GeoLab – геологічна розвідка Геодезія, стратиграфія структурна геологія та геологічне картування, палеонтологія, петрографія, літологія, геоморфологія,гідрогеологія,геофізика

Гіпс і ангідрит в природних умовах за рахунок гідратації і дегідратації можуть переходити один в одний. Із зануренням гіпсів, збільшенням тиску і температури спостерігається процес переходу гіпсу в ангідрит, і на глибинах, що перевищують 300-500 м, гіпс вже не зустрічається. Нерідко на­віть в окремих зразках можна спостерігати плямисте чергування гіпсу і ангідриту. При цьому, як правило, внутрішні частини кристалів складені гіпсом, а зовнішні – ангідритом. У поверхневих умовах ангідрит переходить в гіпс: Са804+2Н20=Са804-2Н20. Цей процес супроводжується сут­тєвим збільшенням об’єму породи на 30-50%, що призводить до виникнення внутрішньопластової (ентеролітової) складчатості.
Експериментальні дослідження рівноваги Са804-2Н20<-»Са804(тв.)+2Н2О(рід.) за впливом од­ночасної присутності в розчині хлоридів №, і Са при нормальному атмосферному тискові і температурі 25° і 50°С, тобто в умовах, звичайних в природі при формуванні евапоритів, показали що пряма кристалізація ангідриту з розчину солей в басейнах при випаровуванні неможлива через осадження гіпсу. Проте, за даними Г.Макдональда, розрахованими на присутність в розчині тільки двох компонентів (СаБ04 і №0), осадження ангідриту може відбуватися за умови температури насиченого сульфатом кальцію розчину вище 34°С та вмісті в розчині 6,5% №С1 (рис. 2.8.1). В ан­гідрит може також перейти гіпс, що вже випав в осад при менших температурах, при подальшому осолоненні басейну. При вмісті в розсолі 13,7% №С1 цей перехід буде здійснюватися вже при те­мпературі 20 °С.
У гіпсах і ангідритах дуже часто присутні домішки уламкових часток, глинистих мінералів, пі­риту, сірки, доломіту, галіту та бітумінозних речовин. При відновленні гіпсу бітумами утворю­ються родовища самородної сірки.
Гіпс-ангідритові породи змішаного складу характеризуються присутністю змінної кількості ангідриту, гіпсу та доломіту. У розрізах вони можуть утворювати шаруваті, плямисті і неправиль-но-прожилкові («очкові») доломітово-ангідритові (гіпсові) утворення, що вказує на близькі умови осадження сульфатів та хемогенного доломіту. Для цих порід притаманні гетеробластові та грано-бластові структури з явищами заміщення.
Хлоридні породи
Кам’яна сіль (галі/політ) складена переважно галітом (№С1), але звичайно містить невеликі домішки інших галоїдних і сірчанокислих з’єднань, ангідриту, гіпсу, окислів та гідроокислів залі­за, глинистого матеріалу та уламкових часток, іноді розсіяної органічної речовини. Загальна їх кі­лькість безпосередньо в товарній кам’яній солі допускається до 8%. Найчастіше вони представлені М£С12, М§Б04, К2Б04, СаС03. Також у солі фіксуються домішні компоненти: Вг, Мп, Бе, N1, Си, Б, ШЬ, Бг, Ва, Л§, Аи, Со, Сг, 2п, и, РЬ та інших елементів у межах 10-2-10-5% при перерахунку на су­ху речовину).
Забарвлення кам’яної солі біле, сіре, бурувате, червонувате, іноді синє (сірий відтінок пов’язаний з домішкою глинистих мінералів, ангідриту та теригенних часток, червоний – гемати­ту, синій – з розсіяним в галіті металічним натрієм). Кристали галіту завжди містять газові та рі­динні включення. Результати визначення їх складу використовується при різноманітних палеогео­графічних, палеокліматичних, палеомікробіологічних побудовах, оскільки вони можуть розгляда­тися як “законсервовані” атмосфера, вода, мікроорганізми.
Кам’яна сіль залягає в розрізах над гіпсово-ангідритовими породами у вигляді лінз, пластів і пачок різної потужності, або чергується з ними, досягаючи іноді 500-700 м і більше. Сама кам’яна сіль входить до складу калійно-магнезіальних соленосних товщ.
Структури породи мінливі, від гіганто- до мікрокристалічних. Форма кристалів галіту в породі кубічна, тичкувата, коробчаста, або „човноподібна”. Як правило, кубічна форма притаманна крис­талам солі, що кристалізуються з розсолу в придонній частині при підвищенні концентрації за ра­хунок пониження температури розчинів. „Човники” утворюються у поверхневій плівці розчину при випаровуванні пересиченого розчину. Таким чином, за формою первинних неперекристалізо-ваних кристалів можна визначити за яких умов, випаровування чи переохолодження розсолів, фо­рмувалися ті чи інші поклади. При перекристалізації структура галітових порід змінюється на гранобластову, порфірогранобластову тощо.
Карналітова порода (карналітоліт) на 50-80% складається з мінералу карналіту (КС1М§С12-6И20) і містить 20-50% галіту та сильвіну в родовищах хлоридного типу, або каїніту та кизериту в родовищах сульфатного типу. Як домішки присутні ангідрит, глинисті мінерали, гема­тит тощо. Забарвлення плямисте, а також в оранжево-червоних та червоних відтінках. Карналіт характеризується пекуче-солоним смаком, високою гігроскопічністю, завдяки чому його поверхня завжди волога. Якщо по карналіту провести сталевою голкою, то чути характерне потріскування. У включеннях в карналіті зустрічаються залишки солетворної рапи та газоподібні вуглеводні. Тек­стури солей масивні, шаруваті, плямисті, петельчасті, заміщення, брекчієподібні. Густина карналі-тових порід – 1600-2410 кг/м3.
Сильвінова порода (сильвініт) складається з сильвіну (КС1) – 15-40% та галіту (25-60%). Як домішки присутні ангідрит, глинисті мінерали, гематит тощо. Характерна чітка шаруватість, обу­мовлена чергуванням прошарків сильвіну, галіту і глинистого ангідриту. Колір породи визнача­ється переважно забарвленням зерен сильвіну (найчастіше молочно-білий через наявність пухірців повітря, або червоний і червоно-бурий – що обумовлено тонко розсіяним гематитом). Сильвін сут­тєво м’якіший за галіт і має пекуче-солоний смак. Утворює пласти, що за потужністю досягають десятки метрів. Густина сильвінітів – 1900-1950 кг/м3.
Породи змішаного складу
Каінітова порода на 40-70% складається з каїніту (К[С1]\М§[804]-3Н20), містить до 30-60% га­літу та невеликі домішки інших соляних мінералів (полігаліту – К2804-М§804-2Са804-2Н20, кізе­риту – М§804-Н20, лангбейніту – К2804-2М§804, карналіту – КС1М§С12-6Н20).
Глауберитова порода складається з глаубериту (Са804ІЧа2804) – 50-90%, галіту (ЧгаС1) – 1­50%, карбонатів – 3-12%, та нерозчинного в НС1 залишку – 2-15%. Порода жовтувато-бура, бура, інколи сіра, кристалічно зерниста (від тонко- до грубозернистої). Іноді в парагенезисі з глаубери-том і галітом зустрічається ангідрит. При вивітрюванні в поверхневих умовах глауберит перехо­дить у мірабіліт (N^[804] -10^0) та гіпс (Са804-2Н20).
Тверда сіль – це порода полімінерального складу, яка містить (в порядку зменшення вмісту): сильвін – КС1, каініт – К[С1] -М§[804] -3^0, полігаліт – К2804-М§804-2Са804-2Н20, кізерит -М§804-Н20, галіт та деякі інші мінерали. Цей вид соляних порід характерний для Прикарпатських соляних родовищ.
Умови утворення евапоритів
Фактори, що впливають на послідовність кристалізації мінералів евапоритів, можна об’єднати у декілька груп залежно від їх ролі у процесі солена копичення. Найбільший вплив на мінеральний склад осадків має вихідний склад розчину, з якого відбувається кристалізація солей. Наявність чи відсутність тих чи інших компонентів призводить до різного складу й відкладів, що формуються. Поряд з цим суттєвий вплив на характер осадків здійснює коливання обсягів та ритмів притоку морських та континентальних вод в солеродний басейн, а також багаторічні, річні та сезонні коли­вання температури, вологості повітря й кількості осадків. Окрім кліматичних факторів впливають на характер осадків також швидкість кристалізації солей, їх взаємодія між собою та оточуючим середовищем. Проте, найважливіший та всеохоплюючий вплив на склад соленосних товщ має ме-таморфізація природних сольових розчинів, яка полягає в направленій зміні їх складу під впливом різноманітних фізико-хімічних та біохімічних процесів регіонального та локального масштабу. Глибокі, стійкі відхилення від середнього, або нормативного, складу морської води, з яким, як з еталоном, прийнято порівнювати склад рапи сучасних та викопних соляних басейнів, називають метаморфізацією рапи.
У той же час, різноманітні геологічні процеси здатні відхилити процес солегенезу в той чи ін­ший бік, чи й взагалі перервати його на будь-якій стадії.
Механізми концентрації (накопичення). Основна маса евапоритів утворюється хімічним шляхом завдяки випаровуванню істинних природних розчинів солей в умовах жаркого клімату. При підвищенні концентрації солей у воді першими з неї починають випадати найменш розчинні з’єднання і лише в процесі продовження випаровування з розчину будуть кристалізуватися більш розчинні солі. Як показали роботи М.С.Курнакова, солі випадатимуть у певній послідовності, яка залежить від складу вихідних розчинів та температури. У загальному випадку, якщо розглядати зростання концентрації розчинів близьких за вихідним складом до морської води, послідовність кристалізації солей буде такою:
• при випаровуванні половини об’єму морської води з неї осаджується кальцит;
коли об’єм води, яка випаровується зменшиться в 5 разів, почнеться осадження гіпсу.
• після того, як залишиться тільки 10% від первинного об’єму розчину, починає осідати кам’яна сіль;
• подальша послідовність кристалізації солей буде відбуватися у такій послідовності: М§Б04—М§С12—>КС1, – при чому для початку осадження КС1 первинний об’єм морсь­кої води повинен зменшитися приблизно в 70 разів.
Проте об’єми солей, що осаджуються при випаровуванні морської води, будуть невеликими. Так, при повному випаровуванні морського басейну глибиною 8500 м, на його дні осяде шар каль­циту лише в 0,4 м, шар гіпсу в 4,8 м і шар кам’яної солі в 100 м. Тому для накопичення потужних товщ солей у сотні метрів реальним вважається механізм випаровування басейну з постійним під­живленням його новими поорціями морської води та з компенсаційним прогинанням дна. Будова соляних пластів свідчить, що етапи накопичення солей чергувались з етапами їх розчинення. Мо­жливо саме цим обумовлене утворення прошарків сульфатів, які є своєрідними залишковими утвореннями.
Осолонені лагуни та затоки, які розташовані в сухому жаркому кліматі і мають ускладнене або епізодичне сполучення з морським басейном. У таких басейнах створювалася можливість без­перервної підтримки процесу евапоритоутворення за рахунок, з одного боку, інтенсивного випа­ровування, а з іншого – надходження в евапоритовий басейн нових порцій океанічної води. Такі басейни мали різний характер і розміри. Найбільші з них мали площу в мільйони квадратних кі­лометрів і були епіконтинентальними морями (наприклад, пермський евапоритовий басейн, що займав значну частину Європейського континенту), в них могли накопичуватись потужні соляні товщі. Прикладом сучасного басейну подібного роду є затока Кара-Богаз-Гол на східному узбе­режжі Каспійського моря. За даними дослідження, виявилося, що до 1939 року із морської води осаджувався глауберит, а з того часу і до перекриття протоки наприкінці 80-х років – галіт. При цьому спостерігалася закономірність, що влітку осаджувались галіт, епсоміт і астраханіт, а взимку – мірабіліт і епсоміт; в крайових частинах затоки та поблизу протоки формувались поклади гіпсу.
Для розвитку евапоритових басейнів, що пов’язані із морськими басейнами, характерна чітка багаторівнева циклічність. На початку мезоциклу у перший, карбонатний етап хемогенним шля­хом осаджуються кальцит і доломіт. На другому сульфатному етапі накопичується гіпс (ангідрит), що перекриває карбонатну товщу. На третьму, хлоридно му етапі відбувається осадження галіту (кам’яної солі). І закінчується цикл калійно-магнезіальним етапом, в якому накопичуються калій­но-магнезіальні мінерали (сульфати та хлориди), бішофіт та борати.
На перших трьох етапах процес морського евапоритоутворення протікав у відповідній послідо­вності в басейнах різного геологічного віку. Це зумовлювалося величезним об’ємом водної маси басейну, яка мала велику «інерцію» збереження складу розчинених в ній солей і передусім суль­фатів, з яких найменш розчинним є гіпс, а з хлоридів – галіт.
Заключний калійно-магнезіальний етап розвитку евапоритових морських басейнів характеризу­вався осадженням евапоритів вже в залишкових озерних басейнах, які виникали у западинах посе­ред площ поширення галітових осадків. Залежно від типу залишкового розсолу можна виділити сульфатний (з присутністю М§Б04 в залишковому розсолі) і безсульфатний (без М§Б04) типи ка­лійно-магнезіального басейну:
- у першому випадку схема послідовності осадження К-М§ евапоритів буде наступною: кі­зерит — сильвініт — карналіт — бішофіт, які супроводжуються крім галіту мінералами, що міс­тять сульфат магнію (полігаліт, каініт, лангбейніт тощо);
- у другому – сильвініт — карналіт — бішофіт, які супроводжуються галітом. Всі комплекс­ні калійні мінерали з участю М§Б04 зникають.
Утворений кристалічний осадок евапоритових мінералів при зануренні дна басейну перекрива­ється новими осадками і поступово перетворюється на гірську породу (діагенез).
Озерно-континентальні безстічні басейни, які являли собою або великі озера, що засолоня-ються, типу Великого Солоного озера (США), або себкхи (шотти) – плоскі знижені ділянки в ме­жах арідних пустинних районів, зайняті засоленими болотами або покриті сіллю, іноді з дуже міл­ководними солоними озерами (веЬкпа-англ., фр.; впой – англ.; спой – фр.), що пересихають. Такі, наприклад шотти Північної Африки, себкхи Аравійського півострова і берегів Персидської затоки. Себкхи, розташовані на морському узбережжі, могли підживлюватись соляними розчинами, за рахунок підземного просочення та капілярного підйому морських вод в умовах інтенсивного ви­паровування.
Джерелом солей можуть бути також вулканічні ексгаляції, процеси вилуговування порід і міне­ралів при вивітрюванні, розчинення давніх покладів солей тощо. Утворені справжні розчини пере­носились поверхневими водами в безстокові западини де й випаровувались.
Деякі солі утворювались у результаті випаровування високомінералізованих грунтових вод, які піднімаються капілярами до поверхні. У результаті формуються деякі види солончаків. Засоло-нення грунтів є справжнім лихом в багатьох районах з поливним землеробством. У цьому випадку в складі солей переважають сульфати і хлориди, рідше зустрічаються карбонати і нітрати.
Діа- та епігенетичні перетворення. У процесі діагенезу під впливом циркулюючих розчинів соляні відклади можуть помітно змінювати свій мінеральний склад, піддаватися перекристалізації з утворенням кристалічнозернистих солей з гранобластовими, порфіробластовими та тектоноплас-товими структурами. Під тиском шарів, що залягають вище, сіль стає пластичною і лекго перемі­щується в об’ємі пласта, створюючи плікативні та брекчієві текстури та змінюючи потужності, а також витискується у ділянки з меншим тиском, проривають породи, що перекривають соляні то­вщі, формуючи соляні діапіри. Вивчення рідинних включень у солях засвідчило, що температура їх утворення і перекристалізації коливалася у межах від 40-50°С до 120-150°С.
Методи вивчення і практичне застосування порід
Провідним методом вивчення евапоритів є хімічний аналіз. Крім того застосовуються вивчення мінералів методами термографії, рентгенофазового та імерсійного визначення мінералів тощо. При виготовленні шліфів з розчинних мінералів (галіту) замість води користуються гасом. Необ­хідно пам’ятати, що гіпс навіть при незначному нагріванні в процесі виготовлення шліфів легко втрачає воду і переходить в напівгідрат або навіть в ангідрит. Показники заломлення гіпсу при цьому збільшуються і стають вищими, ніж показник заломлення канадського бальзаму, що може викликати труднощі при визначенні мінералуа.
Евапорити є важливою сировиною для багатьох галузей господарства. Вони широко викорис­товуються в хімічній промисловості при виробництві в’яжучих матеріалів для будівництва (але­бастр), при виготовленні високосортного паперу і інших виробництвах. Кам’яна сіль добувається як харчовий продукт (світове споживання харчової солі перевищує 1,5 млн. т в рік), а також як ва­жлива сировина хімічної промисловості для виробництва соляної кислоти, різних з’єднань хлору, натрію тощо. При цьому хімічно чистий галіт є цінною сировиною для хімічної промисловості, і не дуже придатний для харчової – в цьому випадку набагато ціннішими є різноманітні природні солі (з домішками) – в США в широкий продаж надходить понад 20 сортів солі, кожен з яких має пріоритетні способи використання (посол м’яса, риби, сиру, хлібні вироби, консервації тощо).
Калійні і калійно-магнезіальні солі в широких масштабах використовуються як важливі добри­ва в сільському господарстві і різних галузях хімічної промисловості.
Породи як корисні копалини України. Поширеність евапоритів
Маса викопних соленосних відкладів складає всього долі відсотку від загальної маси осадочних порід. Скупчення евапоритів відомі сьогодні на всіх континентах Землі (за винятком Антарктиди), найдавніші з них мають кембрійський вік. Аналіз їх стратиграфічної приуроченості показує, що масштаби накопичення евапоритів в різні геологічні епохи були різні. Особливо значні кількості евапоритів відкладались протягом кембрію, силуру, девону, пермі, тріасу, юри, крейди і неогену. Найбільш грандіозними були процеси кембрійського (Сибір, Іран, Індія, Пакистан) і пермського (Приуралля, Донбас, ДДЗ, південно-східні штати США) евапоритоутворення. Тріасові родовищавідомі в північній Африці, крейдові – в Польщі, палеогенові та неогенові – в Прикарпатті, Серед­ній Азії, Іраку, Ірані, Пакистані, Північній Америці. Сучасне соленакопичення має порівняно не­великі масштаби.
Цілком вірогідно що солі накопичувались і в докембрії, але такі відклади, скоріш за все, були знищені процесами метаморфізму. Найдавніші неметаморфізовані евапорити (гіпси, ангідрити) ві­домі в верхів’ях р. Огуе (Габон, Африка) в складі серії Франсвіль, яка залягає на кристалічних по­родах масиву Шайю (вік – 2,7 млрд. років). Вік формування серії – 2140-2050 млрд. років, тобто відповідає палеопротерозою. Вірогідно, що евапорити існували і в археї – адже відомі знахідки ан­гідритів в архейських товщах багатьох щитів, у том числі й на УЩ.
В кембрії відбувся різкий якісний стрибок в солеутворенні, що пов’язується з корінною зміною тектонічного життя Землі – появою величезних стійких платформ, синеклізи та крайові частини яких стали головним місцем накопичення евапоритів (найчастіше – регресивний рух моря на заве­ршальних етапах тектогенезу).
Іншими чинниками, що суттєво впливають на процеси солеутворення є наявність арідного клі­мату та утруднений водообмін з відкритим морем. Оптимальною є комбінація всіх цих трьох чин­ників в широкій смузі поблизу 40° північної широти, де зосереджені найбільші солеродні басейни, як давні, так і сучасні.
Серед викопних галогенних формацій різко переважають осадки морського походження. Одним з небагатьох винятків (континентальні евапорити дуже легко знищувались наступними геологіч­ними подіями) є континентальні соленосні карбонові відклади Казахстану. Решта континенталь­них відкладів евапоритів датується кайнозоєм.
Миколай Михайлович Страхов виділив 5 типів галогенних формацій:
1) Формація континентальних соляних водойм (Прикаспій, північ Казахстану, неоген Тянь-Шаню);
2) Формація лагун (водойми Сивашського типу);
3) Формація великих, далеко заходячих в межі суші, морських заток (Кара-Богаз-Гол в Казах­стані, Боккано-де-Вірилла в Перу, палеогенові солі Рейнської області ФРН, девонські солі ДДЗ);
4) Формація крайових частин епіконтинентальних морів (девонські відклади Північної Аме­рики, усольська нижньокембрійська товща на Сибірській платформі);
5) Формація внутрішньоконтинентальних солеродних морів – величезних рукавоподібних за­ток, які врізались в сушу на 1000 і більше км (пермські відклади Передуралля та Північнонімець-кої западини.
Перша з цих формацій характерна для сучасних умов та умов кайнозою, 2 і 3 – є широко поши­реними у всіх епохах; 4-5 – зустрічаються нечасто, але саме такий механізм солеутворення був ду­же поширений в пермі.