Главная Территории Типы памятников Карта сайта

Ординская группа месторождений
(проявления гипса и селенита)

Расположение: Ординский район
Тип памятника: Минералогический
Краткая характеристика: Месторождения поделочного гипса
Статус: Предлагается
Авторы статьи: И. И. Чайковский, Н. А. Даровских
См. также статью: Гипсовый промысел


Сульфатные гипсоангидритовые отложения, формирующиеся в испарительных (эвапоритовых) бассейнах, ввиду весьма специфических условий и повышенной растворимости довольно редко обнажаются на земной поверхности и так же нечасто встречаются. Однако в Пермском крае эти породы, слагающие толщи пермского возраста, развиты весьма широко, что позволяет не только их изучать, но и использовать в промышленности.

Месторождения гипса Пермского края залегают преимущественно в толщах кунгурского яруса, которые тянутся полосой шириной от 10 до 40 км от южной границы края к северной. Большинство запасов гипса сосредоточено на окраине Восточно-Европейской платформы, в юго-восточной части края, где они приурочены к иренской свите. Она подразделяется на семь пачек — четыре сульфатные (ледянопещерская, шалашнинская, демидковская, лунежская) и три карбонатные (неволинская, ёлкинская, тюйская). Мощность сульфатных пачек составляет от 18 до 60 м, карбонатных —
3—15 м.

Вопрос о первоначальной форме сульфата кальция является проблематичным. Существуют представления о том, что первичным осадочным минералом служил гипс, кто-то полагает, что — ангидрит. Каким бы ни был первичный сульфат в пермских месторождениях, ангидрит слагает нижние части толщи, а гипс — верхние. К зоне постепенного перехода между ними приурочен не образующий собственных тел полугидрат (СаSO4x0,5Н2О), известный как бассанит. Академик Н. М. Страхов вслед за Г. Макдональдом (1953) рассматривал гипсовые залежи как конечный продукт цикла превращения гипс — ангидрит — гипс, связанного с обезвоживанием первичного гипса при диагенезе и последующей гидратацией ангидрита при подъеме к земной поверхности.

В Пермском крае известно несколько разновидностей (геолого-промышленных типов) гипса, имеющих различный рисунок, происхождение и положение в разрезе (Даровских, Кудряшов, 2001). Образование самого распространенного серого строительного (сетчатого) и поделочного (чешуйчатой, лапчатой и листоватой текстур) гипса связывают с гидратацией трещиноватых ангидритов лунежской пачки. Здесь же распространены стяжения белого и цветного гипса, образование которых объясняют собирательной перекристаллизацией серого гипса. Коричневый и розовый (волокнистый) поделочные разновидности гипса залегают среди нижнесоликамских загипсованных песчаников. Первая образует маломощные прослои и связывается с гидратацией ангидрита. Природа ее цвета пока не ясна. Волокнистый гипс (селенит) слагает преимущественно согласные жилы.

Основная часть селенитовых месторождений края сосредоточена в Ординском районе. Наиболее известны месторождения, расположенные на участке с. Павлово — с. Красный Ясыл — с. Опачевка (Федоровское, Богомоловское, Андреевское, Денисовское, «На Шуму»). Серый и коричневый гипс известен на Чураковском и Яковлевском месторождениях; цветной — на Заводской Лесосеке, Распиловочном; белый характерен для месторождений Копанцы, Гришинское, Захаровское-1, Пологий лог, Ясыльские лога, Павловское, Буровое, Егоршины и Левушкины Ямы, Опачевское и др. Изучением гипсовых месторождений края занимались А. П. Горячев, И. С. Данилевич, Г. Г. Каменских, А. Г. Китаев, П. И. Кожухов, В. К. Кокаровцев, Е. С. Кучин, Ю. А. Нечаев, Б. Л. Пескин, С. Т. Шитин и др.

Типичным представителем гипсовых объектов может служить разрабатываемое ОАО «Уральский камнерез» месторождение «На Шуму», находящееся в 0,6 км северо-западнее д. Федоровки. Как месторождение оно было открыто в результате поисковых работ 1979—1984 гг., хотя кустарная разработка селенита проводилась здесь с 30-х гг.

В. И. Копнин (1996), изучавший породы лунежской пачки, выделил три структурных типа гипса: микрозернистый, мелкозернистый и пластинчато-шестоватый. Микрозернистый слоистый гипс, чередующийся с тонкими глинисто-доломитовыми прослоями, отнесен им к первично осадочному. Пластинчато-шестоватый гипс (марьино стекло), слагающий тонкие слойки и гнезда, интерпретировался как результат диагенетической перекристаллизации микрозернистого в условиях обводнения по глинисто-доломитовым слойкам. Вероятно, немалую роль в поступлении растворов и в процессе перекристаллизации сыграли и капиллярные каналы, вдоль которых происходило разрастание радиально-лучистых агрегатов. Мелкозернистый гипс с сетчатой текстурой ученый связывал с гидратацией ангидрита грунтовыми водами. Образование самого ангидрита, для которого характерна желваковая форма, объясняется диагенетическим взаимодействием осадочного гипса с высококонцентрированным рассолом.

Среди желвакового гипса на больших срезах, ориентированных поперек слоистости, нередко фиксируются столбообразные обособления, которые дают возможность предполагать, что они унаследованы от первично осадочных гигантских (до 1 м) кристаллов гипса, формирующихся и в настоящее время, например в озере Марион, Австралия (Шрейбер, 1990).

Селенитовые жилы залегают в нижней части нижнесоликамских огипсованных песчаников, в непосредственной близости от лунежской пачки. Они слагают согласные и полого-секущие тела на разных уровнях. Их количество по скважинам колеблется от 0 до 6. Селениты месторождения бледно-розовые, розовые, желто-розовые, однородные, и они нередко проявляют иризацию. Мощность жил изменяется от 4 до 17 см, в среднем составляя 6—7 см. Вскрытые в карьере тела селенита имеют караваеобразную форму размером до 15 м.

Исследование селенитовых жил А. Г. Жабиным (1979) на Павловском месторождении позволило установить особенности их строения, давшие основание для выделения нового структурного типа — так называемого параллельно-шестоватого агрегата с просечкой (третьего рода). Каждое волокно в жиле представляет собой монокристалл толщиной от десятых до тысячных долей миллиметра. Рентгеновским методом установлено, что длинная ось волокон совпадает с кристаллографической осью кристаллов гипса. Волокна ориентированы перпендикулярно контактам в случае горизонтального залегания и вертикально — в случае наклонного залегания жил. В прицентральной части жилы постоянно присутствует так называемая просечка шириной 2—3 мм, разделяющая жилу на две неравные части. В большинстве случаев верхняя половина жилы имеет бојльшую мощность, чем нижняя. Просечка представляет собой зону геометрического отбора, сложенную не волокнистыми, а шестоватыми и изометричными зернами гипса. В этой зоне нередко присутствуют мелкие обломки вмещающих пород, напротив которых на подошве и кровле жилы располагаются выступы (валики), сходные по размеру и форме.

Все эти признаки свидетельствуют о том, что к моменту роста существовали трещины, которые были сомкнуты. Рост гипсового агрегата происходил одновременно с раздвиганием стенок трещин. Само же раздвигание было вызвано действием кристаллизационной силы растущего агрегата гипса. Образно говоря, первые зародыши, которые кристаллизовались в трещине, имели самую различную ориентировку. Однако, заполнив трещину полностью, они вынуждены были для завоевания пространства объединить усилия. Сориентировавшись перпендикулярно наименьшей нагрузке, они начали приподнимать для своего роста кровлю. Разрастание жилы шло до тех пор, пока поступали питающие растворы. В научной практике этот механизм называют геометрическим отбором, подобным эволюционному отбору в мире животных.

Наличие обломков, развернутых под углом к осевой линии, а также «прокрученных» обломков на стыке двух жил А. Г. Жабин объяснял горизонтальным и встречным (соответственно) направлениями разрастания жил. Он отметил также присутствие жил без просечки (агрегаты второго рода), но причин их возникновения не указал.

Структурные наблюдения, выполненные на различных месторождениях, позволяют говорить о несколько более сложных условиях формирования селенитовых жил. Об этом свидетельствуют жилы без просечек и с несколькими просечками, несколько горизонтов с ксенолитами и другие особенности. Косое положение ксенолитов в жилах и ветвящаяся форма самих жил отражают формирование исходных трещин в результате проявления тектонических подвижек (в основном сдвиговых), связанных с субгоризонтальным проскальзыванием вышележащих толщ относительно нижележащих. Косая ориентировка гипсовых игл в жиле, наличие примыкающих под острым углом кливажных трещин, складко- и зигзагообразная формы самих жил, а также наличие полос излома (кинкбандов) служат отражением того, что тектонические деформации происходили и во время роста жил, и после их формирования.

Признаки гравитационного скольжения между толщами фиксируются как в не подверженных гидратации ангидрит-алевролитовых прослоях, так и в существенно гипсовых толщах. Первые представлены складками волочения, осложненными взбросами. Вторые нашли отражение в ориентировке рисунка петельчатого перекристаллизованного гипса, контролируемого трещинами, примыкающими под острым углом к слоистости. Наличие ритмичности в рисунке позволяет выдвинуть предположение о прерывистом характере межпластовых перемещений, обусловивших пульсационную диффузию водного раствора. Признаки неоднократных деформаций зафиксированы и в доломитах нижней части разреза соликамской свиты в виде пересекающейся складчатости.

Таким образом, легкорастворимые сульфатные породы Прикамья не только представлены разнообразно (минералогически и структурно-текстурно) преобразованным субстратом, но и служат ареной проявления многократных тектонических деформаций.

Верхнекамское месторождение представляет собой пример уникальной по масштабам минералообразующей системы, связанной с испарением морской воды относительно замкнутого бассейна и кристаллизацией минералов из насыщенных хлоридных рассолов. Несмотря на большое количество соляных озер на Земле, современных аналогов Верхнекамского месторождения нет.

История изучения. Большой вклад в исследование минералогии месторождения внесли Е. Э. Разумовская (1927, 1931), Ю. А. Морачевский (1929), А. А. Иванов (1932, 1963, 1968), П. Н. Чирвинский (1943, 1948), Е. А. Яржемская (1949), В. Н. Дубинина (1951, 1954, 1969), В. А. Вахромеева (1943, 1954, 1964), И. В. Островская (1963), М. Л. Воронова (1968, 1975), В. Н. Аполлонов (1975, 1976), А. И. Поликарпов (1974—1994), В. Я. Поляковский (1972, 1980), А. Л. Протопопов (1972, 1994), А. В. Рочев (1995—2000). Ими установлены и описаны главные и второстепенные минералы соляной залежи.

Минеральные ассоциации. Основными породообразующими минералами соляной залежи Верхнекамского месторождения являются галит, сильвин и карналлит, которые слагают практически мономинеральные породы. На остальные фазы приходится не более 5 об.%. Число известных в настоящее время на месторождении минеральных видов довольно велико (114), что обусловлено наличием четырех генетических ассоциаций: собственно хемогенной (эвапоритовой) — 22%, эпигенетической — 37, техногенной — 23, кластогенной — 18%.

Хемогенная (осадочная) ассоциация представлена карбонатами (кальцит, доломит, магнезит), сульфатами (гипс, ангидрит) и галоидами (галит, сильвин, карналлит), которые в масштабе всей залежи осаждались согласно ряду М. Г. Валяшко. Это выражено в смене кальциевых минералов натриевыми, а затем калиевыми и магниевыми. Та же последовательность, но в более редуцированном виде, проявляется в каждом годичном цикле.

Годовой слой для нижней галититовой зоны начинается с тонкой глины, содержащей пелитоморфный карбонат (и ангидрит). Далее формируется прослой друзовидного «перистого» галита, обогащенный округлыми стяжениями ангидрита. Затем выпадает зернистый сахаровидный галит.

По неопубликованным данным А. И. Кудряшова о гомогенизации включений, температура кристаллизации «перистого» галита соответствует 122—128°С, а мелкозернистого — 50—82°С. Такие высокие температуры, сопоставимые с гидротермальными, связываются с возникновением в придонной части зоны прогретых рассолов за счет экзотермического эффекта при кристаллизации хлорида натрия. Вероятно, при повышенной температуре и высокой концентрации калия и магния образуются аутигенные адуляр, ортоклаз и санидин, а часть глинистых минералов испытывает положительную трансформацию. В сильвинитовой и карналлититовой зонах между «перистым» и зернистым галитом располагается прослой сильвина или карналлита, кристаллизующийся при температуре 30—45°С.

Для верхней карналлитовой зоны характерны рассеянные тетраэдрические кристаллы боратов (эрикаит и чемберсит), а также существенно магнезиальные карбонаты (доломит, магнезит).

Эпигенетическая (наложенная) ассоциация связывается со складчатостью в солях, отжатием рассолов и пресной кристаллизационной воды из глинистых прослоев и пластов и их миграцией внутри соляной залежи. При этом формируются син- и посттектонические жильные и пластообразные тела, прослои флюидально-катаклазированных солей с текстурами течения и вращения, линзы перекристаллизованных галоидов, зоны брекчирования и замещения (галитизации), участки пирротинизации, энтеролитовая складчатость. Одновременно происходит перекристаллизация ангидрита, галита, новообразование гипса, целестина, барита, калистронцита, гёргейита, гидрофиллита, различных карбонатов. В галопелитовых прослоях, обогащенных ангидритом, за счет сульфатредукции формируются сероводородные флюиды, которые мобилизуют рассеянные в солях железо, цинк, ртуть, мышьяк, серебро и, возможно, золото. При этом образуются пирит, пирротин, арсенопирит, сфалерит, киноварь, акантит, кварц и кварцин. Наряду с тонкозернисто-землистыми агрегатами и отдельными кристаллами отмечаются своеобразные натечные и дендритовидно-футлярообразные агрегаты сульфидов железа, отражающие рост в диффузионном потоке сульфидно-коллоидного раствора.

В карналлитовых пластах, содержащих большое количество кристаллизационной воды, происходит гидратация рассеянного гематитового красящегося вещества, которая приводит к образованию гетита и появлению в составе флюидов свободного водорода. Последний, вероятно, обусловил возникновение самородных фаз и интерметаллидов (золото, серебро, тетрааурикуприд, амальгама, ртуть, свинец, олово, твердый раствор Рb-Sn).

Кластогенная (обломочная) ассоциация представлена в различной степени окатанными минералами песчаной и алевритовой размерности из магматических и метаморфических комплексов, материал которых поступал в Предуральский прогиб с разрушающегося Уральского складчатого сооружения в раннепермское время.

Они сосредоточены в глинистых (галопелитовых) прослойках, формировавшихся при сезонном (весеннем) распреснении эвапоритового бассейна. Это в основном породообразующие (пироксены, роговая обманка, кварц, полевые шпаты, хлорит, мусковит, некоторые глинистые минералы) и акцессорные силикаты (эпидот, ставролит, циркон, гранаты, турмалин), а также устойчивые к переносу оксиды (магнетит, гематит, рутил, корунд, хромит, ильменит). Реже встречаются апатит, золото и др. Эта ассоциация в целом характеризует область питания существовавших поверхностных водотоков. Кроме обломочных минералов, в составе галопелитов присутствуют образования, по-видимому, космического происхождения, которые попали в бассейн на стадии осаждения солей: никелистая латунь и тэнит, а также сферулы вюстита.

Техногенная ассоциация начала формироваться после вскрытия соляной залежи горными выработками и в процессе накопления на земной поверхности огромных солевых отвалов.

В горных выработках новообразование минералов происходит из пылевой (аэрозольной) фазы, конденсатных и закладочных рассолов. В основном они представлены галоидами, морфология которых в значительной степени зависит от существующих микрофациальных обстановок, а минеральный состав — от вещественного состава отрабатываемых пластов. Отмечается некоторое сходство с агрегатами, типичными для карстовых полостей. В отдельных подземных водоемах, существующих на протяжении нескольких десятков лет, формируются такие габитусные формы кристаллов, которые неизвестны в природных условиях. Отмечена также экзотическая минерализация, схожая с фумарольной, связанная с подземным пожаром (сера, нашатырь, молизит, рокюнит).

Соляные отвалы, изученные А. В. Рочевым (1995—2000), ведут себя как самоорганизующиеся системы. Они приобретают оптимальную форму и зональность, обеспечивающие устойчивость в поверхностных условиях. На их периферии формируются рассоло-сборники, где в зависимости от времени года и погоды активно кристаллизуются сезонные минералы: в летнее время года — галит, а в зимнее — гидрогалит, морфология которых зависит от положения в водоеме.

Агрессивность солей приводит к многообразию возникающих видов при их взаимодействии с металлическими предметами. Зафиксировано около 25 техногенных минеральных фаз, из которых 15 являются продуктами обменных реакций.

Таким образом, Верхнекамское месторождение солей сложено не только минералами, образующимися при испарении морской воды. Немалую роль в формировании его состава играют чужеродные фазы, привнесенные в виде взвеси водными потоками, стекающими с Урала, а также собственные минералы, связанные с разнообразными процессами, вызванными тектоническими деформациями соляной залежи и ее вскрытием в процессе подземной отработки.


На иллюстрациях:

1. Месторождение селенита «На Шуму», вид с р. Ирени (Фото Ирины Артемовой)
    JPG, 1000x654, 167 Кб
2. Геологический разрез через месторождения Денисовское и «На Шуму»
    JPG, 800x927, 181 Кб
3. Полосы излома (кинкбанды) в «витом» селените — индикаторы поздних перемещений, происходивших по плоскостям, расположенным внутри жилы
    JPG, 709x455, 67 Кб

Вверх   •   Галерея

2009 © Горный институт УрО РАН © Коллектив авторов © "Книжная площадь" • geoperm.books-place.ru • © Ирина Артемова