В.В. Покалюк, А.Н. Дорошенко, С.И. Терещенко

 

Мегасферолиты в гипсах приднестровья
(происхождение и влияние на спелеогенез)

Расмотрены морфология, структура, особенности локализации и распространения так называемых куполовидных структур внутри гипсовой толщи верхнего тортона Приднестровской Подолии. Обоснован осадочно-кристаллизационный генезис гипсовых «куполов» из солеродных растворов путем шестоватого придонного роста и облекания (мегасферолиты). Показано влияние этих структур на интенсивность и характер проявления карстовых процессов при формировании пещер.

Введение.

Тирасская гипсо-ангидритовая свита верхнего тортона широко распространена во Внешней зоне Предкарпатского прогиба и на юго-западной окраине Русской платформы [1, 3, 6, 10, 14]. Участок исследований расположен на юге Тернопольской области в междуречье левых притоков Днестра – Серета и Ничлавы, где сульфатные породы тирасской свиты сложены гипсами (без ангидритов). [6, 11, 13]. Гипсы залегают здесь субгоризонтально на небольших глубинах от поверхности (до 70 м) и имеют мощность 18–25 м.

Яркой особенностью внутреннего строения свиты на территории Приднестровского Подолья является внутренняя так называемая куполовидная «складчатость». На эту характерную особенность свиты указывали многие исследователи, именуя "гофрировкой", "волнообразными дислокациями", "волнистой слоистостью", "куполовидными структурами", "конкрециями, несущими вторичную деформацию", "сфероидальными структурами" и пр. Мнения исследователей на происхождение этих форм самые различные. Одни связывают их с процессами диагенеза илового коллоидного осадка [12], диагенеза кристаллоагрегатов гипса [9, 23, 24], другие с гидратацией ангидрита [7, 8, 21], третьи с тектоническим фактором [2, 6] четвертые с параллельно-шестоватым и сферолитовым ростом кристаллов в солеродном бассейне [11, 22].

Вопрос о происхождении данных форм имеет большой теоретический и практический интерес. Во-первых, куполовидные структуры имеет специфические морфологические признаки, отличающие её от всех известных видов тектонических структур. Во-вторых, они непосредственно влияют на интенсивность и проявление карстовых процессов (как поверхностных, так и глубинных при формировании пещер) и, в-третьих, внутренняяя структура и морфология куполовидных структур позволяет ответить на некоторые вопросы осаждения и кристаллизации самих гипсов в солеродном бассейне.

При всей актуальности темы нужно отметить, что при большом количестве публикаций по неогеновому галогенезу Приднестровья вопрос о происхождении данных куполовидных структур остается дискуссионным. Наиболее подробно эти структуры были описаны И.И. Турчиновым, В.Н. Андрейчуком, А.В. Климчуком [9, 23, 24], которые связывают их образование с процессами диагенеза (перекристаллизации первичных гипсовых мелкозернистых кристаллоагрегатов под воздействием диагенетических восходящих межзерновых флюидов). В настоящей работе авторы отстаивают вслед за В.И. Колтуном и Я.Т. Роскошем [11], седиментационно-кристаллизационный генезис этих структур (на этапе осаждения и кристаллизации гипсов) путем придонного шестоватого роста и облекания (мегасферолиты). Подобных взглядов придерживаются некоторые польские геологи, в частности М. Бабель [22].

Мы наблюдали эти куполовидные структуры непосредственно изнутри гипсовой толщи во многих подольских гипсовых пещерах междуречья Серета и Ничлавы, что позволило проследить их распространение, структуру и морфологию в пространстве на значительной площади. В работе делается акцент, прежде всего, на структурно-морфологических признаках данной «складчатости», позволяющих пролить свет на её генезис. Рассматривается также влияние этих структур на интенсивность и формы проявления карстовых процессов при формировании пещер. Прежде чем перейти к характеристике исследуемых куполовидных форм необходимо более детально рассмотреть слоистость гипсов.

Строение разреза и слоистость гипсовой толщи.

Толща гипсов в районе исследований имеет трехчленное строение (рис.1). Нижняя часть разреза (до 8–10 м) сложена скрыто-мелкозернистыми гипсами (светло-серыми с медовым оттенком). Для средней части разреза (2,5–3,0 м) характерно переслаивание скрыто-мелкозернистых светло-серых и крупно-гигантокристаллических коричневых гипсов с постепенным увеличением доли последних вверх по разрезу. Венчается средняя пачка линзовидным прослоем (до 30 см) зеленовато-серых бентонитовых глин, имеющих значение стратиграфического репера. Верхняя пачка (8 м) сложена гигантокристаллическими гипсами коричневых тонов. Если не учитывать прослой бентонитовых глин, создающий резкую литологическую границу внутри гипсовой толщи, и связанный с кратковременным выбросом и осаждением вулканических пеплов, то переход между скрыто-мелкозернистыми и гигантокристаллическими гипсами можно считать постепенным через 2-м зону переслаивания. Такой характер строения гипсовой толщи выдерживается на значительной площади в юго-восточной части Подолии – в бассейне Серета, Ничлавы (пещеры Оптимистическая, Озерная, Мушкарова яма и др.).

ms1

Рис. 1. Блок-диаграмма и разрез гипсовой толщи тирасской свиты (междуречье рек Серет и Ничлава, с. Алексинцы, пещера Мушкарова яма).

Цифры в кружках – пачки гипсов. 1 – известняки биогермные багрянковые песчанистые с прослоями известковистых песчаников; 2 – гипсы скрыто-мелкозернистые, светло-серые c коричневатым оттенком; 3 – переслаивание скрыто-мелкозернистых светло-серых и крупно-гигантокристаллических коричневых гипсов; 4 – маркирующий прослой бентонитовых глин зеленовато-серых; 5 – гипсы крупно-гигантокристаллические коричневые; 6 – известняки пелитоморфные (ратинские); 7 – мергели зеленовато-серые с прослоями глин и песчаников; 8 – трещины в гипсовой толще; 9 – слои крупно и гигантокристаллических гипсов; 10 – слои скрыто-мелкозернистых гипсов; 11 – слои скрыто-мелкозернистых гипсов хлопьевидной «облачной» текстуры; 12 – маломощные линзы (до 5 см) бентонитовых глин оранжевого цвета.

Гипсы нижней части разреза имеют массивный тонкозернистый сахаровидный облик, нередко тонкослоисты и микроплойчаты. Мощность слойков – до 2–5 мм. Преобладающий размер зерен 0,05–0,3 мм. Иногда наблюдается горизонтальная неровно-плитчатая отдельность, свидетельствующая о ненарушенном горизонтально-слоистом залегании. По данным А.А. Кульчецкой [15, 16] зернистый гипс представляет собой гидратированный ангидрит, а условия, существовшие на протяжении всей кристаллизации гипса были близки к равновесию гипс-ангидрит. На наш взгляд, горизонтально-слоистое залегание зернистого гипса свидетельствует скорее о доминировании исходной садки гипса над ангидритом, иначе породы претерпели бы последующие значительные деформации исходной слоистости вследствие гидратации ангидрита. Тонкая слоистость и микроплойчатость гипсов подчеркиваются разными цветовыми оттенками и разной зернистостью слойков. Нередко на светло-сером фоне тонкозернистого гипса наблюдаются небольшие (до 1–2 см) рассеянные образования в форме кокард, состоящие из более крупных (до 1–2 мм) коричневых кристалликов гипса.

Среднюю пачку гипсов в целом можно разделить на три части. Нижняя (мощность около 0,5 м) сложена скрыто-мелкозернистыми гипсами с небольшими линзовидными, клиновидными включениями и кокардовыми сростками кристаллов крупнокристаллического гипса. В принципе она почти ничем не отличается от гипсов нижней скрыто-мелкозернистой пачки; в ней лишь чуть больше присутствуют включения крупнокристаллического гипса. В средней части (мощность около 1,5 м) переслаиваются крупнокристаллические и скрыто-мелкозернистые слои гипса с некоторым преобладанием последних. Верхняя часть (60–90 см) слагается слоистыми преимущественно крупно-гигантокристаллическими гипсами с тонкими прослойками скрыто-мелкозернистых гипсов. В целом снизу вверх по разрезу средней пачки доля слоев крупнокристаллического гипса постепенно увеличивается.

Нами было изучено латеральное распространение конкретных слоев крупно-гигантокристаллического гипса в средней пачке гипсов в пределах лабиринта пещеры Мушкарова яма (Борщевский район, с. Алексинцы). Установлено, что на площади пещеры (250×150 м) строго выдерживается порядок напластования внутри средней пачки и чередования в ней слоев скрыто-мелкозернистого и крупно-гигантокристаллического гипса, вплоть до маломощных (1–3 см) прослойков.

Верхняя часть средней пачки наиболее ярко сохраняет порядок чередования (напластования) конкретных слоев и слойков на площади пещеры. Она слагается тремя относительно мощными (15–40 см) слоями гигантокристаллического гипса, разделенными маломощными (до 10 см) слоями скрыто-мелкозернистого гипса (рис. 1, 2–б). Два нижних крупнокристаллических слоя имеют однородное строение, тогда как верхний, наиболее мощный, залегающий непосредственно под бентонитовым прослоем (местным стратиграфическим репером), в своей нижней половине имеет слоистость меньшего порядка (пакет из 5–6 чередующихся слоев крупнокристаллического и мелкозернистого гипса). Под этим пакетом залегает мелкозернистый «сдвоенный слой» общей мощностью около 10 см (состоит из двух мелкозернистых слоев, разделенных маломощным крупнокристаллическим прослоем). Эта сдвоенность очень наглядна при прослеживании по простиранию. Средняя часть средней пачки слагается в основном мелкозернистым гипсом, имеющим "хлопьевидную", "облачную" пятнистую текстуру. При незначительных фациальных вариациях мощностей такой порядок слоистости выдерживается на всей площади пещеры Мушкарова яма. Точно такое же строение средней пачки (вплоть до маломощных прослойков) гипсов удивительным образом повторяется в пещерах Озерная и Оптимистическая (рис. 2), расположенных в 8 км от пещеры Мушкарова Яма. Все это однозначно свидетельствует об исходно осадочном седиментационно-кристаллизационном генезисе обоих структурных разновидностей гипса – как скрыто-мелкозернистого, так и крупно-гигантокристаллического. Никакие вторичные процессы перекристаллизации (в том числе синседиментационные и диагенетические) не могут привести к столь строгой выдержанности слоев по простиранию. Это не исключает протекание самих процессов перекристаллизации в рассматриваемых породах. Таковые процессы, безусловно, локально имели место (гигантопластинчатый «шпатовый» гипс в узлах трещин, друзовый рост вторичного крупнокристаллического гипса на стенах пещер, селенитовые прожилки внутри бентонитовых глин, укрупнение тонкозернистых агрегатов гипса вдоль трещин и т.п. [6, 20]. Однако эти процессы не изменили общий характер напластования гипсов разных исходно осадочных кристалломорфологических типов (скрыто-мелкозернистых и крупно-гигантокристаллических). На первичную природу слоев крупнокристаллического гипса указывают также А.А. Кульчецкая и А.В. Побережский на основании изучения включений минералообразующей среды [15, 16, 19]. По мнению А.В. Побережского, первичной минеральной формой образования сульфата кальция был исключительно гипс. Им выделяются две основные седиментационные разности этого минерала – придонный крупно-гигантокристаллический и приповерхностный мелкозернистый.

ms2

Рис. 2. Куполовидная слоистость средней пачки гипсовой толщи в вертикальном сечении:

а) пещера Оптимистическая (фото И.И.Турчинова); b) пещера Мушкарова яма (фото авторов). Пунктирной линией показана верхняя граница средней пачки гипсов, совпадающая с бентонитовым прослоем.

Строение верхней гигантокристаллической пачки гипсов также слоистое. Однако параметры слоистости здесь иные. Мощность отдельных гипсовых слоев увеличивается и составляет 10–80 см, в среднем 20–50 см. Слои гигантокристаллического гипса отделяются друг от друга тонкими глинисто-карбонатными слойками (до 1–2 см, чаще 1–5 мм), маркирующими, вероятно, границы сезонных циклов. Границы эти обычно четкие, ровные, однако сама поверхность зубчатая из-за выступающих вершин кристаллов гипса. По этим поверхностям в кровле полостей пещер часто происходят отрывы крупных гипсовых блоков. Обычно глинисто-карбонатные прослойки четко разделяют выше и ниже залегающие соседние слои гипса, имеющие зачастую разную размерность и преобладающую ориентировку кристаллов. Но нередко отдельные длиннопризматические саблевидные кристаллы просекают глинисто-карбонатную границу между слоями и продолжают свое развитие из нижнего слоя гипса в верхний. Такие «просекания» находят приемлемое объяснение с позиций первично осадочной кристаллизации – кристаллы продолжают свой рост из тех вершин, которые не были полностью перекрыты глинисто-карбонатной границей.

В строении слоев крупно-гигантокристаллического гипса участвуют три морфологических вида кристаллоагрегатов: 1) агрегаты мелкозернистого гипса; 2) агрегаты относительно небольших (до 1–3 см) разноориентированных линзовидных кристаллов; 3) агрегаты крупных и гигантских субориентированных перпендикулярно напластованию длиннопризматических, саблевидных кристаллов и колосьевидных сростков. Первые и вторые слагают маломощные (до 1–2 см) самостоятельные слои, а также занимают промежутки между гигантокристаллическими кристаллами в более мощных слоях. Третьи образуют основу или "каркас" более мощных слоев, представляя собой зоны друзового или параллельно-шестоватого роста.

Нередко внутреннее строение слоев крупно-гигантокристаллического гипса имеет отчетливую вертикальную зональность, свойственную росту кристаллов от поверхности зарождения с их последующим геометрическим отбором (рис. 3–в). Нижняя зона – зародышевая; для неё характерны небольшие (до 3 см) разноориентированные кристаллы в цементирующей мелкозернистой массе. Следующая зона – друзовая; в ней размер призматических кристаллов гипса увеличивантся до 5-10 см и они начинают приобретать ориентировку, перпендикулярную к слоистости. Количество мелкозернистого цемента при этом уменьшается. Друзовая структура очень хорошо выявляется в зонах вторичного выщелачивания (рис. 3–б). И третья зона – параллельно-шестоватого роста. Здесь доминируют агрегаты гигантокристаллических кристаллов (более 10 см), ориентированных субперпендикулярно напластованию; цементирующей массой для них выступают агрегаты более мелких кристаллов. Такая направленность процесса понятна, если учесть, что начало кристаллизации обычно происходит в условиях повышенного пересыщения. При этом отлагается зернистый гипс и растут небольшие разрозненные разноориентированные призматические кристаллы. Падение пересыщения в ходе кристаллизации влечет за собой переход к более уравновешенной друзовой форме роста. Часто в слоях крупно-гигантокристаллического гипса зародышевая и друзовая зоны сильно редуцированы, и наблюдается формирование слитого параллельно-шестоватого агрегата непосредственно от поверхности зарождения. Это происходит за счет одновременного начала роста большого количества кристаллов, тесно соприкасающихся друг с другом. Как известно, точно так происходит формирование сферолитовых корок [5]. А.В. Побережский [19] приводит обратную схему зональности гипсового пласта, которая выделяется им в самостоятельный цикл седиментации: вначале идет кристаллизация крупнокристаллического гипса, сменяющегося к кровле пласта мелкокристаллическим.

Размеры длиннопризматических саблевидных кристаллов в наиболее мощных слоях достигают 0,7 м. Вследствие субориентировки кристаллов перпендикулярно напластованию текстура и структура слоев в вертикальном и горизонтальном сечениях различны (рис. 3–а) и сильно напоминают строение годичных слоев новосадки галита в соленосных отложениях [4]. Это косвенно еще раз подтверждает вывод о седиментационно-кристаллизационной природе слоев крупно-гигантокристаллического гипса, поскольку, как справедливо замечает М.Г. Валяшко [4], текстуры и структуры кристаллизации различных галогенных пород имеют между собой много общего.

Таким образом, снизу вверх по разрезу гипсовой толщи меняется не только степень кристалличности гипсов, но и параметры их слоистости. Для скрыто-мелкозернистых гипсов мощность слоев измеряется миллиметрами, для крупно-гигантокристаллических – сантиметрами и первыми десятками сантиметров. Очевидно, что такие различия вызваны колебаниями физико-химических условий садки гипса в исходном бассейне. Исходя из общих физико-химических закономерностей кристаллизации солей, скрыто-мелкозернистый гипс осаждался довольно быстро из насыщенных и пересыщенных относительно сульфата кальция растворов. Крупно-гигантокристаллический гипс кристаллизовался медленнее из менее насыщенных сульфатных растворов. В связи с этим, учитывая общую смену снизу вверх по разрезу скрыто-мелкокристаллических гипсов крупно-гигантокристаллическими, можно предположить, что эволюция сульфатонакопления в бассейне была вызвана постепенной сменой режима относительно замкнутого бассейна с насыщенными относительно сульфата кальция растворами на более открытый с менее насыщенными растворами. Такая трактовка согласуется с представлениями Д.П. Найдина [17] о трансгрессивном характере верхнетортонского бассейна.

ms3

Рис. 3. Структуры и текстуры первичной кристаллизации и осаждения гипсов:

а – ориентировка кристаллоагрегатов крупнокристаллического гипса в сечении, параллельном напластованию (левый снимок), в сечении, перпендикулярном напластованию (правый снимок); b – друзовая структура первичного (осадочно-кристаллизационного) медового гипса; c – зональное строение слоев крупно-гигантокристаллического гипса (зоны зачаточного, друзового, параллельно-шестоватого роста); d – фрагменты микрослоистости, отражающие минералогические уровни и отвесы (сечение вертикальное). 1 – слои гипса гигантокристаллической параллельно-шестоватой структуры; 2 – слои мелкозернистого гипса с площадками пологой микрослоистости на выступающих "шипах" гигантокристаллического гипса; e – кристаллизационный характер сочленения куполов, сложенных слоями гигантокристаллического гипса (сечение вертикальное).

Итак, исходно осадочный генезис наблюдаемой слоистости, и, в особенности, слоев крупно-гигантокристаллического гипса, является важной общей предпосылкой дальнейшего изложения. Необходимо заметить, что вышеописанная слоистость сохраняет все свои кристалломорфологические особенности (зоны шестоватого роста и др.), участвуя в строении куполовидных структур.

Морфология и генезис куполовидных структур.

Куполовидная «складчатость» имеет четкую пространственную приуроченность к средней и верхней частям разреза гипсовой толщи, т.е. к гипсам крупно-гигантокристаллической структуры. Отсутствие её в нижней скрыто-мелкозернистой пачке и в перекрывающих надгипсовых песчано-мергелисто-глинистых отложениях исключает тектонический фактор из дальнейшего рассмотрения возможных причин её формирования. По данным С.Г. Дромашко [6] в «складчатости» участвуют и вышележащие породы (ратинские известняки и песчано-глинистые породы верхнего тортона), что заметно в гипсовых карьерах Кудринцев, Завалья, Борщево, Дарабан. На этом основании С.Г. Дромашко объясняет данную «складчатость» в основном тектоническими причинами. Однако наши наблюдения в пещерах Мушкарова яма и Оптимистическая свидетельствуют, что линзы ратинских известняков лишь облекают «купола», утоняясь на их вершинах и утолщаясь в межкупольных участках. Это же касается и прослоя бентонитовых глин внутри гипсовой толщи. Причина такого залегания вполне ясна. Осаждаясь равномерным слоем на дно бассейна, известковый гель, туфовый или глинистый осадок перетекал с возвышенных участков куполовидных полусфероидов в пониженные. В вышезалегающих на ратинских известняках песчано-мергелистых отложениях верхнего тортона «складчатость» затухает уже на расстоянии менее 50 см от контакта. Выше залегание пород горизонтально-слоистое.

Отсутствие каких-либо ориентированных в сублатеральном направлении макротекстур внутри гипсовой толщи исключает подводно-оползневые явления и пластичное течение соляных масс при диагенезе осадков. Приуроченность куполовидных структур к первичным гипсам крупно-гигантокристаллической структуры исключает также механизм их формирования за счет гидратации ангидрита.

Морфология куполовидных структур имеет свои отличительные особенности, очень характерные для структур кристаллизационного роста и облекания. Прежде всего, им свойственно сочетание радиально-лучистой и концентрически-зональной макроструктур кристаллоагрегатов, что является, кстати, одним из характерных признаков сферолитов [5]. Зарождение и рост куполовидных форм происходит снизу вверх, начиная с уровня нижней части средней пачки гипсов. Диаметр структур постепенно увеличивается от первых сантиметров до 2,5 м в верхах средней пачки и до 5–8 м к кровле гипсовой толщи. Амплитуда между ближайшими син-антиформами отдельных слоев на уровне средней части разреза гипсов составляет в среднем 0,5–1,0 м, максимально до 1,5 м. В верхней гигантокристаллической пачке эта величина достигает 2–3 м. Ближе к кровле гипсовой толщи, где диаметр структур наибольший (5–8 м), выпуклость "куполов" имеет тенденцию к уменьшению. Оси симметрии внутри отдельных структур всегда направлены субвертикально вверх (симметрия куполовидного полусфероида). Более крупные структуры, расположенные вверху, вмещают в себя более мелкие, расположенные ниже. В верхней гигантокристаллической части гипсовой толщи множество соприкасающихся друг с другом куполовидных структур в плане составляют мозаику из выпуклых полигональных ячей (рис.1). Сочленение соседних "куполов" друг с другом имеет вид резкого углового "притыкания" с различными углами в зависимости от выпуклости "куполов". При этом отдельные слои крупно-гигантокристаллического гипса, подчеркивающие выпуклую структуру "куполов", прослеживаются из одного "купола" в другой без каких-либо вертикальных смещений. Морфология стыковки "куполов" не оставляет сомнений в их кристаллизационной природе. Параллельно-шестоватые кристаллы гипса слоев смежных "крыльев" расположены перпендикулярно напластованию навстречу друг другу, стыкуясь без каких-либо зон дробления и деформаций, разъединяясь тонкой зубчатой границей, обогащенной глинисто-карбонатным материалом (рис. 3–д). Часто эти границы обновлены тонкими раскрытыми трещинами. Такие границы и трещины на стыках "куполов" активно вовлечены в спелеогенез с развитием по ним полигонального (в плане) лабиринта. В вертикальном сечении эти трещины часто наклонны в соответствии с характером стыковки соседних куполообразных структур разного размера.

Особенно важную роль в формировании куполовидных структур играет зона "начальной бугристости", создающая первичные достаточно крупные (до 0,5 м) неровности на горизонтально слоистых скрыто-мелкозернистых гипсах нижней пачки. Располагается она примерно посередине средней пачки гипсовой толщи и сложена мелкозернистым белым (светло-серым) гипсом, имеющим "хлопьевидную, облачную", пятнистую текстуру (рис.1, 2). Образно эту зону можно назвать "мелким кустарником". Механизм формирования "хлопьевидного, облачного" мелкозернистого гипса достаточно обычен с позиций кристаллизации из пересыщенных растворов. Это зона быстрого микросферолитового роста из множественных центров кристаллизации. Сверху эта зона перекрыта маломощным (2 см) слоем коричневого крупнокристаллического гипса, который облекает поверхность "хлопьев" и заходит внутрь в "межхлопьевые" промежутки. Наиболее вероятно, этот крупнокристаллический гипс отложился из остаточного раствора после кристаллизации "хлопьев". Вышележащие слои гипса (как крупно-гигантокристаллического, так и скрыто-мелкозернистого) облекают образованные начальные неровности. При этом каждые последующие слои крупно-гигантокристаллического гипса, имея параллельно-шестоватое строение, генерализуют и укрупняют "начальную бугристость", приводя к формированию крупных куполовидных полусфероидов (мегасферолитов) диаметром до 5–8 м. Таким образом, данные структуры можно назвать структурами шестоватого роста и облекания.

В подтверждение данного механизма можно указать на некоторые седиментационные текстуры внутри "куполов", служащие своего рода минералогическими отвесами и уровнями. Так, в краевых участках "куполов", где слои имеют достаточно крутой уклон (обычно 30–45°, иногда до 70°), тонкие прослоечки скрыто-мелкозернистого гипса, залегая согласно с вмещающими их наклонными слоями гигантокристаллического гипса, имеют многочисленные мелкие субгоризонтальные площадки (до 2–5 см) с внутренней тонкой субгоризонтальной слоистостью (рис. 3–г). Эти площадки залегают на верхних пологих поверхностях зубчатых выступов кристаллов нижележащего гигантокристаллического слоя. Часто они имеют вид ступенек. Субгоризонтальная слоистость на пологих поверхностях ступенек обычно выражена четко, в то же время на субвертикальных участках ступенек слоистость выражена хуже – неясная, "размытая" или отсутствует. Это свидетельствует о том, что прослоечки тонкозернистого гипса отлагались на поверхности уже сформированных зубчатых кристаллов крупно-гигантокристаллического гипса, образующих своеобразную шестоватую кору в виде выпуклых полусфероидов на дне бассейна седиментации. Кроме этих седиментационных текстур, стыковка куполов друг с другом, описанная ранее, имеет природу кристаллизационного роста и "притыкания" (рис. 3–д). Все эти текстуры свидетельствуют о синхронности "куполов" росту кристаллов из солеродных растворов.

Таким образом, авторы полностью согласны с В.И. Колтуном и Я.Т. Роскошем [11] в том, что механизм формирования описываемых структур аналогичен формированию кристаллизационных сферолитов. Только масштаб этих структур на 1–2 порядка крупнее (до 8 м в диаметре) по отношению к обычным сферолитам халцедон-кварцевого или карбонатного состава. Эти гигантские гипсовые "ежи" росли на дне мелководного бассейна, глубина которого была не меньшей, чем выпуклость самих полусфероидов, т.е. не менее 2 м ( предположительно до 5–10 м).

Влияние куполовидных гипсовых мегасферолитов на спелеогенез.

Размеры и степень выпуклости куполовидных структур непосредственно влияют на форму проявления и интенсивность карстовых процессов в карстующихся гипсах. Куполовидные структуры в плане имеют вид полигональных мозаичных ячей с развитой по их границам полигональной сетью трещин (рис.1). По мнению Б.А. Корженевского и В.Я. Рогожникова [12], эта полигональная сеть трещин является контракционной, образовавшейся в результате обезвоживания (усыхания) гипсового массива во время верхнетортонского перерыва в осадконакоплении (после седиментации ратинских известняков). На наш взгляд, исходя из вышеизложенного строения и генезиса "куполов", совсем не обязательно привлекать контракционный механизм для объяснения полигональной трещиноватости. Достаточно просто её можно объяснить тектоническими причинами. Границы полигональных ячей ("куполов") являются ослабленными зонами (вследствие кристаллизационного "притыкания"), которые легко активизируются тектоническими движениями с образованием по ним полигональной сети трещин. На тектоническую причину указывает еще тот факт, что в структуре полигонального лабиринта отчетливо "проглядывает" субортогональная ориентировка, свойственная тектонической трещиноватости данного региона. Таким образом, обе системы трещиноватости, развитые в гипсовой толще (субортогональная в массивных мелкозернистых гипсах и полигональная в гигантокристаллических гипсах с куполовидной слоистостью), имеют общую тектоническую причину, но разные формы проявления в зависимости от литологического фактора. Чем интенсивнее выпуклость полусфероидов, тем четче проявлена полигональная трещиноватость на их стыках, и, соответственно, интенсивнее протекают карстовые процессы и формирование пещерного лабиринта полигонального плана. В участках, где амплитуда куполовидных структур средней пачки гипсов незначительная (до 0,5 м), а также в массивных мелко-скрытозернистых гипсах нижней пачки полигональная трещиноватость не проявлена. Вместо неё на первый план выступает обычная для тектонической трещиноватости субортогональная система.

По амплитуде «куполов» средней пачки гипсов различаются участки с малой амплитудой (до 0,5 м) и участки с высокой амплитудой (1–1,5 м). Намечается определенная зависимость между амплитудой «куполов» гипсовой толщи и морфологией лабиринта пещеры Мушкарова яма. Участки с небольшой амплитудой "куполов", как правило, полностью заложены в средней пачке гипсов, ограничиваясь сверху кровлей бентонитового прослоя, и практически не имеют открытых зияющих проработанных трещин, уходящих в верхнюю пачку гипсов. К таким относится весь привходовой район пещеры (центр и восток). Верхняя гигантокристаллическая пачка в этих участках слагается очень пологими слабоволнистыми слоями без четко оформленных «куполов». Поэтому и полигональная сеть трещиноватости здесь не проявлена. Там же, где амплитуда "куполов" возрастает до 1 м и более – лабиринт пещеры открывается вверх открытыми проработанными трещинами, уходящими в верхнюю гигантокристаллическую пачку гипсов, и становятся доступными для наблюдения фрагменты верхнего этажа пещеры. Такая связь объясняется тем, что при большей амплитуде "куполов" сильнее проявляются сквозные трещины, рассекающих как среднюю, так и верхнюю пачки гипсовой толщи. Амплитуда "куполов" таким образом, является важным структурным критерием, обуславливающим различия в морфологии пещерных лабиринтов, в проявлении тектонической трещиноватости, и может выступать в качестве поискового признака верхнего яруса пещер, заложенного в гигантокристаллических гипсах.

Заключение.

На основании вышеизложенного нам представляется вполне обоснованным и соответствующим фактическому материалу седиментационно-кристаллизационный механизм формирования этих весьма экзотичных структурных форм в гипсах путем шестоватого придонного роста и облекания (мегасферолиты). Роль при этом различного рода процессов перекристаллизации на этапе диагенеза на наш взгляд не является определяющей. Особенности и закономерности внутреннего строения мегасферолитовых структур позволяют сделать также некоторые выводы относительно процессов седиментации и кристаллизации в солеродном бассейне. Так, сквозное, непрерывное развитие "куполов" в пределах средней и верхней частей разреза гипсовой толщи свидетельствует о непрерывности седиментации в этот период и отсутствии перерывов, связанных с осушением бассейна. В противном случае куполовидная слоистость срезалась бы вышележащими гипсовыми слоями. Строгая выдержанность мезослоистости гипсов на значительной площади (~100 км2) и параметры выпуклости мегасферолитовых структур говорят также о мелководности бассейна седиментации, глубина которого была не меньшей, чем выпуклость самих полусфероидов, т.е. не менее 2 м. Мегасферолитовые структуры предопределили специфический (полигональный) план проявления в гипсах тектонической трещиноватости, что, в свою очередь, повлияло на особенности развития карстовых процессов.

Литература

1. Алексеенко И.И. Сера Предкарпатья. – М. , 1967. – 304 с.

2. Андрейчук В.Н., Коржик В.П. Пещерная система Золушка // Пещеры. Типы и методы исследования. Пермь: Пермский ун-т, 1984. – Вып. 19. – С. 25–29.

3. Бобровник Д.П., Карпенчук Ю.Р. К литологии и минералогии верхнетортонских отложений тирасской свиты внутренней зоны Предкарпатского прогиба // Вопросы литологии и петрографии. – Львов, Изд-во Львов. ун-та, 1969. – Кн.1. – С. 46–56.

4. Валяшко М.Г. Галит, основные его разности, встречаемые в соляных озерах, и их структурные разновидности / Соляные озера. Методы их изучения и пути использования. – Л-М: Госхимиздат, Тр. Всесоюзн. ин-та галургии, 1952. – Вып. 23. – С. 25–53.

5. Годовиков А. А., Рипинен О. И., Степанов В. И., Абрамов Д.В. Сферолиты, сферокристаллы, сфероидолиты, ядросферолиты / Новые данные о минералах. – Тр. минерал. музея АН СССР им. Ферсмана. – М.: Наука, 1989. – Вып. 36. – С. 24–36.

6. Дромашко С.Г. К минералогии гипсов Приднестровья // Вопросы минералогии осад. образований. – Львов, Изд-во Львов. ун-та, 1955. – Кн.2. – С. 138–174.

7. Дублянский В.Н., Ломаев А.А. Карстовые пещеры Украины. – Киев: Наук. думка, 1980. – 180 с.

8. Дублянский В.Н., Смольников Б.М. Карстолого-геофизические исследования карстовых полостей Приднестровской Подолии и Покутья. – Киев: Наук. думка, 1969. – 151 с.

9. Климчук А.В, Андрейчук А.Н, Турчинов И.И. Структурные предпосылки спелеогенеза в гипсах Западной Украины. – Киев: 1995. – 104 с.

10. Климчук А.Б., Рогожников В.Я. Сопряженный анализ истории формирования пещерной системы (на примере пещеры Атлантида). – Киев: Изд. ИГН АН УССР, 1982. – 56 с.

11. Колтун В.И., Роскош Я.Т. Об условиях образования гипсов и ангидритов Приднестровья // Вопросы литологии и петрографии. – Львов: Изд-во Львов. ун-та, 1969. – Кн.1. – С. 172–176.

12. Корженевский Б.А., Рогожников В.Я. О значении контракционной трещиноватости в формировании карстовых лабиринтовых систем в гипсах Подолии // Вопросы генезиса, динамики, формирования подземных вод и воднофизические свойства пород УССР. – Киев: Наук. думка, 1978. – С. 147–152.

13. Кропачева С.К. К взаимоотношению гипса и ангидрита в верхнетортонских хемогенных отложениях Предкарпатья // Вопросы минералогии осадочных образований. –Львов: Изд.-во Львов. ун-та, 1970. – Кн.8. – С. 27–34.

14. Кудрин Л.Н. Гипсы верхнего тортона юго-западной окраины Русской платформы // Уч. зап. Львов. ун-та. – 1955.– Т.35. – Сер. геол. – Вып. 8. – С. 129–161.

15. Кульчецкая А.А. Генезис гипса и ангидрита из осадочных пород Украины (по данным изучения включений минералообразующей среды)// Автореф. канд. дисс.– Киев, 1987. – 19 с.

16. Кульчецкая А.А. Генетические особенности гипсов Приднестровья // Минерал. журн. – 1982. – 4, №3. – С. 61–66.

17. Найдин Д.П. К вопросу об условиях образования и стратиграфическом положении гипсов Приднестровья // Бюлл. Моск. об-ва испыт. Природы. – М., 1951.– Отдел. геол. – Т. 26. – Вып 3. – С. 79–84.

18. Петриченко О.И., Побережский А.В. О седиментационных разностях гипса в древних эвапоритовых бассейнах // Проблемы морского и континентального галогенеза: Тез. докл.1У Всесоюз. солевого совещ. – Новосибирск, 1988. – С.58-59.

19. Побережский А.В. Физико-химические условия формирования баденских сульфатно-карбонатных отложений Предкарпатья (в связи с их сероносностью)// Автореф. канд. дисс.– Львов, 1991. – 20 с.

20. Полкунов В.Ф., Косторовская А.И., Архипова Л.Д. Особенности литологического состава гипсоангидритового горизонта тирасской свиты верхнего тортона // Строение и закономерности размещения серных месторождений СССР. – Киев: Наук. думка, 1979. – С. 134–143.

21. Рипун М.Б. Нові дані до петрографіі гіпсо-ангідритового горизонту Передкарпатського прогину // Геол. журн. – 1961. – Т. 21.– №5. – С. 76–82.

22. Babel M. Growth of crystals and sedimentary structures in the sabre-like gypsum (Miocene, Southern Poland)// Preglаd Geologicny, 34(4), Warshaw, 1986. 204-208.

23. Turczynow I.I., Andrijczuk W.N. Kopulowate struktury w badenskich gipsah Naddniestrza// Przeglad Geologiczny, vol.43, 1995, p. 403 – 405.

Przeglad Geol.,43 (5), 1995. 403 - 405

24. Turchinov I.I. The Badenian (Middle Miocene) gypsum section in Kryvche (Podolia, West Ukraine)// – Biul. PIG, vol.387, 1999. 70 – 74.

 

Институт геохимии окружающей среды НАН и МЧС Украины, Киев

Институт органической и неорганической химии НАН Украины, Киев

 

В.В. Покалюк, А.М. Дорошенко, С.І. Терещенко

Мегасфероліти у гіпсах Придністер´я (походження та вплив на спелеогенез)

Було досліджено морфологію, структуру, особливості локалізації та розповсюдження так званих куполовидних структур у гіпсовій товщі верхнього тортону Придністровського Поділля. Обосновано осадово- кристалізаційний генезіс гіпсових "куполів" із солеродних розчинів шляхом шестуватого придонного росту і облямування (мегасфероліти). Показано вплив цих структур на прояви карстових процесів та їх інтенсивність при утворенні печер.

 

V. V. Pokalуuk, A. N. Doroshenko, C. I. Tereschenko

Megaspherulites in gypsums of the Dnister Podillia region (formation and connection with speleogenesis)

SUMMARY. Morphology, structure, localization and distribution features of the so-called dome-shape struktures within the gypsum mass of the upper torton of the Dnister Podillia region have been studied. The initial sedimentary crystallization genesis of the “domes” from salt-generating brine by columnar growth of gypsum crystals (megaspherolites) was vindicated. Connection of the “domes’” morphology with intensity and manifestation of karstic processes during formation of caves has been analysed The dome-shaped forms grow upwards with the structures’ diameter increasing from several centimeters to 5-8 meters towards the top of the gypsum mass. Symmetry axis within separate structures are always subvertical (symmetry of a dome-shaped hemispheroid). Larger structures located upwardly enclose smaller ones located below. The ensemble of the adjoining dome structures composes a mosaic of convex polygonal cells. The formation mechanism of the above-described structures is similar to that of ordinary crystallization spherulites while the size of the first ones is 10 – 100 times larger (up to 10 m in diameter). These huge structures grew at the bottom of a shallow basin with the depth exceeding the convexity of the hemisheroids, i.e. over 2 m (presumably to 5-10 m).

 

Подписи к рисункам

Рис. 1. Блок-диаграмма и разрез гипсовой толщи тирасской свиты (междуречье рек Серет и Ничлава, с. Алексинцы, пещера Мушкарова яма). Цифры в кружках – пачки гипсов. 1 – известняки биогермные багрянковые песчанистые с прослоями известковистых песчаников; 2 – гипсы скрыто-мелкозернистые, светло-серые c коричневатым оттенком; 3 – переслаивание скрыто-мелкозернистых светло-серых и крупно-гигантокристаллических коричневых гипсов; 4 – маркирующий прослой бентонитовых глин зеленовато-серых; 5 – гипсы крупно-гигантокристаллические коричневые; 6 – известняки пелитоморфные (ратинские); 7 – мергели зеленовато-серые с прослоями глин и песчаников; 8 – трещины в гипсовой толще; 9 – слои крупно и гигантокристаллических гипсов; 10 – слои скрыто-мелкозернистых гипсов; 11 – слои скрыто-мелкозернистых гипсов хлопьевидной «облачной» текстуры; 12 – маломощные линзы (до 5 см) бентонитовых глин оранжевого цвета.

Fig 1 Block-map and gypsum mass profile of the Tiras series (Rivers Seret and Nichlava interfluve, village of Olexyntsi, Mushkarova Yama cave). Circled figures – parts of gypsum profile. 1 – bioherm arenaceous limestone with calcareous sandstone interbeds; 2 – cryptomerous brown- hue light grey gypsums; 3 – interbedding of cryptomerous light grey and coarse huge-crystalline brown gypsums; 4 – marker interbed of greenish-grey bentonitic clays; 5 – coarse huge-crystalline brown gypsums; 6 – peliyomorphic limestones (ratinski); 7 – greenish-grey marls with clay and sandstone interbeds; 8 – fractures in gypsum mass; 9 – coarse and huge- crystalline layers; 10 – cryptomerous gypsum layers; 11 – flocculent “cloud-like” cryptomerous gypsum layers; 12 – thin lens (to 5 cm) of orange bentonitic clays.

 

Рис. 2. Куполовидная слоистость средней пачки гипсовой толщи в вертикальном сечении: а) пещера Оптимистическая (фото И.И.Турчинова); b) пещера Мушкарова яма (фото авторов). Пунктирной линией показана верхняя граница средней пачки гипсов, совпадающая с бентонитовым прослоем.

Fig 2 Dome-shape bedding of the gypsum mass middle unit: a) Optymistychna cave (photo by I. I. Turchynov); b) Mushkarova Yama cave (photo by the authors). The dotted line presents the upper border of the gypsum mass middle unit coinciding with the bentonite interbed.

 

Рис. 3. Структуры и текстуры первичной кристаллизации и осаждения гипсов: а – ориентировка кристаллоагрегатов крупнокристаллического гипса в сечении, параллельном напластованию (левый снимок), в сечении, перпендикулярном напластованию (правый снимок); b – друзовая структура первичного (осадочно-кристаллизационного) медового гипса; c – зональное строение слоев крупно-гигантокристаллического гипса (зоны зачаточного, друзового, параллельно-шестоватого роста); d – фрагменты микрослоистости, отражающие минералогические уровни и отвесы (сечение вертикальное). 1 – слои гипса гигантокристаллической параллельно-шестоватой структуры; 2 – слои мелкозернистого гипса с площадками пологой микрослоистости на выступающих "шипах" гигантокристаллического гипса; e – кристаллизационный характер сочленения куполов, сложенных слоями гигантокристаллического гипса (сечение вертикальное).

Fig 3 Structures and textures of initual cristallisation and sedimentation of gipsums: a – orientation of crystalline aggregates of coarse-crystalline gypsum in different projections: in parallel with stratification (left), at right angle to stratification (right); b – drusy structure of the original (sedimentary-crystalline) honey gypsum; c ¬–zonal structure of coarse-crystalline gypsum layers (zones of primordial, drusy, parallel-columnar growth); d -fragments of microlamination, showing mineralogical levels and plumbs (vertical section). 1 – parallel-columnar huge-crystalline gypsum layers; 2 – fine-grained gypsum layers with gentle microlamination slopes at convex huge-crystalline gypsum “spikes”; e – crystallization character of domes’ joint composed of huge-crystalline gypsum layers (vertical profile).

Сведения об авторах.

Покалюк Владимир Васильевич – кандидат геол. -мин. наук, старший науч. сотрудник. Ин-т геохимии окружающей среды НАН Украины, г. Киев, пр. Палладина 34-а.

Дорошенко Андрей Николаевич – инженер-технолог. Ин-т общей и неорганической химии АН Украины, Киев.

Терещенко Светлана Ивановна – кандидат геол.-мин. наук, старший науч. сотрудник. Ин-т геохимии окружающей среды НАН Украины, г. Киев, пр. Палладина 34-а.

Контакты:

Покалюк В.В.
Тел сл. +38044 424 02 70
Тел моб. +38066 234 62 29
E-mail: Ця електронна адреса захищена від спам-ботів. вам потрібно увімкнути JavaScript, щоб побачити її.