова, О. В. Япаскурта, згідно з якимвін охоплює постседиментаційні стадії діаC і катагенезута може ускладнюватися процесами стадій метагенезута/або регресивного епіC і гіпергенезу.

мінеральний і геохімічний склад порідсоленосних формацій* сформувалися врезультаті послідовного стадіального їх пеCретворення від седиментації, діагенезу,катагенетичних, контактовоCметаморфічCних, галотектокінетичних процесів до епігеCнетичних перетворень [14–18, 20, 21, 25, 27,29–31].

Типізація процесів літогенезу соленосних формацій

Проблему літогенезу евапоритів розглядалиМ. М. Страхов, О. Й. Петриченко, Г. Борхерт,Р. Мюр, Н. М. Джинорідзе, О. І. Кудряшов,А. О. Махнач та ін. На необхідність системCного підходу до досліджень літогенезу та йоCго стадійності вказували О. Ю. Лукін, О. В.Япаскурт, А. М. Дмитрієвський, Д. П. Хрущовта ін., згідно з яким передбачається вивченCня на різних рівнях організації речовини –елементарному (атомарному, іонному, моCлекулярному), мінеральному, породноCшаCровому, формаційному, надформаційному,басейновому [15–17, 20, 33]. Обмеженнядосліджень однимCдвома рівнями безпеCречно обмежує можливість встановленняемерджентних властивостей досліджуваноїсистеми [33]. Системного дослідження проCцесів і факторів літогенезу соленосних форCмацій не проводилося.

Детальний аналіз таких елементарнихпроцесів породоутворення в евапоритах, яктемпература, тиск, час, склад мінералоутвоC

рюючих розчинів, газів та Еh, рН параметрівсередовища, за результатами всебічнихдосліджень включень в постседименCтаційних мінералах галогенних відкладів настадіях діагенезу, катагенезу і метаCморфізму виконав у 1989 р. О. Й. ПетриченCко [20]. В роботі доводиться вирішальнароль температурного фактора у процесі поCродоутворення евапоритів та найбільшароль стадії діагенезу у епігенезі евапоритів.Епігенез калійних утворень з позиційфлюїдогеодинаміки обґрунтував О. І. КудряCшов [13, 14].

Враховуючи всі ці дослідження, ми посCтавили за мету визначити основні процеси,що відбуваються на ієрархічних рівнях сисCтеми "соленосна формація" при породоутCворенні, та встановити комплекси основнихпроцесів, що характерні для різних стадійлітогенезу соленосних формацій, а також їхмінеральноC, структурноCтекстурні ознаки.

На базі визначення становлених та ранCжованих О. В. Япаскуртом "процесів" та"факторів" літогенезу [33] розглянемо осCновні процеси та деякі фактори, які визначаCють перебіг літогенезу у природній системісоленосної формації, її літотипів та породCних компонентів, тобто на різних рівняхорганізації речовини – мінеральному(породних компонентів), породноCшаровоCму, фаціальному, формаційному, надфорCмаційному (рис. 1).

На рівні породних компонентів (зеCрен/кристалів породоутворюючих мінералів)соленосних формацій встановлюються такіелементарні процеси: аутигенне мінералоCутворення (перш за все – кристалізація з іонCних розчинів, другорядне значення маєкристалізація з колоїдних розчинів), перекCристалізація (з фазовими переходами та безних), розчиненняCперевідкладення речовиCни, дегідратація мінеральних та органічнихкомпонентів, механічна деформація, трансCформація кристалічних грат, метасоматоз,дифузія, а також, напевно, дегазація орCганічної речовини та перебудова її молекуCлярної структури.

На породноCшаровому рівні (літотип)відбуваються цементація, децементація, пеCрекристалізація, кристалобластез, ущільCнення, утворення конкрецій, а також процеCси мікроскладчастості, будинажу та розвиCток субгоризонтальної тріщинуватості.

98 ISSN 0367–4290. Геол. журн. 2009. № 2

* Соленосна формація – це просторово поширене велиCке геологічне тіло (комплекс відкладів), може бути склаCдене світами, горизонтами, товщами галогенних порід,які іноді називають хемогенними (солі, гіпс, ангідрит таін.), з якими генетично та парагенетично пов'язані такзвані несоляні породи (галопеліти, аргіліти, мергелі,карбонатні породи, алевроліти, пісковики та ін.). У деяCких соленосних формаціях відмічаються вулканогенноCосадові й ефузивні породи, що утворюють шари, проCшарки, дайки та інші форми прояву, що її січуть. До власCне соляних належать відклади (породи), які утворилисяна високих стадіях осолонення басейну, тобто від крисCталізації галіту солей аж до найбільш легкорозчинниххлоридів і сульфатів калію й магнію [9]. У складі солеCносної формації виділяються різні ієрархічні рівні орCганізації речовини – мінеральний, породний, ритми,цикли, субформації. Рецензент даної статті відмічає, щодане визначення збігається за змістом з визначеннямА. О. Іванова (1972), яке подане для галогеної формаціївзагалі з зауваженням, що за літологічним (породним)складом галогенні формації бувають соляні, соленосні,ангідритові, гіпсоносні тощо.

99ISSN 0367–4290. Геол. журн. 2009. № 2

Рис. 1. Схема зв'язку процесів, факторів та стадій літогенезу

Ступінь впливу: X – помірний, XX – суттєвий, XXX – значний. Тиск: Pg – геостатичний, Pf – флюїдний, Pts –тектонічний стрес

На формаційному рівні соленосним форCмаціям властиві елізійні, інфільтраційні,гравітаційноCрозсольні, дислокаційні (утвоCрення соляних структур у результаті галоCтектокінезу), метаморфогенні, а також рудоC,газогенераційні процеси.

Кам'яна сіль – переважаючий наскрізнийлітотип соленосних формацій всіх типів. ТоCму вона являє собою зручний об'єкт дляпорівняльних досліджень згаданих процесіві факторів. Далі зупинимось на характерисCтиці основних процесів та їх зв'язку ізстадіями літогенезу соленосних формацій.

Основні процеси рівнів породних компонентів та літотипів

Аутигенне мінералоутворення в літогенезісоленосних формацій може відбуватисякількома способами: кристалізацією з іоннихрозчинів, трансформацією метастабільнихмінералів у стабільні, хімічним осадженням зіонних розчинів порових вод, коагуляцією коCлоїдних розчинів, синтезом нових мінералівз суміші різних колоїдних фаз. Аутигеннемінералоутворення характерне для всіхстадій літогенезу. Як відомо, кристалізація зіонного розчину – головний процес утворенCня основного породоутворюючого мінералукам'яної солі – галіту. В результаті аутигенеCзу в галіті формується комплекс другоряднихакцесорних мінералів – твердих включеньновоутворених кристалів та їх агрегатів. ПаCрагенезиси аутигенних мінералів та їх типоCморфні характеристики відбивають умовиутворення і використовуються як один зкомплексу критеріїв для літогенетичноїтипізації кам'яної солі соленосних формаційта для встановлення стадій літогенезу солеCносних формацій [15, 20, 21, 24, 25, 27, 29,33 та ін.]. Нижче на прикладі головним чиномсоленосних формацій ДніпровськоCДонецьCкої западини (ДДЗ) розглянуто асоціації ауCтигенних мінералів, їх типоморфні властиCвості відповідно до стадій літогенезу.

Типоморфні асоціації аутигенних (акцеCсорних) мінералів з діагенетичноCранньокаCтагенетичної кам'яної солі:

нижньофаменська соленосна формаціяДДЗ: доломіт + кальцит + магнезит >>>ангідрит (скелетний, голчастий, радіальноCпроменисті агрегати) > кварц низькотемпеCратурний >> целестин > барит;

нижньопермська соленосна формаціяДДЗ: ангідрит (скелетний, голчастий,радіальноCпроменисті агрегати) + (гіпс, баCсаніт, за О. Й. Петриченко [20]) >> полігаліт> кальцит+магнезит >> кварц низькотемпеCратурний >> целестин > флюорит > барит;

верхньоюрська соленосна формація (ПеCреддобрудзький прогин): ангідрит (тонкоCзернисті агрегати) >> кальцит + доломіт >>кварц (розеткоподібний) >> пірит (дрібноCзернистий) >> целестин > флюорит [24];

Типоморфні асоціації аутигенних (акцеCсорних) мінералів з катагенетичної кам'яноїсолі:

середньоміоценова соленосна формація(Закарпатський прогин) (ранній катагенез):ангідрит (таблитчасті, тонкопризматичнікристали (іноді з зазубреними краями) та їхагрегати, голчасті кристалики та їх пучкоCподібні зростки) > кальцит + доломіт >>кварц (короткопризматичний типа "мармаCроських діамантів" [3]);

верхньофранська соленосна формаціяДДЗ (пізній катагенез): доломіт + кальцит +магнезит >>> ангідрит (товстотаблитчастікристали та їх агрегати) > кварц (довгоприCзматичний) > пірит (міліметрові ідіоморфнікристали та їх агрегати) >> целестин >флюорит.

Типоморфна асоціація аутигенних (акцеCсорних) мінералів з метаморфізованоїкам'яної солі:

верхньофранська соленосна формаціяДДЗ: скаполіт (маріаліт) > амфібол (еденіт(?), актиноліт) > ангідрит > хлорит (добреокристалізований, має стрункі піки на рентCгенограмі) > кварц (довгопризматичний) >пірит (окремі ідіоморфні кристали та їх агреCгати) > доломіт > рутил > магнетит > гемаCтит >турмалін.

Типоморфна асоціація аутигенних (акцеCсорних) мінералів з контактовоCметаCморфізованої кам'яної солі:

верхньофранська соленосна формація(ДніпровськоCДонецька западина) [27, 30]:кальцит > амфібол >>> ангідрит > пірит >преніт > епідот > хлорит > гранат (гросуляр).

У результаті дослідження нерозчинногозалишку кам'яної солі різних літогенетичнихбули встановлені деякі закономірності.В ході літогенезу від діагенезу до катагенезута метаморфізму соляних порід спосCтерігається збільшення мінерального різноC

100 ISSN 0367–4290. Геол. журн. 2009. № 2

маніття. Значна частина цих мінералів утвоCрює самостійні тверді включення або вхоCдить до складу рідких та газових включень угаліті, сильвіні, карналіті як ксеногенний маCтеріал [20]. У катагентично змінених пороCдах соленосних формацій виявлені такі ауCтигенні мінерали, які не типові для цих перCвинноCосадових утворень: флюорит,магнетит, пірит, піротин, гематит, родусіт,криптомелан, кальцит, сидерит, барит, апаCтит [20], скаполіт, турмалін, хлорит, амфібол,гранат, преніт [27, 30]. Нові мінерали виниCкають в результаті реакцій між хемогенноюречовиною і силікатами та іншими компоCнентами теригенних прошарків або магмаCтичними утвореннями.

У ході прогресивного літогенезу солеCносних відкладів спостерігається зміна морCфологічних особливостей окремих мінеCральних видів. Ангідрит з тонкопризматичCних агрегатів (властиві стадії діагенезу) стаєтаблитчастим (стадія катагенезу); кристаликварцу з короткопризматичних (стадіядіагенезу) набувають видовженоCпризмаCтичної форми (стадія катагенезу); пірит зпелітоморфного (стадія діагенезу) перехоCдить у добре окристалізовані кристали та їхагрегати (стадія катагенезу та метаморфоCгенні перетворення). В одних випадках теCригенні уламки мінералів регенеровані, вінших мають сліди розчинення (рис. 2, а).

Виходячи з парагенетичних асоціаційаутигенних мінералів, можемо стверджуваCти, що їх утворення контролювалося внуCтрішніми факторами літогенезу літотипу:складом седиментофонду (седиментаційніаутигенні мінерали і теригенна складова),присутністю органічної речовини, складурозчинів мулу, окисноCвідновним потенCціалом та рН середовища.

Розчинення&перевідкладення мінеральCних компонентів, що відбувається на всіхетапах літогенезу, призводить на стадіяхдіаC, катагенезу до формування конформCних, інкорпораційних структур, відіграє найCважливішу роль у процесі ущільнення, закCриття пористості соляних порід. Основніфактори, які контролюють ці процеси, –хімічні (як внутрішній щодо літотипу, так ізовнішній). На наступних стадіях, коли діягравітаційних сил доповнюється напругами,що виникають внаслідок дії тектонічних сил іпочинається стадія галотектокінезу, в зерC

нах/кристалах галіту відбуваються трансCформації на рівні кристалічної гратки й утвоCрюється кам'яна сіль флюїдальної текстури,кристалопластичної структури та з іншимимікроструктурними, мікротекстурними озCнаками (рис. 2, в–є), які детально описані внаших попередніх роботах [30].

Процеси розчиненняCперевідкладенняна стадії катагенезу та галотектокінезу моCжуть призводити до майже повного знищенCня окремих литотипів у соленосній форCмації. Так у верхньофранській соленоснійформації ДДЗ за результатами дослідженьпервинних включень в галіті Роменської соCлянокупольної структури В. С. Шайдецькоювстановлено утворення сильвіну і галіту [26].Але в результаті наступного катаC та галоCтектокінезу сильвініт було розсіяно. Йогорештки виявлені у вигляді твердих включеньу зернах галіту та у розчинах вториннихвключень у галіті.

Процеси перекристалізації та криста&лобластезу відбуваються на рівні породнихкомпонентів як елементарні процеси, а таCкож на рівні літотипів, починаються на стадіїраннього діагенезу та набувають величезCних масштабів при катагенезі соленоснихформацій і при галотектокінезі. З процесаCми перекристалізації та кристалобластезупов'язуються утворення характерного компCлексу структур та текстур практично у всіхроботах В. Н. Дубініної, В. А. Вахрамєєвої,Я. Я. Яржемского, Ю. І. Лупіновіч, Е. В.Сєдун, Д. М. Єрошиної, Н. М. Джинорідзе,С. П. Гринів, В. С. Шайдецької та іншихфахівців з петрографічних досліджень солеCносних формацій. В результаті перекрисCталізації на місці декількох дрібних зерен утCворюються зерна більш довершеної крисCталічної будови. Основними факторами, щоконтролюють ці процеси, є температура ітиск (геостатичний, флюїдний, тектонічний(стресовий)). До текстур перекристалізації впородах Верхньокамського та СтаробінсьCкого родовищ А. Л. Протопоповим віднесеCно плямисті, очкові, масивні, які маютьструктури різнозернисті до гігантозернисCтих та шпатових [21]. Порівняння структурCноCтекстурних особливостей кам'яної солінижньопермської соленосної формації ДДЗ(наприклад, у свердловині Натальїнській)або в районі Артемівського родовища,кам'яної солі водозахисної товщі верхньопеC

101ISSN 0367–4290. Геол. журн. 2009. № 2

102 ISSN 0367–4290. Геол. журн. 2009. № 2

рмської соленосної формації на ВерхньоCкамському родовищі та будови кам'яної соліз штоків ДДЗ, Закарпаття, Прикаспійськоїзападини (рис. 2, б, з) виявляють відсутністьу породі, що складає ядра солянокупольнихструктур, значної кількості скелетноCзональCних (седиментаційних) форм галіту, що баCгатьма дослідниками пов'язується з процеCсом перекристалізації, тобто перетвореннязерен без зміни їх макроскладу через змінитермодинамічних умов. В результаті перекCристалізації зерно/кристал галіту або іншогомінералу соленосної формації звільняєтьсявід домішок, змінює розмір та форму.М. П. Фівег навів спостереження щодо поCрядку перекристалізації окремих прошарківнижньої кам'яної солі Верхньокамського роCдовища. Структурні перетворення в окреCмих сезонних прошарках відбуваються неCодночасно. Найбільшої зміни зазнаютьверхні частини сезонних ритмів, а найбільшстійким до перекристалізації є зерна/крисCтали галіту з крупнозернистих пір'ястих проCшарків. Ми спостерігали релікти крупCнопір'ястих прошарків у кам'яній солі з ядерсолянокупольних структур Прикаспійськоїзападини (наприклад, у структурахПівнічний Камисколь, Сугур, Лебяжинська)на глибинах 700–1300 м, на окремих площахрозвитку девонських соленосних формаційв ДДЗ (Кінашівська площа, св. 6,гл. 2249,7–2252,0 м, рис. 2, з). Релікти скеCлетних кристалів галіту описані і вкембрійській формації Хормоз (Іран).Кам'яна сіль дрібноC, середньозернистоїструктури зазнає найінтенсивнішої перекCристалізації, на її місці в седиментаційномуритмі з'являється прошарок перекрисCталізованої орієнтованої крупнозернистоїчистої кам'яної солі склуватої мікроструктуCри (зерна не містять домішок, які б встановC

лювались оптично). Прикладом текстури,що формується в результаті однієї з стадійперекристалізації зерен у шарі є плямиста.Вона обумовлена присутністю у породі зеCрен різного розміру та різної мікроструктуCри. Зерна крупні та дуже крупні кристалоCпластичні (коефіцієнт видовженості 1:2)чисті, безколірні, водяноCпрозорі, оточуютьдуже крупні білі зерна з реліктами первинноCседиментаційної будови з зональним розCподілом мікроскопічних пойкілітових вклюCчень ангідриту та інших седиментаційнихвключень, які надають зернам молочноCбілого кольору. Таким чином, поряд з перекCристалізованими зернами зберігаються інеперекристалізовані, які відрізняютьсяфізикоCмеханічними властивостями. Мивважаємо, що присутність пойкілітовихмікрозерен ангідриту створює дефектикристалічної ґратки, які гальмують просуCвання дислокацій у певному діапазоні стреCсових навантажень та температури. НерівCномірний розподіл ізоморфних домішок укристалічній гратці зерен галіту навіть врізних частинах "сезонних" прошарків тамікронеоднорідності будови зерен – ще одCна з причин неодночасної перекристалізаціїкам'яної солі. Прикладом процесів акCреційної перекристалізації (кристалобласCтезу) є утворення крупніших зерен при пеCрекристалізації у твердому стані. В окремихпрошарках кам'яної солі при підвищеннітиску та температури утворюються дужекрупні до гігантських зерна шляхомоб'єднання декількох менших за розміромзерен. Прогресуюча акреційна перекрисCталізація призводить до утворення пошароCво перекристалізованих верств (рис. 2, д).

Застосування сучасних методів доCсліджень, зокрема спеціальних методіврентгеноструктурного аналізу, дифракції

103ISSN 0367–4290. Геол. журн. 2009. № 2

Рис. 2. Мінеральні та структурноCтекстурні ознаки процесів літогенезу соленосних формацій

а – типоморфні аутигенні мінерали кам'яної солі різних стадій літогенезу: 1–3 – кварц, 4–6 – кальцит, 7 – доломіт;б – кам'яна сіль з численними рештками первинноCседиментаційних форм – "пір'ястий" галіт та галіт "висолюванCня" (Верхньокамське родовище, водозахисна товща); в – кам'яна сіль флюїдальної текстури кристалопластичноїструктури, що зазнала значної перекристалізації; г – кам'яна сіль галотектокінетичного типу з субгоризонтальноютріщинуватістю (флюїдальна "зона течії" з площиною ковзання, ангідритCкарбонатними жовнами, елементамивузлуватої мікротекстури) (свердловина МрінськаC3, гл. 2830–2848 м); д – кам'яна сіль флюїдальної текстури зерCна галіту перекристалізовані (верхньофранська формація, свердловина ІсачківськаC1–И, гл. 670 м); е – кам'янасіль галотектокінетичної будови – акреційна пошарова перекристалізація галіту (нижньопермська формація,свердловина Північний Камисколь, гл. 650 м); ж – кам'яна сіль галотектокінетичної будови – будиновані галітCангідритові прошарки в кам'яній солі кристалопластичної структури (нижньопермська формація, свердловинаПівнічний Камисколь, гл. 850 м); з – фрагмент зерна галіту первинноCседиментаційної будови (Кінашівська площа,св. 6, гл. 2249,7–2252,0 м); и, й – приклади ділянок замірів для розрахунків вмісту об'єму включень.

зворотно розсіяних електронів та системкристалографічного аналізу на базі електCронних мікроскопів дозволяє проводитипрямі детальні спостереження міграції граCниць зерен та субзерен, зародження новихзерен, а також виявляє індикатори попеCредніх етапів деформування зерен, що стаєосновою для розробки нових сучасних моCделей перекристалізації кам'яної солі [30,35, 41 та ін.]. Наприклад, одна з найпошиCреніших мікроструктур зональних зеренгаліту представлена центральною частиCною, збагаченою флюїдними включеннями,яку оточує водяноCпрозорий галіт (рис. 2, б).Досить часто перехід між двома типамигаліту в середині зерна представленийрізкою хвилястою поверхнею. Поясненнямтакої мікроструктури зерна може бути проCцес розчиненняCвідкладення, що відбуCвається одночасно з осадконакопиченням.Частини зерен, складені водяноCпрозоримгалітом, формуються з залишкової ропи ввертикальних каналах сезонного розчиненCня осадів. Після захоронення у випадку деCформування галіту та його рекристалізаціїсхожі зональні мікроструктури галіту (центCральна частина зерна збагачена первинниCми включеннями, зовнішня складена водяCноCпрозорим галітом) можуть сформуватиCся в процесі перекристалізації шляхомміграції границь зерен, яка призводить довідгонки домішок. Застосування сучаснихметодів досліджень дозволяє розрізнятипервинні структури та ті, що сформувалисяв результаті перекристалізації і деформації,та визначати механізми перебігу процесів.Наприклад, Scheeder&Urai [41] за допомоCгою системи кристалографічного аналізу(HKLCChannel) було встановлено, що рекCристалізація первинноCседиментаційногогаліту за умов стресового тиску 0,45–0,97MPa відбувається шляхом міграції границьзерен та формування субзерен вільних відвнутрішніх напруг.

Процес механічних деформацій (на рівнізерен/кристалів – породних компонентів) тапов'язаний з ним процес будинування (нарівні літотипів) проявляються головним чиCном на стадіях катагенезу, галотектокінезу;механічні деформації призводять до змінсил взаємодії в кристалічній гратці галіту таінших мінералів соленосної формації, тобтодо виникнення внутрішніх напруг та зміни

форми і розмірів зерен/кристалів; дефорCмації відбуваються в результаті дії фізичногофактора тиску – літостатичного, флюїдногота тектонічного (стресового); його зростаюCчий вплив послідовно призводить до пласCтичних та крихких деформацій з характерниCми кристалопластичними та кристалоклаCсичними структурами галіту та іншихсоляних мінералів (рис. 2, в–є) [29]. Намікрорівні механічні деформації встановлюCються при петрографічних та спеціальнихрентгеноструктурних дослідженнях зазміною форми зерен/кристалів і у формуCванні лініями ЧерноваCЛюдерсаCХартманана поверхні зерен/кристалів та за характерCною поверхнею зерен, ускладненою виходаCми тригранних вершин куба. Будинуваннядуже характерне для соляних порід і проявCляється переважно на стадії галотектокінезуу розриві суцільності літотипу, якийвідрізняється від вміщуючої породи фізикоCмеханічними властивостями. Прояви будиCнажу в соленосних відкладах першимвідмітив Е. Фульда у 1929 р. Він показав, щосеред соляних порід розриваються табрекчіюються тільки доломітCангідритові поCроди та мергелі. Вміщуюча ж порода обтікаєрозірвані уламки без порушення суцільностішарів. Так звані "внутрішньоформаційні текCтонічні брекчії", які є наслідком будинажу,широко відомі в соленосних формаціях(рис. 2, е). Встановлено такий ряд зменшенCня компетентності порід соленосних форCмацій: вапняк/доломіт – глинистий вапняк(мергель) – засолонені глини – ангідрит(лангбейніт, полі галіт) – кізеритові породи –галіт – сильвініт – карналіт – бішофіт. ЯскраCвим прикладом є реакція карналітовоїбрекчії на стрес. Ангідрит утворює будини тадвійники; карналіт частково деформується,частково перекристалізовується; галіт пеCрекристалізовується повністю; маленькікізеритові кристали не мають слідів ні деCформування, ні перекристалізації; всі карCналітові зерна мають чітко вираженеорієнтування. Описана брекчія сформуваCлась в результаті трьох етапів деформуванCня товщі [34]. Будинаж описано нами всолянокупольних структурах ДДЗ, ЗаCкарпатського прогину, Передкарпаття, соCлянокупольних структурах Прикаспійськоїзападини (Північний Камисколь, Сугур, ЛеCбяжинська, Сеїтівська) та ін. (рис. 2, е, є).

104 ISSN 0367–4290. Геол. журн. 2009. № 2

Прояви будинажу характерні для крил таділянок склепінь антиклінальних складок. Змеханічними деформаціями на породно&шаровому рівні пов'язані і процеси кліважу&вання та розсланцювання. Об'єми кам'яноїсолі в солянокупольних структурах, що хаCрактеризуються підвищеним геостатичнимта тектонічним тиском (субвертикальнаскладова), але знаходяться вище зони зтермодинамічними умовами, що дозволяCють релаксацію цих напруг за рахунок пеCрекристалізації, мають характерну субгориCзонтальну тріщинуватість (рис. 2, д).

Механічний процес гравітаційного ущіль&нення (фіксується на рівні літотипів). ПервинCний осадок басейну соляної седиментаціїслабо ущільнений, являє собою пухку, насиCчену розчинами завис із зародками крисCталів, яка під дією сили тяжіння, тиску вищеCзалягаючих пластів зазнає віджимання пороCвих вод та зменшення пористості –поступово ущільнюється. Умовно поставимоу відповідність ступінь ущільненості солянихпорід – пористості та розглянемо її зміни прилітогенезі. (Умовність цього припущенняпов'язана з залежністю первинної пористостіосадку від хімічного складу і концентраціїрозсолів басейну седиментації та в порах ноCвосадки.) Соляна новосадка має високу перCвинну пористість та містить міжкристальнуропу, кількість якої може сягати 50% [17].Прямі спостереження свідчать, що у затоціКараCБогазCГол верхній шар солі має поCристість до 14% [6] та насичений первинниCми розсолами. На деяких ділянках у верхніхперших десятках метрів акумульована сільперекристалізована у зцементовані агрегаCти, але ще зберігає проникність і пористістьдо 20–30%. Відклади більш давньої(допліоценової) солі непроникні, але рівеньпереходу не встановлено [6].

На стадії діагенезу після значного ущільCнення пористість кам'яної солі зменшується.Але зникнення пористості є не тільки резульCтатом гравітаційного ущільнення. Солянийосадок містить рідку фазу – розсол, який виCповнює пори та інші пустоти. В результатігравітаційного ущільнення з підстеляючихшарів також надходять високомінералізованірозчини, які беруть участь у діагенетичномумінералоутворенні, яке призводить до зменCшення пористості, створюючи скелетноCкарCкасні зв'язки (за висловом В. М. ШимановиC

ча [17]). Кам'яна сіль та інші породи соленосCних формацій пермі мають показники порисCтості 0,2–4,3%; пористість 0,5–4,0% встаCновлено для кам'яної солі та ангідриту ПриCкаспійської западини [2].

Виконані за нашою участю дослідженняз кореляції літогенетичних типів кам'яноїсолі, їх структурноCтекстурних особливосCтей будови та фізикоCмеханічних властивосCтей показали існування в кам'яній солі сисCтем пор у міжзерновому просторі всіхлітогенетичних типів. Досліджуваласьпористість кам'яної солі діагенетичної"пір'ястої" середньозернистої (цехштейновівідклади, Калінінград), катагенетичноїрізнозернистої з елементами акреційної пеCрекристалізації (нижня перм, Прикаспійськазападина, Романівська площа) та галотекCтокінетичної флюїдальної (нижня перм, ПриCкаспійська западина, Лебяжинська, КаCмискольська солянокупольні структури).Гравітаційне ущільнення є одним зпровідних процесів перетворення породи настадіях діаC та катагенезу (перші дві серіїзразків). За результатами оптичнихдосліджень зразків виділено одноC та триCвимірні елементи, які з різним ступенемдостовірності віднесено до тріщинноCпороCвого простору. Пустоти (пори, тріщини, неCгативні кристали) локалізовано як в сереCдині зерен, так і по їх границях. За розміромвони охоплюють усі розряди класифікації,що застосовується для опису поровогопростору порідCколекторів; встановлюютьCся макропори (31 мм), мікропори (<0,1 мкм)і капілярні (від 0,0002 до 0,1 мм). Тріщини(віднесені умовно до відкритих) мають попеCречний розмір від 0,01 до 0,1 мм. ВстановCлені показники пористості кам'яної солі літоCгенетичних типів мають такі значення: діагеCнетичного – 0,35%, катагенетичного – 0,8%та галотектокінетичного – 0,51%.

Виконані дослідження показали, щокам'яна сіль соленосних формацій в ходілітогенезу на стадії діагенезу досягаємінімальних значень відкритої пористості,яка до глибини 1500–2000 м майже незмінюється [39 та ін.]

Для кам'яної солі соленосних формаційДДЗ наводяться [10] цифри пористості длязразків кам'яної солі девонської соленосноїформації (катагенетичний, галотектонічнийлітотипи глибина 2700–4293 м) 2,77% та для

105ISSN 0367–4290. Геол. журн. 2009. № 2

нижньопермської формації (катагенетичнийтип, глибина 3393–4758 м) – 2,51%.

Близькість показників пористостікам'яної солі для різних літогенетичних типівкам'яної солі може відбивати стан речовиниу відповідних термодинамічних умовах.

З показниками пористості кам'яної соліпов'язані і дані проникності.

Літифікована кам'яна сіль соленоснихформацій вважалась непроникною, зокремачерез численні газові включення (зазвичайСН4, СО2 та Н2), які зберігаються протягомсотень мільйонів років, а також і через їїздатність відігравати роль покришки пастоквуглеводнів.

Спеціальні лабораторні дослідження [37]пористості та проникності кам'яної солі поCказали, що ці показники змінюються від 0,1до 1,4% та n�10–9 і n�10–6 Дарсі, відповідно.Проте є певні застереження щодо екстрапоCляції цих показників на властивості порід набільших глибинах (кам'яна сіль знаходитьсяв умовах більших глибин – більш напруженихтермодинамічних умовах).

Керн кам'яної солі з глибин понад 3 кмпіднімають не часто. І не існує достатньо даCних про проникність та пористість кам'яноїсолі в умовах пізнього катаC і метагенезу.Соленосні формації мають значний поCтенціал впливу та впливають на перебіг літоCгенезу, зокрема флюїдний потенціал тавзаємодію вода–пара осадових басейнів,про що свідчать ізотопні дослідження.S. Lewis та M. Holness експериментальновизначили залежність кута, який контролюєзв'язок пара–флюїд, від температури і тискудля статичної системи галіт–вода (Н2О) (вдіапазоні температур від 20 до 300°С та тисCку від атмосферного до 2 kBar (2�108 Па)[37]. Отримані дані дали змогу цимдослідникам прогнозувати надзвичайнупроникність галітової породи. В осадовихбасейнах з нормальним геотермальнимградієнтом кам'яна сіль соленосних форCмацій на глибинах понад 3 км буде матистійку зв'язану заповнену водою пористість,яка призведе до проникності кам'яної солі,зіставляється за значеннями з пісковиками.

В той же час у роботі [10] для кам'яноїсолі соленосних формацій ДДЗ за експериCментальними та розрахунковими данимипрогнозується повне закриття шляхівміграції газу на глибинах 1,5 км та нижче, що

відповідає катагенетичному та галотекCтокінетичному типам кам'яної солі.

Таким чином, характеризуючи ущільненCня кам'яної солі соленосних формацій в ходілітогенезу під дією факторів тектонічних (заCнурення, збільшення температури та тиску),можна прогнозувати поступове ущільненняпорід зі зменшенням пористості та проникCності кам'яної солі діагенетичного, катагенеCтичного та галотектокінетичного типів у меCжах глибин до 1,5–2 км. Але при подальшомупрогресивному розвитку літогенезу та наCростанні температури і тиску на глибинахприблизно 3,0 км можуть виникнути умовипідвищеної флюїдопроникності кам'яної солі.

Цікаві дані про проникність соленоснихформацій (на формаційному рівні) в умовахПрип'ятського прогину наводять П. Д. Жуковта ін. [8]. У Прип'ятському прогині дві солеCносні формації – верхньофранська таверхньофаменська перекривають продукCтивні на вуглеводні товщі. Склад бітумоїдів унадсольових девонських відкладах свідчитьпро їх збагаченість найбільш міграційноздатними компонентами над продуктивниCми структурами (Давидівська, ОсташкоCвицька та ін.) порівняно з непродуктивними(Горохівська, Хобнинська), що може вказуCвати на міграцію вуглеводнів через солеCносні товщі у перекриваючі їх надсольовівідклади.

За даними термолюмінесцентних досCліджень [8] встановлено, що світлосума соCляних порід продуктивних структур (на прикCладі Давидівського, Березинського, СудоCвицьского, Осташковицьского, Тишківскогота інших родовищ Прип'ятського прогину, атакож Дар'їнського, Каменського та КарачаCганакського Прикаспійської западини) і непCродуктивних (ЗахідноCСофіївської, МахноCвицької, Несловської та інших площ) суттєворозрізняється. Світлосума кам'яної солі надпродуктивними структурами збільшуєтьсяна порядок, що пояснюється вмістом вуглеCводнів у соляних породах. Ці та іншідослідження певною мірою обґрунтовуютьможливість масопереносу вуглеводнів чеCрез соленосні формації.

Важливу інформацію щодо вертикальноїміграції вуглеводнів, сірководня, водпідсольових відкладів надають дослідженняскладу вторинних включень у мінералах соCленосних формацій. Перерозподіл мас соC

106 ISSN 0367–4290. Геол. журн. 2009. № 2

леносної формації при галотектокінезі завлучним висловом Г. А. Московського,"призводить до порушення їх монолітності,виникнення своєрідних "вікон", які визначаCють утворення субвертикальних потоків вугCлеводнів і розчинів з підсольових відкладів".Наші дослідження дають підстави зв'язуватизони підвищеної проникності з присутністюу тілі солянокупольних структур встановлеCних нами площин ковзання, які ускладнюють"флюїдальні зони течії".

Процеси дифузії (взаємного проникненCня речовин, що щільно втискаються одна водну в наслідок теплового руху частинок)надзвичайно важливі для реалізації аутигенCного мінералоутворення. Дифузія виникаєне тільки в результаті градієнта концентCрації, а також внаслідок гравітаційного поCтенціалу, градієнта тиску (бародифузія) унерівномірно нагрітому середовищі (термоCдифузія). Висока теплопровідності кам'яноїсолі (теплопровідність кам'яної солі сягає6,2 ккал/м·год·°С – у три рази перевищуєтеплопровідність туфів та глин), тектонічнийстрес, який створює в пластах кам'яної солісоленосної формації диференційоване поленапруг, вплив інтрузивів у періоди тектоноCмагматичної активізації – фактори, які стиCмулюють перебіг дифузійних процесів укам'яній солі.

Можливість переміщення вуглеводнівчерез кристалічну гратку кам'яної солівнаслідок дифузії ілюструється в роботах[18, 32]. За розрахунками І.М. Комісарової,в ідеальній кристалічній гратці кам'яної солівідстань між вузлами становить 2,8�10–10 м,діаметр найлегших вуглеводнів метану таетану відповідно дорівнює 4,0�10–10 та4,7�10–10 м. Процеси дифузії мають місце навсіх стадіях літогенезу, але її роль зростає настадіях пізнього катагенезу, галотектокінезута метаморфізму соленосних утворень.

Радіоактивний розпад калію та іншихрадіоактивних елементів теригенної складоCвої соленосних формацій відбувається навсіх стадіях літогенезу та спричиняє локальCне підвищення температури. Радіоактивнийрозпад калію також призводить до утворенCня синього галіту, який відомий практично увсіх калієносних формаціях світу, але найтиCповіший для строкатих сильвінітів. Синійколір пов'язаний з центрами забарвлення –вакансія з захопленим електроном [28], які

тяжіють до дефектів кристалічної гратки. УтCворення синього галіту відбувається настадії катагенезу при перетвореннікалієносних відкладів під дією розчинів, яківіджималися з пластів (що ущільнювались)сольових та не сольових порід і мігрувализазвичай вверх, а іноді латерально через неCдоущільнені осадки [17]. Утворення синьогогаліту у Передкарпатських родовищах такожпов'язано з метаморфічним, точніше динаCмометаморфічним перетворенням первинCних порід. Парагенезис лангбейніту тасинього галіту у калійних солях ПередкарCпаття виникав у зонах підвищених темпераCтур та тиску, а парагенезис з карналітом – узонах розривних дислокацій [5].

Утворення конкрецій. Крім класичнихкарбонатних діагенетичних конкрецій тад і а г е н е т и ч н о C р а н н ь о к а т а г е н е т и ч н и хстяжінь, конкрецій полігалітCангідритовогота боратового складу, що утворюють вузлуCвату мікротекстуру відповідних прошарків[12, 25, 30 та ін.], в соленосних відкладахописані також карбонатні сфероліти та гаCлоліти, які морфологічно схожі на діаC, катаCгенетичні конкреції, але сформувалися настадії седиментогенезу в результаті меCханічніх процесів, обумовлених активноюгідродинамікою середовища [19, 36, 43, 44].У Прип'ятському прогині у верхньофCранській, верхньофаменській соленоснихформаціях, міжсольових девонських відклаCдах утворення карбонатних оолітів пов'язаCне з формуванням оолітових обмілин у палеCорельєфі дна палеобасейну. Особливі морCфологічні форми галіту – галоліти (які влітературі називають також сфероїдамигаліту, ооідами, галооідами), галопізолітивстановлені у декількох типах природногогеологічного (соляні озера, плайя) та техноCгенноCгеологічного (штучно відокремленіоб'єми розсолу для виробництва солей меCтодом сонячного випаровування) середовиCща. Їх розглядають як хемогенні осадові утCворення або хемогенноCбіогенні [35, 40, 42,43], форма яких сформувалась обертанняму пересиченому розчині, що знаходиться упостійному гідродинамічно активному стані.

Дегідратація мінеральних компонентів.Як показано у ряді робіт [20, 34, 38 та ін.],стійкість більшості седиментаційних тадіагенетичних мінералів соленосних форCмацій у багатокомпонентній водній системі,

107ISSN 0367–4290. Геол. журн. 2009. № 2

насиченій по NaCl, обмежена температураCми до 100°С. При зміні термодинамічнихумов, підвищенні температури та тискувідбуваються перетворення з виділеннямкристалізаційної води гідратних мінералів[20, 34, 38]. В басейнах, де формації зануCрені на глибини понад 2–3 км, породи зазнаCють значних перетворень. Зокрема на глиCбинах 0,4–4 км відбувається дегідратаціягіпсу та утворення ангідриту (широкийдіапазон глибин пояснюється залежністюцього процесу від багатьох факторів, зокреCма присутністю органічних сполук) [23, 34].Хрестоматійними є цифри щодо вивільненCня з 1 м3 гіпсу 0,486 м3 кристалізаційної воCди, насиченої СаSO4, яка при температурі30°С здатна повністю розчинити або 0,08075 м3

галіту, або 0,54 м3 карналіту, або спричинитиутворення вторинного сильвіну з карналіту(див. процеси метасоматозу) [34].

Процеси формаційного та надформаційного рівнів

Розглянемо деякі процеси літогенезу солеCносних формацій, що проявляються на рівнікомплексів порід, формації та над форCмаційному рівні. Передумовою їх реалізаціїє протиріччя між властивостями соленосноїформації, оточуючими утвореннями та умоCвами, в першу чергу термодинамічними, вяких опиняється формація.

Метасоматичний процес відбувається уневрівноваженому середовищі флюїдноCмінеральної системи соленосної формаціїна всіх стадіях літогенезу. На масштабністьта важливість цього процесу в літогенезівперше наголосив О. В. Япаскурт. Проте придослідженнях соленосних формацій, у форCмуванні їх мінеральноCпородного складу(насамперед калієносних субформацій)цьому процесу належить основна роль, і цейпроцес був і є у полі зору літологівCсольоCвиків на всіх етапах дослідження соленоснихутворень. Зокрема присутність кам'яної соліу зонах заміщення продуктивних пластівкалійних родовищ розглядають як проявпостседиментаційних метасоматичних пеCретворень. Роботами В. Н. Апполонова(1989), В. І. Борисенкова (1968), Г. Борхертата Р. Мюра [34], Е. А. Висоцького та ін.(1988), Н. М. Джинорідзе та ін. (1987), В. З.Кіслика та Ю. І. Лупіновича (1969), К. Коха

(1981), А. Макінтоша та Г. Маквитте(Mackintosh, Mc'Vitte, 1983), Р. Макджінтошта Н. Вардлоу (Mc'Jontosh, Wardlow, 1968) табагатьох інших дослідників показані ознакивторинності такого типу кам'яної солі на баCгатьох великих родовищах калійних солей(Саскечеван, Старобінське, Непське, ВерCраCФульда та ін.). Вторинна метасоматичнакам'яна сіль асоціюється з тектонічнимитріщинами, розломами, тілами магматичнихпорід та іншими великими структурами, щонезгідно перетинають первинноCседименCтаційні утворення та мають різкі контакти,а також характеризується гігантокрисCталічними структурами, нафтопроявами,сульфідною (піротиновою) мінералізацією.

Нами виконано оцінки вмісту газовоCрідиних включень в зернах галіту з реліктамипервинноCседиментаційних та вториннимивключеннями нижньопермської соленосноїформації ДДЗ (Натальїнська площа) таверхньодевонської (Кінашевська площа)(приклад серії замірів показано на рис. 2,ж–и). Включення складають 0,05–0,12% взбагаченій ними частині зерна. Для нижньоCпермської формації (краматорська субфорCмація) характерні більш крупні включення,але їх вміст складає 0,05 % об'єму первинCноCседиментаційної ділянки зерна, відсотокпервинноCседиментаційних частих зеренскладає 10–80%. Ці ж значення для галітудевонської (франської) формації складаютьвідповідно – 0,12 % та 0–5 %. Міграція речоCвини включень у міжзерновий простірсприяє перекристалізації, кристалобластеCзу, метасоматозу та вносить вклад в процеCси породного та надпородного рівня.

Прояви метасоматичних процесів не обCмежуються рівнем окремого зерна, літотипу,а поширюються на формаційний та надфорCмаційний рівні як елізійні, інфільтраційні тагравітаційноCрозсольні процеси. ПростороCвий зв'язок високомінералізованих розсоліву розрізі осадових басейнів з потужними соCленосними формаціями був встановленийще у середині минулого століття. А. О. МахCначем було доведено, що на ранніх етапахлітогенезу соленосні відклади являють соCбою елізійно&компресійну систему, але меCханізми масообміну між окремими літотипаCми в середині соленосної формації та надCформаційному рівні ще не розроблені.Основним фактором літифікації порід солеC

108 ISSN 0367–4290. Геол. журн. 2009. № 2

носних формацій є утворення скелетноCкарCкасних зв'язків між кристалами солянихмінералів, що визначає збереження у відклаCдах значної кількості міжкристальної ропи наглибинах захоронення понад 250 м [18].Після перекриття соляного пласта не сольоCвим прошарком міжкристальна ропа не моCже віджатися у солеродний басейн, а можемігрувати лише по соляному пласту у латеCральному напрямку, це уповільнюєлітифікацію соляних порід, забезпечує конCсервацію у пласті ропи та за умов поступовоCго ущільнення може спричинити виникненняаномально високого пластового тиску.Гравітаційно&розсольні процеси взаємодіїміжкристальної ропи, відділеної від соленосCних товщ та підстелюючих товщ, А. О. Махначназвав галокатагенезом [18], який притаCманний катагенезу соленосних формаційплатформ та передових прогинів. В резульCтаті повільного гравітаційного просочуванняропи у нижчезалягаючі глинисті та піщанівідклади протікають складні іонообмінні реCакції та утворюються вторинні магнезіальнісилікати глин, відбувається катагенетичнадоломітизація карбонатів, а сама ропа пеCретворюється у хлоркальцієві розчини та наCсичується рудними компонентами [18].

При метасоматозі джерелами метаCморфізуючих агресивних розчинів є самасоленосна формація та підстеляючі глинисCтоCсульфатні утворення, що ущільнюються влітогенезі, а також глибші горизонти земноїкори. Для умов Верхньокамського родовиCща О. І. Кудряшовим розраховано, що об'ємпорових розчинів, які віджаті з соляного осаCду на стадії діагенезу становить 35 м3 на 1 м2

площі соленосної формації; при дегідратаціїгіпсу з нижчезалягаючих порід формаціївиділяється майже 93 м3 прісної води накожний 1 м2 площі утворень [14]. Для умовСтаробінського родовища калійних солейпоказано [1], що на стадії катагенезу у товщіпорід, які підстеляють ІІІ калійний горизонт,існували джерела агресивних водних розCчинів – породи глинистоCмергелистих гориCзонтів соленосної товщі. Ця товща мала поCтенціал генерування порових водних розCчинів до 11,5 м3 на 1 м2 площі. Крім того,джерелами водних розчинів можуть бути воCдоносні горизонти міжсольових, підсольоCвих утворень. Шляхи міграції розчинів різноCмасштабні та можуть змінюватись під час

постседиментаційних перетворень. Настадії діагенезу в товщі осадків, що ущільCнюються, не спостерігаються, як правило,локальні флюїдопровідники. Міграція ропи,що віджимається, відбувається у форміфільтрації по сполучених порах. На стадії каCтагенезу в соляній формації встановлюютьCся мікротріщини, прошарки та пласти несоCляних порід, зрідка відкриті макротріщини,які є потенційними флюїдопровідникамирізного масштабу. О. І. Кудряшовим у виCробках Другого Солікамського та ЧетвертоCго Березниковського рудників описаніфлюїдопровідні канали, які представленітрубчастими пустотами овальної або щелеCподібної форми. Прояви галотектокінезу,процеси розчиненняCперевідкладення визCначають геологічний час "життя" зазначенихформ та масштаби спричинених ними явищ.

До процесів літогенезу соленосних форCмацій надпородного рівня, крім згаданих виCще елезійноCкомпресійних, галокатагенеCтичних (гравітаційноCрозсольних), відноCсяться газогенераційні. Про склад газів та їхпоходження написано багато робіт [1, 13,14, 17, 20, 23, 34 та ін.]; генерування газу всоленосних формаціях пов'язано з розклаCданням органічної речовини, радіолізом,частина газів може надходити і з вміщуючихпорід. За даними досліджень газовоCрідинCних включень, у галіті девонських соленосCних формацій ДДЗ основними газовимикомпонентами є вуглекислий газ, азот, меCтан, водень [20].

Своєрідним, але надзвичайно важливимпроцесом надформаційного рівня соленосCних формацій є галотектокінез, що відбиCвається у комплексі структурноCтекстурнихособливостей будови порід, результатидосліджень яких викладено в наших попеCредніх роботах [30 та ін.].

Таким чином, розглянуті та інші процесилітогенезу соленосних формацій зумовлюCють взаємодію різних компонентів в сереCдині флюїдноCпородної системи формації таїї взаємодію з вміщуючими утвореннями навсіх стадіях породоутворення. Їх рушійнимисилами (факторами) є протиріччя міжвнутрішніми фізикоCхімічними умовами сисCтеми соленосної формації та умовамизовнішніми. Встановлюються комплексипроцесів, характерні для окремих стадійлітогенезу, та наскрізні. Процеси мають свої

109ISSN 0367–4290. Геол. журн. 2009. № 2

ознаки – структурноCтекстурні, мінеральніта ін., охарактеризовані в даній роботі.

1. Андрейко С. С. Геологический механизм обCразования очагов газодинамических явленийв условиях Старобинского месторождениякалийных солей // Калийные соли Беларуси:состояние освоения месторождений, персCпективы развития, проблемы: Тез. докл.Междунар. науч.Cпракт. конф., посвященной50Cлетию открытия Старобинского местоCрождения калийных солей (Минск, 20–21дек. 1999 г.). – Минск: БелНИГРИ, 1999. –С. 98–105.

2. Варламов А. А., Козлов С. С., Гемп С. Д., Фо&мина В. Д. О некоторых постседиментационCных преобразованиях калийных горизонтовСтаробинского месторождения // Тр. ВНИИгалургии. – 1974. – Вып. 71. – С. 70–84.

3. Галогенные формации Украины: ЗакарпатсCкий прогиб / Китык В. И., Бокун А. Н., ПановГ. М. и др. – Киев: Наук. думка, 1983. – 168 с.

4. Гаррелс Р., Маккензи Ф. Эволюция осадочCных пород. – М.: Мир, 1972. – 395 с.

5. Джиноридзе Н. М., Коринь С. С. МинеральCный состав и физические свойства соляныхпород Предкарпатья – индикаторы тектониCческих движений // Докл. АН СССР. – 1986. –№ 6. – С. 1468–1471.

6. Дзенс&Литовский А. И., Васильев Г. А. ГеоCлогические условия формирования донныхотложений КараCБогазCГола в связи с колеCбаниями уровня Каспийского моря // Изв.АН СССР. Сер. геол. – 1961. – № 3. –С. 101–109.

7. Деревягин В. С., Свидзинский С. А., Седлец&кий В. И. и др. Нижнепермская галогеннаяформация Северного Прикаспия. – Ростовн/Дону: ИздCво Рост. унCта, 1981. – 400 с.

8. Жуков П. Д., Никуленко Е. Ф., Шаповал Л. И.Обоснование проводящих свойств соленосCных толщ при разработке геологоCгеохимиCческих основ поисков нефти // Калийные соCли Беларуси: состояние освоения месторожCдений, перспективы развития, проблемы:Тез. докл. Междунар. науч.Cпракт. конф., посCвященной 50Cлетию открытия Старобинскогоместорождения калийных солей (Минск,20–21 дек. 1999 г.) – Минск: БелНИГРИ, 1999.– С. 89–91.

9. Иванов А. О., Воронова М. Л. Галогенныеформации (минеральный состав, типы иусловия образования, методы поисков и разC

ведки месторождений минеральных солей).– М., 1972. – 328 с.

10. Индутный В. Ф. Закономерности измененияпетрофизических свойств девонских образоCваний ДнепровскоCДонецкого рифта на больCших глубинах. – Киев: Наук. думка, 1979. –160 с.

11. Ковалевич В. М. Галогенез и химическая эвоCлюция океана в фанерозое. – Киев: Наук.думка, 1990. – 156 с.

12. Кореневский С. М., Бобров В. П., Супрунюк К. С.,Хрущов Д. П. Галогенные формации североCзападного Донбасса и ДнепровскоCДонецкойвпадины и их калиеносность. – М.: Недра,1968. – 240 с.

13. Кудряшов А. И. Флюид // Горная энциклопеCдия.– М.: Сов. энциклопедия, 1991. – Т. 5. –С. 323.

14. Кудряшов А. И., Ходьков А. Е. ФлюидодинаCмика // Горная энциклопедия. – М.: Сов.энциклопедия, 1991. – Т. 5. – С. 323–324.

15. Логвиненко Н. В., Орлова Л. В. Образованиеи изменение осадочных пород на континентеи в океане. – Л.: Недра, 1987. – 236 с.

16. Лукин А. Е. Литогеодинамические факторынефтегазонакопления в авлакогенных басCсейнах. – Киев: Наук. думка, 1997. – 224 с.

17. Махнач А. А. Постседиментационные измеCнения межсолевых девонских отложенийПрипятского прогиба. – Минск: Наука и техCника, 1980. – 200 с.

18. Милешина А. Г., Комиссарова И. Н. ИзменеCние состава нефтей, перемещающихся черезкаменную соль // Геология нефти и газа. –1972. – № 6. – С. 51–55.

19. Обровец С. М. Оолитовые фации в отложениCях девонского возраста Припятского прогибаи триасовых отложениях Гомельской струкCтурной перемычки // Сучасні проблеми літоCлогії та мінерагенії осадових басейнів Українита суміжних територій. – К., 2008. – 284 с.

20. Петриченко О. И. Эпигенез эвапоритов. –Киев: Наук. думка, 1989. – 64 с.

21. Протопопов А. Л. Сравнительный анализэпигенетического минералообразования наВерхнекамском и Старобинском месторожCдениях // Калийные соли Беларуси: состояCние освоения месторождений, перспективыразвития, проблемы: Тез. докл. Междунар.науч.Cпракт. конф., посвященной 50Cлетиюоткрытия Старобинского месторождения каCлийных солей (Минск, 20–21 дек. 1999 г.). –Минск: БелНИГРИ, 1999. – С. 73–75.

110 ISSN 0367–4290. Геол. журн. 2009. № 2

22. Советский энциклопедический словарь / Гл.ред. А. М. Прохоров. – 3Cе изд. – М.: Сов. энCциклопедия, 1991. – 1600 с.

23. Сонненфелд П. Рассолы и эвапориты. – М.:Мир, 1988. – 480 с.

24. Хмелевская О. В. О вещественном составепород верхнеюрской эвапоритовой формаCции югоCзападного склона ВосточноCЕвроCпейской платформы // Геология и геохимиясоленосных отложений нефтегазоносныхпровинций. – Киев: Наук. думка, 1990. –С. 143–152.

25. Хрущов Д. П. Літологія і калієносність солянихвідкладів ДніпровськоCДонецької западини. –К.: Наук. думка, 1974. – 160 с.

26. Шайдецкая В. С. О геохимических условияхобразования каменной соли Роменскойструктуры // Геология и геохимия горючих исCкопаемых. – 1976. – № 47. – С. 21–27.

27. Шайдецкая В. С. Твердые включения в галитеБогдановской площади (ДДВ) // Геология игеохимия неметаллических полезных искоCпаемых. – Киев: Наук. думка, 1982. –С. 47–55.

28. Шехунова С. Б. Особливості накопиченнярадіаційних дефектів у галіті соленосних форCмацій ДніпровськоCДонецької западини //Геологія і геохімія горючих копалин. – 2002. –№ 3. – С. 71–80.

29. Шехунова С. Б. Особливості речовинногоскладу кам'яної солі верхньофранської солеCносної формації в межах ГлинськоCРозCбишівської структури ДніпровськоCДонецькоїзападини // Геол. журн. – 2007. – № 2. –С. 62–75.

30. Шехунова С. Б. Основні літогенетичні типикам'яної солі соленосних формаційДніпровськоCДонецької западини // Там же. –2009. – № 1. – С. 88–102.

31. Шиманович В. М. РадиационноCфлюидодиCнамическая модель образования синегогалита // Калийные соли Беларуси: состояCние освоения месторождений, перспектиCвы развития, проблемы: Тез. докл. МежCдунар. науч.–практ. конф., посвященной50Cлетию открытия Старобинского местоCрождения калийных солей (Минск, 20–21дек. 1999 г.). – Минск: БелНИГРИ, 1999. –С. 81–83.

32. Эвентов Я. С., Милешина А. Г., Комиссарова И. Н.О нефтепроницаемости ископаемых солей (напримере Прикаспийской впадины) // Геологиянефти и газа. – 1972. – № 6. – С. 51–55.

33. Япаскурт О. В. Новые аспекты исследованияпроцессов литогенеза // Вестн. Моск. унCта.Сер. 4. Геология. – 1998. – № 5. – С. 39–45.

34. Borchert H., Muir R. O. Salt deposits. – London;Toronto, 1964. – 338 p.

35. Guillope M., Poirier J. P. Dynamic recrystallizaCtion during creep of single crystalline halite: anexperimental study // Geophysical Res. – 1979.– Vol. 4. – P. 5557–5567.

36. Castanier S., Perthuisot J.&P., Matrat M.,Morvan J.&Y. The salt ooids of Berre salt wоrks(Bouches du Rhone, France): The role of bacteCria in salt crystallization // Sedimentary Geology.– 1999. – Vol. 125. – Р. 9–21.

37. Lewis S., Holness M. Equilibrium halite–H2Odihedral angles: High rockCsalt permeability inthe shallow crust? // Geology. – 1996. – May. –Vol. 24, № 5. – P. 431–434.

38. Jowett E. C., Cathles I. L. M., Devis B. W.Predicting depth of gypsum degydration inevaporitic sedimentary basins // AmericanAssociation of Petroleum Geologist Bulletin. –1993. – № 77. – Р. 402–413.

39. Reynolds T. D., Cloyna E. F. Creep measurementsin salt mines // Bull. Pennsylvania State Univ.Mineral. Industries Expt. Sta. (Proc. Symp. onRock Mech., 4th). – 1961. – Vol. 76. – P. 11–17.

40. Schleder Z., Urai J. L. Microstructural evolutionof deformationCmodified primary halite from theMiddle Triassic Rot Formation at Hengolo, TheNetherlands // Intern. J. Earth Sci. – 2005. – Vol.94, № 5–6. – P. 1437–3262.

41. Tekin E., Ayyidiz T., Gundogan I., Orti F. Modernhalolites (halite oolites) in the Tuz Golu, Turkey //Sedimentary Geology. – 2007. – № 195. –Р. 101–112.

42. Terry J., Mc. Genity, Renia T. a.o. Grant andHelga StanCLotter Minireview // Origins ofhalophilic microorganisms in ancient saltdeposits // Environmental Microbiology. – 2000.– Vol. 2(3). – P. 243–250.

ІнCт геол. наук НАН України, Стаття надійшла

Київ 20.04.09

ECmail: shekhun@igsCnas.org.ua

111ISSN 0367–4290. Геол. журн. 2009. № 2