Карбонатные и сульфатные эвапориты пермского прикамья: условия образования и выветривания Калинина Татьяна Александровна

Содержание к диссертации

Введение

1. Литология и процессы формирования карбонатных и сульфатных эвапоритов 9

1.1. Литологическая характеристика эвапоритов 14

1.2. Акцессорные минералы эвапоритов 39

1.3. Геохимическая и изотопно-геохимическая характеристика эвапоритов 41

1.3.1. Филипповские и иренские эвапориты 41

1.3.2. Соликамские эвапориты 56

1.3.3. Изотопная характеристика эвапоритов 72

2. Процессы начального гипергенеза карбонатных и сульфатных эвапоритов 85

2.1. Специфика гидратации ангидритовых толщ 88

2.1.1. Структурно-литологическая характеристика зон гидратации 88

2.1.2. Минералогия зон гидратации 103

2.1.3. Геохимия зон гидратации 108

2.2. Специфика преобразования карбонатных пород в процессе гидратации ангидритовых толщ 111

2.2.1. Литолого-минералогическая характеристика 111

2.2.2. Геохимическая характеристика 115

3. Процессы зрелого гипергенеза карбонатных и сульфатных эвапоритов 118

3.1. Гипергенез сульфатных толщ 119

3.2. Гипергенез карбонатных толщ 127

3.3. Гипергенез смешанных сульфатно-карбонатно-глинистых толщ 144

Заключение 163

Список литературы 1

• Геохимическая и изотопно-геохимическая характеристика эвапоритов
• Изотопная характеристика эвапоритов
• Минералогия зон гидратации
• Гипергенез смешанных сульфатно-карбонатно-глинистых толщ

Введение к работе

Актуальность темы исследования. Пермский период представляет интерес как один из наиболее благоприятных для эвапоритового осадконакопления за всю историю палеозоя [Жарков, 1978]. Уникальные масштабы испарительных процессов и проявившейся химической дифференциации привели к образованию мощных соленосных и сульфатоносных толщ, характеризующихся огромной площадью распространения. Одним из наиболее крупных пермских эвапоритовых бассейнов является Восточно-Европейский – галогенные породы здесь развиты на площади свыше 1,5 млн. км².

Широкое распространение нижнепермских карбонатных и сульфатных эвапоритов в Пермском Прикамье предопределило минерагеническую специализацию, сводившуюся к традиционно разрабатывающимся месторождениям строительного и поделочного гипса. Однако открытие в 1996 г. крупнейшего в России Мазуевского месторождения стронция [Болотов, 1997; Конопаткин, 1999], огромные масштабы проявившегося в Прикамье тра-вертинообразования, которое в настоящее время связывается с разрушением эвапоритов [Кокаровцев, 1992], и многочисленные проявления флюорита [Абрамович, Нечаев, 1960] и боратов свидетельствуют о большем минерагеническом потенциале этих толщ [Иблами-нов, Лебедев, 2004]. Актуальность изучения эвапоритов обусловлена также легкой растворимостью толщ и чуткостью к тектоническим деформациям, что может быть использовано не только для реконструкции палеотектонических движений, но и прогноза качества сырья и пространственного расположения проявлений полезных ископаемых.

Анализ изученности карбонатных и сульфатных эвапоритов Пермского Прикамья показал, что несмотря на длительную историю их изучения (более 170 лет) [Софроницкий, 1973], до сих пор остается ряд нерешенных вопросов, связанных с условиями их формирования и последующего гипергенного преобразования. Такое положение обусловило отсутствие сведений о закономерностях строения карбонатных, сульфатных и смешанных карбонатно-сульфатных массивов и поведения химических элементов при начальном и зрелом гипергенезе эвапоритовых толщ, которые могли бы повысить эффективность геологоразведочных работ.

Цель работы заключается в выявлении условий формирования и постседиментаци-онных изменений карбонатных и сульфатных эвапоритов Пермского Прикамья.

Для достижения поставленной цели решались следующие задачи:

установление структурно-текстурных типов сульфатных и карбонатных эвапоритов, последовательности их напластования, реконструкция условий их седименто- и диагенеза;

исследование минералогических, литохимических и геохимических особенностей первично-осадочных и преобразованных сульфатных и карбонатных эвапоритов;

исследование продуктов вторичных изменений, реконструкция стадийности гипергенного преобразования эвапоритов.

Фактический материал собран в 2010-2015 гг. при выполнении бюджетных программ лаборатории ГМПИ Горного института УрО РАН в рамках проектов «Исследование структурно-генетических особенностей соленосных и сульфатоносных формаций» (ГР № 01200955519; 2009-2011 гг.), «Проблемы формирования и структурно-вещественной эволюции эвапоритовых толщ Предуральского краевого прогиба» (ГР № 01201350097; 2012-2014 гг.), «Минеральные, флюидные и органические включения в природных солях: генезис, индикаторное и поисковое значение, технологические проблемы, практическое использование» (№ 12-И-5-2026, ГР № 01201275115; 2012-2014 гг.), «Геохимия органического и неорганического вещества в эвапоритовых толщах Пермского Прикамья» (№ 14-5-НП-259; 2014 г.). В рамках данных проектов проводились полевые работы на шести разре-3

зах нижнепермских эвапоритов Пермского Прикамья, а также изучение кернового материала из надсолевой толщи Верхнекамского месторождения и карбонатно-сульфатного массива Ледяной горы (суммарная мощность изученного керна около 3000 м). Было изучено более 350 образцов, представляющих различные структурно-текстурные разности карбонатных и сульфатных эвапоритов. При выполнении работы проведено оптико-микроскопическое исследование 35 шлифов (поляризационный микроскоп Axioskop 40 Pol (Carl Zeiss), ГИ УрО РАН, г. Пермь). Определение макрокомпонентного состава (25 анализов) выполнялось на рентгенофлуоресцентном энергодисперсионном анализаторе X-Supreme 8000 фирмы Oxford Instruments в ГИ УрО РАН (г. Пермь), а содержание микроэлементов (37 анализов) – методом плазменной масс-спектрометрии (ICP-MS) на приборе ELAN 9000 фирмы PerkinElmer (аналитик Д.В. Киселева) в Институте геологии и геохимии им. акад. А.Н. Заварицкого УрО РАН (г. Екатеринбург). Измерение изотопов углерода и кислорода (30 проб) проводились в ЦКП «Геонаука» Института геологии Коми НЦ УрО РАН на аналитическом комплексе ThermoFisher Scientific (аналитик И.В. Смолева). Мине-ралого-петрографическое изучение и микрозондовый анализ (более 5500 определений, в том числе около 1000 локальных) проводились под сканирующим электронным микроскопом VEGA 3 TESCAN с системой рентгеновского энергодисперсионного микроанализа INCA Energy 350/X-max 20 (аналитики Е.П. Чиркова, О.В. Коротченкова). Для определения минерального состава борной минерализации и глинистой фракции применялся рент-генофазовый анализ (17 анализов) на рентгеновском порошковом дифрактометре D2 Phaser фирмы «Bruker» (г. Пермь, ПГНИУ, аналитик Г.А. Исаева)

Личный вклад автора заключается в его участии в период с 2010 по 2015 г. в полевых и тематических научно-исследовательских работах в качестве исполнителя и руководителя тем по изучению карбонатных и сульфатных эвапоритов Пермского Прикамья, а также получении научных и практических результатов, изложенных в диссертационной работе. Все материалы исследований, положенные в основу диссертации, обработаны автором лично. Все выводы получены им самостоятельно. Материалы, представленные в данной работе без библиографических ссылок, принадлежат автору.

Научная новизна

1. Впервые проведено комплексное литолого-минералогическое и геохимическое изучение карбонатных и сульфатных эвапоритов Пермского Прикамья.

2. Установлено, что формирование различных структурно-текстурных типов карбонатных и сульфатных эвапоритов и их закономерная смена по разрезу обусловлены цикличностью осадконакопления и формированием на регрессивном и трансгрессивном этапах.

3. Впервые получена современная геохимическая и изотопно-геохимическая (¹³С и ¹⁸О) характеристика карбонатных и сульфатных эвапоритов Пермского Прикамья, позволившая реконструировать обстановки осадконакопления в раннепермском эвапоритовом бассейне и процессы их гипергенного преобразования.

4. Выявлена специфика гидратации ангидритсодержащих эвапоритов Пермского Прикамья и ее влияние на смежные карбонатные породы.

5. Впервые проведено минералого-петрографическое и геохимическое изучение продуктов выветривания карбонатных и сульфатных эвапоритов Пермского Прикамья, позволившее реконструировать обстановки их гипергенеза.

Положения, выносимые на защиту:

1. Карбонатные и сульфатные эвапориты Пермского Прикамья формировались на регрессивной и трансгрессивной стадиях развития раннепермского бассейна, определивших их литологические, минералогические, геохимические и изотопные особенности.

2. Специфика гидратации ангидрита и последующей перекристаллизации гипса определяется содержанием и распределением сульфатного материала в породе и сопровождается проявлением разнообразных деформаций, структурно-текстурной перестройкой, пространственным перераспределением элементов, декальцификацией и перекристаллизацией сопряженных с ними карбонатов.

3. Специфика зрелого гипергенеза карбонатных и сульфатных эвапоритов Пермского Прикамья определяется составом субстрата, а основными процессами являются физическая дезинтеграция, растворение и выщелачивание. Разрушение эвапоритов приводит к пространственной перегруппировке вещества, сопровождаемой образованием оксидов, гидроксидов, фосфатов, ванадатов, молибдатов, сульфатов, сульфидов, самородных фаз и промышленных скоплений флюорита.

Практическая значимость. Выявленные структурно-текстурные особенности карбонатных и сульфатных эвапоритов могут быть использованы для расчленения разрезов пермских эвапоритов, оценки качества сульфатного сырья, оценки сохранности гипсовых массивов, поисков сопутствующих полезных ископаемых (целестина, флюорита, борного сырья) и прогнозирования сценариев развития карста и гипсовой тектоники.

Апробация работы. Научные положения и основные результаты исследований докладывались и обсуждались на ежегодных научных сессиях Горного института УрО РАН (Пермь, 2012-2015), Международной научно-практической конференции студентов, аспирантов и молодых ученых «Геология в развивающемся мире» с элементами молодежной научной школы (Пермь, 2011); Международной конференции, посвященной 170-летию со дня открытия пермской системы «Пермская система: стратиграфия, палеонтология, палеогеография, геодинамика и минеральные ресурсы» (Пермь, 2011); International congress on «Scientific research in show caves» (Skocjan-Borgo Grotta Gigante (Italy), Brisciki-Postojna (Slovenia), 2012); International Workshop on ice caves IWIC-V (Barzio, Valsassina, Grigna and Milano (Italy), 2012); Минералогическом семинаре «Кристаллическое и твердое некристаллическое состояние минерального вещества: проблемы структурирования, упорядочения и эволюции структуры» (Сыктывкар, 2012); Научных чтениях памяти П.Н. Чирвинского «Проблемы минералогии, петрографии и металлогении» (Пермь, 2012-2015); Всероссийской молодежной научной конференции «Уральская минералогическая школа» (Екатеринбург, 2013, 2014); VII Всероссийском литологическом совещании (Новосибирск, 2013); Международной научно-практической конференции, посвященной 100-летнему юбилею научной и туристско-экскурсионной деятельности в Кунгурской Ледяной пещере и 100-летию со дня рождения В.С. Лукина (Кунгур, 2014); Всероссийской школы студентов, аспирантов и молодых ученых по литологии «Виртуальные и реальные литологические модели» (Екатеринбург, 2014).

Публикации. Основные положения диссертационной работы изложены в 22 научных работах, из них 3 работы – в ведущих рецензируемых научных журналах, рекомендованных ВАК РФ для защиты диссертаций.

Структура работы. Работа состоит из введения, трех разделов и заключения. Объем работы составляет 185 страниц, включает 117 рисунков и 22 таблицы. Список литературы состоит из 218 источников, из них 73 – иностранных.

Геохимическая и изотопно-геохимическая характеристика эвапоритов

В связи с тем, что на территории края отсутствует единый разрез, вскрывающий всю толщу нижнепермских эвапоритов, нами было изучено шесть разрезов, позволивших составить единый сводный (рис. 1.4). Филипповские и иренские породы изучались нами на платформенной части (разрезы «Ледяная гора и Кунгур-ская ледяная пещера», «Шубинское месторождение гипса», «Казаковская гора, Ординская пещера»), а соликамские – в Соликамской впадине, где их разрез наиболее полный («Верхнекамское месторождение»), и на платформе («Чусовская стрелка», «Чумкасское месторождение гипса») (см. рис. 1.3). Отбор материала для исследований проводился из керна скважин и карьеров.

Кунгурский ярус Породы филипповской свиты филипповского горизонта изучались на обнажениях близ одноименного села (рис. 1.5а) и по керну скважины «Ледяная гора». Разрез начинается с желтовато-серых тонкослоистых доломитов, характеризующихся тонкой плитчатой и кубоидной отдельностью, изредка прослеживаются горизонты с пустотами от выщелоченных раковин брахиопод. Выше залегает светло-коричневый пелитоморфный известняк с множественными органическими остатками, среди которых преобладают двустворки, реже встречаются брахиопо-ды и гастроподы [Чувашов, Черных, 2009]. Заканчивается разрез филипповских карбонатов светло-серыми доломитами, которым, в отличии от подстилающих известняков, присуща отчетливая слоистость – от 30-40 см в нижней части до 5-10 см в верхней. На контакте с вышележащими сульфатами иренской свиты доломит характеризуется ритмичной слоистостью (рис. 1.5б): плотные тонкослоистые прослои (мощность около 2-2,5 см) с пелитоморфной структурой переслаиваются с массивными мелкозернистыми, нередко пористыми (мощность прослоев до 4-4,5 см). Предполагается, что появление пор и перекристаллизация доломита связаны Рис. 1.5. Доломит филипповской свиты: а – обнажение в районе с. Филипповское; б – ритмичная слоистость доломита на контакте с ледянопещерскими сульфатами с выщелачиванием сульфатных минералов (гипса или ангидрита).

В строении иренской свиты иренского горизонта выделяются три карбонатные (неволинская, елкинская, тюйская) и четыре сульфатные (ледянопещерская, шалашнинская, демидковская, лунежская) пачки.

Сульфаты ледянопещерской пачки изучались в разрезе скважины «Ледяная гора» и на обнажениях в гротах Кунгурской Ледяной пещеры (Вышка I, Вышка II, Космический, Географов, Бирюзового озера). Изучение структурно-текстурных особенностей пород ледянопещерской пачки позволило выделить 7 слоев (рис. 1.6).

Нижняя часть пачки, непосредственно контактирующая с филипповскими доломитами, сильно закарстована, а реликтовые фрагменты сульфатной породы, отмеченные в карстово-обвальных отложениях, сложены гигантокристаллическим гипсом. Выше карстовой полости пачка сложена неяснослоистой, массивной мелкозер – номер слоя – мощность слоя нистой гипс-ангидритовой породой (слой 1) с неясно выраженным желваковым строением (размер желваков не превышает 1-1,5 см). Отмеченные здесь небольшие включения глинисто-карбонатного материала приурочены преимущественно к краевым частям прослоев, реже желвакам. Выше по разрезу количество глинисто-карбонатного материала в породе постепенно увеличивается (до 10%), и очертания желваков становятся более четкими (размер стяжений колеблется от 3 до 10-15 см) – массивная текстура породы сменяется на желваковую (слой 2). Желваки сульфатов в поперечном разрезе характеризуются округлой формой, тогда как в продольном они вытянуты по вертикали и расширяются от основания к вершине. По взаимоотношению желваков и глинисто-карбонатного материала, максимальные концентрации которого приурочены к основанию стяжений сульфатов, на отдельных участках наблюдается «теневое» слоистое строение породы.

Слой 3 не выдержан по мощности (5-50 см) и нередко выклинивается. Он сложен плотным пелитоморфным коричневато-бежевым доломитом с тонкослоистой текстурой. Кровля прослоев неровная за счет включений (до 10 см) сульфатов сложной формы.

Слой 4 представлен мелкозернистой гипс-ангидритовой породой с реликтовым шевронным строением. Размер отдельных «индивидов», чьи очертания подчеркиваются включениями глинисто-карбонатного материала, достигает 20-25 см. Выше по разрезу залегает массивная порода (слой 5), которая по структурно-текстурным особенностям соответствует гипс-ангидритовой породе слоя 1. В зависимости от удаленности от склона состав породы меняется от существенно гипсового до гипс-ангидритового и ангидритового. Ангидрит представлен агрегатами длиннопризматических и шестоватых кристаллов, образующих радиально-лучистые и веерообразные пучки. Контур таких агрегатов нередко окаймлен глинисто-карбонатным материалом. На отдельных участках ангидритовая порода имеет блочно-линзовидное строение: по периферии таких блоков пучки кристаллов ангидрита ориентированы согласно контуру, а внутри расположены хаотически или образуют агрегат параллельно-шестоватого строения.

Как и на границе 1 и 2 слоев, к кровле ледянопещерской пачки содержание глинисто-карбонатного материала постепенно увеличивается, и массивная текстура мелкозернистой ангидрит-гипсовой породы сменяется на желваковую (слой 6, являющийся структурно-текстурным аналогом слоя 2), а затем линзовидно 19 желваковую (слой 7). Слагающие линзы желваки разные: в центре они округлые, изометричные, а по периферии – более крупные линзовидные и ориентированные согласно слоистости.

Неволинская пачка изучалась по керну скважины «Ледяная гора» и в гротах Кунгурской ледяной пещеры (Вышка I, Вышка II, Космический). Она сложена доломитами с мощным прослоем гипса в центральной части (рис. 1.7).

Нижний доломитовый прослой начинается с тонко-, среднеслоистой пелито-морфной породы (слой 1), отдельные прослои которой насыщены оолитами зонального строения: пелитоморфное ядро (иногда с включениями гипса) и тонкая (1-4 зоны) оболочка. Размер оолитов редко превышает 0,2-0,5 мм. В нижней части слоя отмечаются небольшие линзы, реже гнезда и отдельные желваки (до 1,5 см) мелкозернистого гипса.

Выше по разрезу залегает массивный оолитовый доломит (слой 2). Ооиды размером 1-1,2 мм характеризуются четкой концентрической зональностью – в среднем в каждом насчитывается 5-6 зон, реже до 10-12. Центральная часть оои-дов нередко выщелочена. В качестве цемента на отдельных участках выступает пелитоморфный доломит, а на других – пойкилитовый гипс. Также отмечены участки, где интерстиции между оолитами выполнены кальцитом. Строение оолитового доломита осложнено небольшими стилолитовыми швами. Заканчивается нижний прослой тонкослоистым пелитоморфным доломитом (слой 3), в подошве которого зафиксированы строматолитоподобные постройки (до 40-45 см). Их нижняя часть сложена сложным гипс-кальцит-доломитовым агрегатом с пятнистой текстурой, а верхняя – тонкослоистым доломитом с редкими оолитами и раковинами моллюсков. В центральной части постройки наблюдается субслоистая зона окремнения, нижняя граница которой характеризуется неровным зали-вообразным контуром, а верхняя – ровным.

Изотопная характеристика эвапоритов

В пробе, отобранной из нижнего прослоя неволинской пачки, существенно преобладает минерал группы смектита: базальное отражение с максимумом около 15 смещается при насыщении глицерином до 17,5 , а при прокаливании до 9,8 (рис. 1.19 – II). Такая дифракционная картина характерна для Ca2+ - и Mg2+ -монтмориллонитов [Франк-Каменецкий, 1983]. Также отмечается незначительная примесь слюдистого минерала (вероятно, иллита) с пиком 10 и хлорита - 7 и 14,2 в прокаленном препарате.

Анализ глинистой фракции ангидритовой породы ледянопещерской пачки показал, что хлорит преобладает над слюдами, а иллит-смектит содержит порядка 10-15% разбухающих слоев (рис. 1.19 – III).

Таким образом, результаты рентгеноструктурного анализа свидетельствуют о том, что более высокая концентрация калия в карбонатных пачках обусловлена большим содержанием калиевого полевого шпата и присутствием гидрослюды (ферроселадонит).

Данные об среднеарифметических, минимальных и максимальных концентрациях малых элементов в карбонатах и сульфатах филипповско-иренских эва-поритов приведены в таблице 1.6. Отсутствие в отечественной и зарубежной литературе кларков сульфатных и карбонатных эвапоритов обусловило использование в качестве эталонов средние содержания элементов в земной коре [Виноградов, 1988], морской воде [Quinby-Hunt, Turekian, 1983; Quinby-Hunt, Wilde, 1986; Brewer, 1975] и континентальных глинах [Виноградов, 1962].

Сопоставление кларков микроэлементов в морской воде и глинах с их клар-ками в земной коре позволило показать их геохимическую специализацию (рис. 1.20). Несмотря на достаточно близкие кларки глины относительно земной коры обогащены B, Cs, Sn, As, Hf, Sb, Hg, Se, Te и обеднены Cd, Au. Малая минерализация морской воды обусловила в целом более низкие содержания элементов, чем в земной коре. Наибольшие концентрации отмечаются для Sr, B, Li, Rb, Ba, P и др., а наименьшие - для Fe, Ti, Mn, Cr, Nb, Sc, Be, Bi и др. Таблица 1.6 Среднее арифметическое, минимальное и максимальное содержания микрокомпонентов в породах кунгурского яруса, г/т n – карбонатные породы; 2 – сульфатные породы. В числителе – среднее арифметическое и стандартное отклонение, в знаменателе – минимальное и максимальное содержания Для количественной оценки содержания элементов в морской воде относительно кларка земной коры использовалась диаграмма талассофильности [Пере-льман, 1989]. Элементы с высокой талассофильностью (Cl, S, Br и т.д.) способны накапливаться и надолго задерживаться в воде, а с низкой – быстро выходят из системы. Среди акцессорных элементов наибольшая талассофильность характерна для B, Sr, Re, Li, Au, Se, U, As, а наименьшая – для Fe, Ti, Cr, Nb и Sc (рис. 1.21).

Сопоставление среднего содержания микроэлементов как в карбонатных, так и сульфатных породах с кларком морской воды (рис. 1.22а, б), показало их обо-гащенность Fe, Mn, Cr, Co, Ti, Mn, Sc с низкой талассофильностью и обеднен-ность – с высокой (B, Rb, Li, Sr, As, Au, Sb, Cs, U, W).

Сравнение содержания микроэлементов кунгурских эвапоритов с кларком континентальных глин (рис. 1.22в, г) показало их обедненность практически всеми элементами, кроме Cd, Sr, Au, Te, Bi, Li в карбонатах и Au, Sr в сульфатах.

Такое соотношение говорит о том, что основная геохимическая специализация кунгурских эвапоритов (Fe, Mn, Cr, Co, Ti, Mn, Sc с одной стороны и Cd, Sr, Au, Te, Bi – с другой) определяется не столько химизмом морской воды (Cd, Sr, Au, Te, Bi, Li), сколько присутствием кластического (алевритового и пелитового) материала, формирующегося преимущественно за счет разрушения фемических пород Уральской складчатой области.

Сопоставление среднего состава исследованных карбонатных и сульфатных пород с кларками морской воды (а, б) и континентальных глин (в, г)

Корреляционный анализ микроэлементов с породообразующими оксидами карбонатных и сульфатных пород показал их сильную положительную связь с SiO2, MgO, CaO, K2O и отрицательную – с SO3 (табл. 1.7). Такое распределение позволяет говорить об осаждении большинства акцессорных элементов на карбонатной стадии. Отсутствие корреляционной связи Cu, Zn, As, Sr, Mo, Cd, Sn, Au и Hg свидетельствует об их автономном поведении. Карбонатные породы Корреляционный анализ микроэлементов с породообразующими компонентами позволил выявить несколько ассоциаций (r 0,75): Первая и вторая ассоциации, характеризующиеся тесной связью с AI2O3, SiC 2 и К20, могут отражать особенности минерального состава кластогенной составляющей, а именно присутствие алевритовой компоненты и высокую адсорбционную способность глинистого материала.

Третья ассоциация, включающая серу и хлор, позволяет предполагать для легких лантаноидов, W, Mo, Sn, Zn, Cd, Mn, Fe и As сульфатную, сульфидную и хлоридную форму при седиментогенезе.

Тесная положительная связь Ва с MgO свидетельствует о его соосаждении с доломитом: либо в виде изоморфной примеси, либо самостоятельной фазы - витерита или барита.

Природа прямой связи микроэлементов пятой ассоциации с MgO и обратной с SO3 остается дискуссионной. Макрокомпонентный состав карбонатов показывает, что наибольшее количество MgO в породе прямо сопоставляется с содержанием сульфат-иона. Последний, осаждаясь, мог содержать Se, Bi, Со, Те как в виде изоморфной примеси, так и собственных минеральных фаз. Взаимосвязь В с MgO может свидетельствовать о присутствии в осадке боратов магния [Иванов, 1994]. Сульфатные породы

Распределение макро- и микрокомпонентов в пределах каждой из сульфатных пачек позволило выявить несколько ассоциаций с коэффициентом корреляции г 0,75, некоторые из которых связываются с условиями седиментации: 1) Al203-Si02-K20-MgO-Cl-P-Ga-Cr-As-Mo; 2) V-Cu-Mn-Rb-Ba-Sn-Y-ZrRh-Ui-Li-Co-Sb-Cs; Элементы первой ассоциации характеризуются повышенным содержанием в краевых частях прослоев и пониженным в центральной. Высокое содержание пет-рогенных компонентов связывается нами с присутствием пелитовой и, в меньшей мере, алевритовой терригенной примеси, а малых элементов – высокой сорбцион-ной способностью алюмосиликатного материала.

Концентрация элементов второй ассоциации уменьшается от подошвы прослоя к его кровле, отражая, вероятно, эволюцию состава вод бассейна осадкона-копления в каждый период сульфатной садки. Снижение содержания этих акцессорных компонентов в осадке, вероятнее всего, отражает уменьшение примесей в составе воды, связанное с ее метаморфизацией (возрастание эвапоритизации).

Минералогия зон гидратации

В Кунгурской Ледяной пещере при гидратации ангидрита вдоль маломощных слойков глинисто-карбонатного материала происходит расслоение и обрушение кровли (рис. 2.12) [Андрейчук и др., 2013].

Среди гипсов, образовавшихся при гидратации практически мономинеральной ангидритовой породы, выделяются следующие структурно-текстурные типы.

Первые характеризуются массивной текстурой и микро- (визуально мрамо-ровидной) или мелкокристаллической (сахаровидной) структурой (рис. 2.13). Слагающие их индивиды гипса характеризуются ксеноморфной формой и заливооб-разными границами. На их фоне нередко отмечаются рассеянные идиоморфные призматические кристаллы.

Второй тип гипсов характеризуется петельчатой текстурой (рис. 2.14). Иногда «петли» ориентированы под углом к слоистости.

В породах третьего типа пластинчато-шестоватый гипс развит вдоль глинистых слойков и ответвляющихся линейных и плоскостных каналов (рис. 2.15), где он образует радиально-лучистые агрегаты (размер индивидов гипса здесь может достигать 1,5 см). Схожие образования отмечались нами в пещере Подарок (Оренбургская область) [Калинина, Кадебская, 2013], где обнажаются сульфатные породы кунгурского яруса нижней перми. Здесь на фоне основной мелкокристаллической массы нередко отмечаются радиально-лучистые агрегаты крупных (до 1-2 см) зерен, примыкающих к глинисто-карбонатным прожилкам (рис. 2.16а). На отдельных участках они будинированы и облекаются среднезернистым гипсом (рис. 2.16б). Проявление будинажа говорит о наложении тектонических подвижек на частично перекристаллизованные гипсовые слои. Рис. 2.15. Метакристаллы гипса вокруг слойков глинисто-карбонатного материала и капиллярных каналов (лунежская пачка, обнажение «Чусовская стрелка»)

Считается, что мелкозернистый массивный гипс является наиболее ранним продуктом гидратации ангидрита [Ogniben, 1957; Murray, 1964; Holliday, 1967, 1970; Testa et al., 1996; Testa, Lugly, 2000 и др.]. Появление более крупных порфи-ровидных индивидов связывается с процессами перекристаллизации [Ham, 1962; West, 1964, 1965; Holliday, 1967, 1970 и др.]. Появление петельчатых разностей в гипсовых породах сульфатно-карбонатных эвапоритов Пермского Прикамья связывается с перекристаллизацией по системе трещин отдельности. Ориентировка «петель» под острым углом к слоистости позволяет говорить о связи со сдвиговыми деформациями [Чайковский и др., 2008]. Наличие ритмичности позволяет предполагать прерывистый характер межпластовых перемещений, обусловивших пульсационный характер диффузии водного раствора. Перекристаллизация гипса вдоль каналов и тонких слойков говорит о напорном характере растворов и их миграции по системе капилляров. Таким образом, отмеченные структурно-текстурные особенности гипсовых пород Пермского Прикамья свидетельствуют о том, что перекристаллизация может происходить по-разному: диффузионно – по всему объему массива и от трещин во внутрь отдельных блоков, а также инфильтрационно – вдоль трещин.

Процессы перекристаллизации могут привести к образованию гипса с крупно-, гигантокристаллической структурой. Один из таких участков вскрывается в ходе Хрустальный Кунгурской Ледяной пещеры (рис. 2.17а) – здесь размер индивидов нередко превышает 50 см. Отмечено, что индивиды нередко осложнены кинкбандами (рис. 2.17б, в), а отдельные фрагменты разобщены. Трещины могут быть залечены селенитом, нередко с косой ориентировкой волокон, или глинисто-карбонатным материалом (рис. 2.17г-е).

Структурно-текстурный анализ желваков гипса позволил выделить несколько стадий его преобразования. В начале гидратации гипс отмечается лишь вдоль краевых частей желваков, где он представлен мелкими ксеноморфными, реже идиоморфными кристаллами (рис. 2.19а). Постепенно он полностью замещает ангидрит и приобретает мелкокристаллическую (сахаровидную) структуру, на фоне которой отмечаются порфировидные индивиды. Последние отмечены в виде отдельных кристаллов и субпараллельных сростков как на границе с глинистыми каймами (рис. 2.19б), где они ориентированы головками к центру желвака, так и в прицентральной части (рис. 2.19в, г). Иногда перекристаллизация гипса может привести к тому, что желвак нацело «замещается» крупно-, гигантокристалличе-скими индивидами (рис. 2.19д).

Для отдельных гипсовых желваков зафиксирована полосчатая текстура, обусловленная чередованием микро- и мелкокристаллического гипса (рис. 2.19е). Такие полосы мощностью до 1-2 мм ориентированы субпараллельно удлинению желвака. Их наличие дает основание полагать, что перекристаллизация происходила вдоль субгоризонтальных деформируемых ослабленных зон, формирующихся в результате послойного скольжения. Рис. 2.19. Детали строения сульфатных желваков (соликамская свита, надсолевая толща Верхнекамского месторождения): а – мелкозернистый гипс с реликтами ангидрита; б – пластинчатые метакристаллы по периферии; в, г – порфировидные индивиды; д – гигантокристаллический гипс; е – прожилки перекристаллизации

Наряду с прожилками селенита без просечки в сульфатно-карбонатно-глинистых породах отмечено широкое развитие параллельно-шестоватых агрегатов с одной или несколькими просечками, зонами перегиба (коленообразными и кинкбандами), ортогональным и косым расположением волокон (рис. 2.20а-г). При этом форма жил может быть простой, зигзагообразной и ветвящейся (с апофизами) (рис. 2.20д, е). Анализ строения таких прожилков [Bundy, 1956; Жабин, 1979; Чайковский и др., 2008] указывает на значительное влияние тектонических движений при формировании жил. Так отсутствие просечки говорит о росте гипса синхронно с раскрытием полости. Наличие просечки свидетельствует о расширении трещин за счет механического воздействия растущих кристаллов. Однако появление зигзагообразных жил и примыкающих под острым углом апофиз говорит и об участии в их формировании тектонических подвижек. Агрегаты с косой ориентировкой волокон, обратно направленной к кливажу во вмещающих породах (рис. 2.20ж), а также жилы, осложненные кинкбандами, свидетельствуют о прояв 100

Рис. 2.20. Типы селенитовых прожилков в нижнепермских эвапоритах: а – с просечкой (соликамская свита, разрез «Чусовская стрелка»); б – с коленообразной формой индивидов (тюйская пачка, Шубинское месторождение); в – с кинкбандами (соликамская свита, разрез «Чусовская стрелка»); г – с косым расположением волокон (соликамская свита, Верхнекамское месторождение); д, е – зигзагообразные с апофизами (соликамская свита, разрез «Чусовская стрелка»); ж – агрегаты с косой ориентировкой волокон и встречным кливажем во вмещающих породах лении тектонических движений и после формирования селенитовых жил.

При перекристаллизации селенита образуются агрегаты пластинчатого гипса (ордита), которые чаще всего характеризуется параллельно-шестоватым строением (рис. 2.21а, б). Однако изредка фиксируются случаи, где метакристаллы гипса не ориентированы (рис. 2.21в, г). Отмечено, что при перекристаллизации селенита, слагающего прожилки с просечкой, преобразование каждой части может происходить автономно (рис. 2.21д).

Структурные особенности гипсовых пород позволили выявить две группы признаков, характеризующих процессы гидратации ангидрита. С одной стороны образующийся гипс наследует элементы слоистости и желваковую текстуру ангидрита и может формировать прожилки «замещения», отражая «метасоматиче-скую» природу. С другой стороны гидратация сопровождается формированием специфических структур (сетчатый гипс, прожилки селенита без просечки) и деформаций (трещины кливажа, бортового отпора и отслоения), свидетельствующих об увеличении объема исходной породы.

Гипергенез смешанных сульфатно-карбонатно-глинистых толщ

Акцессорные минералы представлены мелкими зернами пирита, оксидного и самородного железа (с примесью хрома до 12,8 ат.% и никеля до 1,8 ат.%), оксидов марганца (с примесью NiO (до 1,77 мас.%) и MoO3 (до 0,8 мас.%)), барита (Ba0,97-1,03Ca0,0-0,03)SO4 и целестина (Sr0,8-1,0Ba0,0-0,09Ca0,0-0,23)SO4.

Кальцит-кремнистые псевдоморфозы по желвакам ангидрита часто встречаются в эвапоритовых толщах. Работами многих исследователей показано, что замещение ангидрита может происходить как на стадии раннего диагенеза [Chowns, Elkins, 1974; Tucker, 1976; Maliva, 1987; Gao, Land, 1991; Chafetz, Zhang, 1998], так и на стадии гипергенеза, когда сульфатсодержащая порода возвращается в зону активного водообмена [Milliken,1979; Lee, Harwood, 1989; Киселева и др., 1991; Поликарпов, Киселева, 1991; Lee, 1994, 1995; Peckmann et al., 1999]. Кроме того, зафиксированы случаи, когда замещение ангидрита происходит при воздействии на погребенную толщу напорных вод или флюидов [Bustillo, 1999; Warren, 1999; Alnoso-Zarza et al., 2002].

Изучение образцов с обнажения «Чусовская стрелка» позволяет предполагать следующее. Кремний в грунтовые воды мог поступать за счет растворения алюмосиликатного (и известкового) материала, что видно на примере доломитовых оторочек ооидов глинисто-известково-доломитового состава, появляющихся на участках выщелачивания гипса. Растворение гипса увеличило агрессивность растворов и последующее выщелачивание кальцита, что привело к увеличению щелочности и обогащению растворов кремнием. Растворенный кремнезем осаждался по периферии гипсовых желваков, служащих геохимическим барьером. Пойкилитовое строение образовавшихся метакристаллов кварца, обусловленное ориентированными пластинками гипса, отражает их совместный рост по хаотически ориентированным зернам гипсового желвака. Затем центральная часть желваков выщелачивалась и на кристаллах кварца сформировались индивиды кальцита, маркируя очередное подщелачивание подземных вод.

Кроме платформенной части аналогичные образования в соликамской свите были отмечены в Соликамской впадине. Здесь гипс-кварц-кальцитовые частичные псевдоморфозы локализованы исключительно среди глинисто-карбонатных пород (мергелей) надсолевой толщи Верхнекамского месторождения солей (рис. 3.28). Предполагается, что их образование также связано с деятельностью гипергенных растворов, связанных с неотектоническим подъемом территории [Чайковский, Чиркова, 2011].

Рис. 3.28. Общий вид (а, б) и детали строения (в) кальцит-кварцевых псевдоморфоз по желвакам гипса из надсолевой толщи Верхнекамского месторождения, где кварц характеризуется ситовидным строением, а кальцит представлен индивидами скаленоэдрического габитуса

Вероятно примером коры выветривания смешанного состава, являются также рыхлые (известковистая глина с дресвяно-щебневым материалом) отложения, вскрытые на Ледяной горе (рис. 3.29). Их мощность составляет 33,0 м. В верхней части (до глубины 14,5 м) обломки представлены тонкослоистым алевролитом и аргиллитом, а в нижней (17,4-33,0 м) – пелитоморфным доломитом с ячеисто-кавернозным строением. В интервале 14,5-17,4 м вскрывается пелитоморфный тонкослоистый, на отдельных участках массивный мелкозернистый известкови-стый доломит, залегающий под углом 25-30, являющийся, вероятно, ксенолитом елкинской пачки иренской свиты. В основной глинистой массе и на стенках тре 148

Морфология новообразованных карбонатов в разрезе «Ледяная гора»: 1 – глина из-вестковистая; 2 – дресвяно-щебневый грунт; 3 – фрагмент ксенолита елкинской пачки; 4 – провалы инструмента/ щебнево-глыбовый материал в карстовой полости; 5 – сульфаты (гип и ангидрит) шалашнинской пачки. Пояснения в тексте щин отмечается новообразованный кальцит, представленный одиночными кристаллами, сростками и сложными агрегатами, которые образованы гранями острого, промежуточного и тупого ромбоэдра. Здесь также зафиксированы два типа выделений доломита: существенно пинакоидальные кристаллы и полностью перекристаллизованные оолиты (до 50-70 мкм). Поверхность кристаллов карбонатов разная: отмечены как гладкогранные индивиды, так и с коррозионно-регенерационной поверхностью. На поверхности карбонатов наблюдаются микровыделения барита (с примесью стронция до 21,95 ат.%), почки и пленки гид-роксидов железа и марганца.

Химический анализ новообразованных карбонатов (и кальцита, и доломита) коры выветривания показал, что их состав отвечает теоретической формуле. Незначительная примесь магния (до 2,01 ат.%) и железа (до 1,72 ат.%) отмечена лишь во вторичном кальците в верхней части разреза (до глубины 14,5 м). Изучение изотопного состава мелкозернистого доломита из ксенолита елкинкой пачки показало его близость к перекристаллизованным доломитам коры выветривания на Казаковской горе и Шубинском месторождении гипса (табл. 3.5, рис. 3.24). В отличии от них вторичный кальцит из коры выветривания на Ледяной горе характеризуется более легким составом кислорода (-10,5- -11,4) и углерода (от -3,0 до -6,9%о,) (рис. 3.24).

Существенное преобладание в верхней части коры выветривания более легкорастворимого кальцита, а не доломита, как в корах выветривания Казаковской горы и Шубинского месторождения, позволяет предполагать, что новообразованные минералы являются не продуктом преобразования исходного материала карбонатных пачек иренской свиты, а образуются при взаимодействии сульфатно-кальциевых вод с атмосферным или биогенным углекислым газом. О реальности такого механизма может свидетельствовать облегченный состав углерода.

Соликамская свита Соликамской впадины (надсолевая толща По-ловодовского участка Верхнекамского месторождения)

В надсолевом разрезе Верхнекамского месторождения выявлены протяженные линейные зоны с субвертикальными границами, в пределах которых мергели и глинистые известняки сменяются глинистыми мергелями и глинами [Андрейко, Чайковский, 2007]. Структурно-тектонический анализ показал, что такие зоны могут образовываться при проскальзывании надсолевой толщи над соляными поднятиями, что вызывает ее перегиб и формирование трещин отрыва, благоприятных для нисходящей инфильтрации атмосферных вод и декарбонатизации [Чайковский и др., 2015].

Изучение разреза скважин 704/1, 704/2 (Половодовский участок), вскрывших над локальным поднятием соляной залежи зону гипергенного изменения надсоле-вых пород, позволило охарактеризовать ее литологические особенности. Наряду с интенсивной трещиноватостью (до глыбово-щебневого и дресвяно-щебневого материала) было установлено, что глинистые известняки и мергели в районе исследуемых скважин преобразованы в глинистые мергели и глины (рис. 3.30). Кроме того, отмечены брекчии и зоны карбонатизации.