lito_kuznecov

Рис. 8.2. Ангидрит спутанно-волокнистой структуры. С анализатором. Узбекистан. Верхняя юра

ции, во-первых, увеличиваются размеры кристаллов и, вовторых, кристаллы имеют определенную ориентировку. В первом случае образуется призматически-зернистая (брусковидная) структура — призматические кристаллы ангидрита располагаются таким образом, что напоминают плохой паркет: отдельные брусковидные кристаллы — «паркетины» — располагаются где-то параллельно друг другу, где-то под углом (рис; 8.3). Во втором случае образуются радиальнолучистая (рис. 8.4, 8.5) или, как ее недоразвитая разновидность, — пучковидная структуры. В этих структурах призматические кристаллы расходятся из одного центра по радиусам, создавая подобие сферолитов (или «полусферолитов» при пучковидной структуре).

Гипсы и ангидриты — породы пластичные, под действием давления — бокового или неравномерного вертикального — они относительно легко текут, и появляются новые вторичные структуры. Кристаллокатапластическая структура хорошо наблюдается в ангидритах, где первично прямолинейные кристаллы изгибаются, т.е. отмечается пластическая деформация. Более активное воздействие ведет к появлению кристаллокатакластических структур: порода как бы состоит из

400

Рис. 8.3. Ангидрит призматически-зернистой (брусковидной) структуры. С анализатом. Волгоградское Поволжье. Нижняя пермь

отдельных блоков-обломков со своей внутренней брусковидной или чаще кристаллокатапластической структурой, сцементированных тем же ангидритом, но более мелкозернистым и идиоморфнозернистым.

Первичные текстуры гипсов и ангидритов являются во многом общими для многих осадочных образований — это массивная и слоистая (рис. 8.6), причем последняя в свою очередь может быть обусловлена изменением состава или структуры пород, различается морфологией и характером поверхностей наслоения — существуют параллельно-слоистые, волнисто-слоистые, линзовидно-слоистые (и т.д.) текстуры.

Появление вторичных текстур, как и структур, также обусловлено тем, что сульфатные породы относительно легко растворимы и пластичны, они легко перекристаллизуются, текут, гидратируются и, напротив, дегидратируются, переходя друг в друга.

Дело в том, что первично в зависимости от условий осаждаются как гипсы, так и ангидриты. При погружении с увеличением давления и в меньшей степени температуры проис-

1974)

р и с 8 4 врусковидный ангидрит с частично радиально-лучисгой структу-

с^нализатором. Узбекистан. Верхняя юра

Рис. 8.5. Ангидрит радиально-лучисгой структуры. С анализатором («Атлас

структур...», 1974)

Рис. 8.6. Ангидрит с прослойками доломитовых мергелей.

Ангидрит частично имеет нодулярное строение (нижняя половина фото). Местами отмечаются микростилолиты (указано стрелкой). Узбекистан. Верхняя юра

ходит дегидратация гипса, вода удаляется, и они переходят в ангидриты. Глубина, при которой происходит такой переход, обычно не превосходит 100—150 м, однако известны аномальные случаи обнаружения гипса на глубине до 850 м. Подобные превращения ведут к изменению первичных структур и текстур.

Одной из часто встречающихся текстур такого рода является нодулярная (желваковидная, желваковая). Плотные, округлые, овальные, линзовидные стяжения ангидрита либо непосредственно соприкасаются друг с другом, либо разделяются сульфатно-глинистым или сульфатно-доломито-глинис- тым материалом (рис. 8.7).

Напротив, при подъеме ангидрита к поверхности последний нередко гидратируется и переходит в гипс (или полугидрат CaSO4 0,5Н20). При этом объем новообразованного гипса

1974)

О	I I	1	2	3	I	4 см
I			• I I I			l

Рис. 8.7. Ангидрит желваковой (нодулярной) текстуры.

Отдельные желваки ангидрита микрозернистой структуры имеют неровные ограничения и отделяются друг от друга тончайшими пленками битуминозного пелитоморфного доломита. Туркмения. Карлюк. Верхняя юра («Атлас структур...», 1974)

на 30 — 40 % (максимум до 65 %) больше объема исходного ангидрита. Подобное увеличение объема, особенно в окружении других пород, т.е. в замкнутом пространстве, обусловливает пластические деформации, что и ведет к появлению специфической плойчатой текстуры, представляющей собой мелкую постседиментационную, нетектоническую складчатость, нередко в виде червеобразно изгибающихся прослоев.

Весьма своеобразной текстурой сульфатных пород (а ред- к о — и каменной соли) является строматолитовая, описанная в разрезах кембрия Восточной Сибири, девоне ДнепровскоДонецкой впадины, перми Волго-Уральской и юре Амударьинской провинции, неогене Индоло-Кубанского прогиба. :

Морфологически эта текстура аналогична таковой карбонатных пород, однако генезис ее не очевиден. Один из вариантов предполагает, что эта текстура вторична и представляет собой псевдоморфозу сульфатов по первично карбонатным

404

строматолитам. Не исключено, однако, что примитивные организмы, каковыми являются строматолитобразующие цианобактерии, обитали в водах весьма высокой солености (так называемые галофильные бактерии не только переносят высокое осолонение, но и обитают исключительно в водоемах очень высокой солености), и их маты являются как бы матрицей и определяют морфологию, строение химически осаждающихся солей (напомним, что в карбонатах строматолитобразующие сообщества обусловливают биохимическое осаждение карбонатов за счет изменения рН среды).

Гипсы и ангидриты образуют пласты и пачки мощностью в десятки метров, а иногда и толщи в сотни метров, в том числе так называемые ангидритовые валы, формирование которых рассмотрено далее. Кроме этих мощных и относительно однородных толщ имеются и более локальные выде-

ления в виде корок, линз, прослоев и	кепроков (см. раз-
дел 8.4).
8.2.2. ХЛОРИДНЫЕ ПОГОДЫ
Соляные породы хлоридной	группы весьма раз-

нообразны, но абсолютно преобладает каменная соль (эта порода является ведущей по объему и среди всех соляных пород вообще), в значительно меньшем количестве образуется сильвинит. Среди других хлоридных пород можно отметить карналлитовую (по породообразующему минералу — карналлиту КС1МдС12-6Н20), бишофитовую (минерал бишофит

МдС12-6Н20), а также соответствующие смешанные	поро-
ды — бишофит-карналлитовые, галит-карналлитовые,	галит-

бишофитовые. Во многих случаях с хлоридами ассоциируют легко растворимые сульфаты щелочных и щелочноземельных

элементов		—	минералы	кизерит (MgSO4 H2O), глауберит
(Na2SO4CaSO4),			полигалит		(K2S04MgS04-2CaS04-2H2		0),
астраханит		(Na2S04MgS04-4H20), эпсомит (MgS04-7H2					0),
а	также	сложные		хлорид-сульфаты		(каинит	—

KCl-MgS04-3H20). Это также обусловливает формирование многочисленных, хотя количественно и очень ограничено распространенных смешанных пород солевой группы.

Для соляных галогенных пород характерны весьма крупные размеры кристаллов, часто значительно превосходящие размеры кристаллов других осадочных пород, поэтому нередко при описании соляных пород используют иную, отличную от общепринятой, градацию структур.

1974)

1974)

Так, выделяют микрозернистую (размер менее 1 мм), мелкозернистую (1—3 мм) и гигантозернистую (более 10 мм) структуры. Напомним, что обычно микрозернистая структура ограничивается размером 0,005 — 0,05 мм, а гигантозернистая — размером более 2 мм.

Каменная соль — порода мономинеральная, состоящая из минерала галита (NaCl), содержание которого в некоторых разностях достигает 99 % и более, что делает ее одной из наиболее «чистых» пород вообще. Вместе с тем, в большинстве случаев имеется примесь ангидрита, магнезита, доломита, более редких солевых минералов, а также глинистого вещества, отмечаются зерна кварца и алюмосиликатов алевритовой, реже песчаной размерности. Эти зерна частично имеют обломочное, в том числе эоловое происхождение, но в значительной степени являются аутигенными. К последним относится, например, кварц в виде хорошо ограненных кристаллов. В зависимости от наличия и количества примесей в порядке увеличения их содержания выделяют пищевую, кормовую и техническую соль.

Наиболее чистая соль — белая и водяно-прозрачная, но из-за наличия примесей чаще всего серая, реже красная. Порода относительно легкая (плотность галита 2,2 г/см3), не прочная (твердость галита по шкале Mooca 2—2,5), соленая на вкус.

В шлифе каменная соль определяется по характерным для галита свойствам — показателю преломления (л — 1,544), близкому таковому для канадского бальзама (n = 1,537), изотропности (черные непрозрачные зерна при введенном анализаторе) и структуре.

Кристаллы галита — кубической формы, поэтому в сечениях имеют прямоугольные очертания. Кристаллы, как правило, не чистые, не полностью прозрачные, а в той или иной степени мутные, с отчетливым зональным строением (рис. 8.8 — 8.10). Последнее определяется тем, что при быстром росте кристаллы захватывают микропузырьки воздуха, рапы (рассола), включения ангидрита, магнезита, доломита, глинистого материала и других примесей, которые располагаются параллельно граням роста.

Структура каменной соли кристаллическая с различной величиной зерна, часто разнозернистая, неравномернозернистая, порфиробластовая, зернисто-шпатовая, шпатовая и волокнистая. Эти структуры возникают чаще всего в результате перекристаллизации, которая часто уничтожает первичное зональное строение.

Рис. 8.8. Зонально-кристаллическая структура каменной соли.

Зональность обусловлена газово-жидкими микровключениями маточной рапы, расположенными по граням роста кристаллов. Без анализатора. Прикаспийская впадина. Кунгур («Атлас структур...», 1974)

Наиболее распространенные текстуры каменной соли — массивные и слоистые.

Сильвинит — наиболее распространенная калийсодержащая соляная порода, состоит из двух минералов: галита (NaCl) и сильвина (KCl). Сильвин, как и галит, кристаллизуется в кубической сингонии, т.е. изотропен и образует такие же кристаллы, но в отличие от последнего имеет низкий показатель преломления (n = 1,490). Поскольку основное экономическое значение имеет именно калий, то обособление этой породы как самостоятельной отличается от принципа выделения пород по преобладающему компоненту. Так, содержание сильвина в породе может быть лишь 15 %, и тем не менее эта порода называется сильвинитом. Например, красный сильвинит Верхнекамского месторождения содержит 19,7 — 42,9 % сильвина и 51,6 — 77,2 % галита, а пестрый сильвинит того же месторождения содержит 20,8 — 38,7 % сильвина и 54,5 — 76,7 % галита. Остальное в породе — различные

1974)

Рис. 8.9. Зональная структура галита, о б У с л ° в л ^ ^ рапы с пузырьками газа и включениями сильвина (С) («Атлас структур...^, 1974)

Рис. 8.10. Зональная структура каменной ^ J ^ ^ ^ ^ f S ^ . i . газом в зернах галита расположены в виде «елочек» («Атлас структур...»,

1974)

примеси, главным образом глинистый материал и ангидрит («Справочник по литологии...», 1983, с. 212 — 213).

Красные и пестрые сильвиниты различаются также по структурно-текстурным признакам и характеру примесей.

Красные сильвиниты имеют соответственно названию красную и кирпично-красную окраску и отчетливо выраженную слоистость. Последняя выражена переслаиванием слоев сильвина и галита относительно равной мощности в 3 — 4 см, а также наличием тонких (1 — 2 мм) прослоев, сложенных ангидритом, карбонатами и глинистым материалом. Структура разнозернистая с преобладанием мелко- и среднезернистой. Пестрые сильвиниты отличаются пестрой окраской, отсутствием слоистости и в связи с этим массивной и пятнистой текстурой. Структура разнозернистая, преимущественно средне- и крупнозернистая. Содержание сильвина и галита примерно одинаково. Зерна сильвина обычно молочно-белые с буро-красными оторочками, галита — серые, просвечивающие, с синими пятнами. Постоянную примесь составляют карбонаты (доломит и магнезит), ангидрит, глинистый и часто алевритовый материал.

Сильвиниты — породы легкие, не твердые, горько-соленые на вкус.

Каменная соль встречается в виде небольших выцветов, гнезд, линз, но абсолютно преобладают пласты, пачки и толщи мощностью в десятки, сотни и даже первые тысячи метров. В этих случаях с ними иногда связаны и калийные соли. Как правило, в мощных однородных соленосных толщах первичное пластовое залегание бывает нарушено. Дело в том, что соль пластична и при давлении — боковом или неравномерном вертикальном — начинает течь. При этом в одних местах ее мощность сокращается, а в других, куда она нагнетается, — резко возрастает. Вначале образуются относительно слабо выраженные изометричные или овальные поднятиявздутия («структуры панцыря черепахи») или вытянутые валы, а затем и очень резко выраженные солевые гребни и купола, разделенные межкупольными мульдами, где мощность соли минимальна или даже соли отсутствуют, так как полностью выжаты в соседние купола и гряды. Мощность солей в таких структурах достигает нескольких тысяч метров, но надо учитывать, что это мощность не первичная. Насколько можно судить по имеющимся реконструкциям первичные «пластовые» мощности, видимо, не превышают 2 — 2,5 тыс. м.

1974)