Некоторые типы спелеотем и кристалломорфология кальцита сталактитов в Киндерлинской пещере (Республика Башкортостан)

Пещера Киндерлинская — самая значительная по перепаду глубин пещера Урала, вторая по длине пещера Башкортостана. Находится в Гафурийском административном районе, в верхней части правого склона долины р. Киндерля, в её устьевой части [9]. Впервые Киндерлинская пещера была поставлена на учет сотрудниками экспедиции особого назначения, посетившими ее привходовую часть в 1942 г. [6]. Затем она была упомянута Г. В. Вахрушевым [1] как «снежно-ледяная пещера в Гафурийском районе на речке Киндерле». Активное спелеологическое изучение пещеры было начато в 1974 г. спелеологической секцией г. Стерлитамака под руководством А. С. Андреева. В дальнейшем экспедициями по исследованию пещеры руководили уфимские спелеологи Г. И. Иванов, Р. М. Низамутдинов,

И. Счастный, И. Зарипов, Н. И. Рычагова, Н. С. Лазарев.

Пещера Киндерлинская расположена на западном склоне горы Алатау (западное крыло антиклинальной структуры, угол падения пород около 8е на запад). Пещера представляет собой наклонно-горизонтальную систему галерей и ходов в северном, северо-восточном, западном и северо-западном направлениях, на четырех гипсометрических уровнях [4, 9]. Фа-менский ярус верхнего девона (D3fm), в котором заложен основной объем полостей пещеры, во внешней зоне складчатости и краевом прогибе сложен известняками и доломитами, местами с редкими прослоями аргиллитов, мергелей и линзами кремней [2]. По состоянию на ноябрь 2010 г. протяженность пещеры 9113 м, амплитуда 215 м [5]. Вход в пещеру находится в средней части правого склона доли ны р. Киндерля, правого притока р. Зилим, в основании скального обнажения, на высоте 94 м над уровнем р. Зилим. Он имеет форму трапеции размером 12.0x7.0 м и обращен на юг. Вход образовался в результате провала одной из пещерных полостей. Здесь находится одна из самых мощных многолетних наледей на Урале. В левой части наледи есть колодец глубиной 12 м, ведущий в полость подледного таяния [4].

Минеральное разнообразие пещеры невелико. В основном это кальцит, гипс, гётит, гематит, кварц, каолинит. Как и во всех пещерах карбонатного карста, в пещере представлены различные кальцитовые спелеотемы (сталактиты, сталагмиты, натечные коры, драпировки, флаги, пещерный жемчуг), зачастую проявляется ожелезненные, так называемые «красные» сталагмиты. Наблюдения пока-

зали широкое морфологическое разнообразие кальцитовых спелеотем. У входа в пещеру в специфических микроклиматических условиях и капеже инфильтрационной воды, в нишах стен на разных гипсометрических уровнях и на полу близ стен необычно широко развит кальцитовый пещерный жемчуг (рис. 1). Пещерный жемчуг — один из типов натёчных образований в карстовых пещерах. Его иногда ошибочно считают криогенным образованием [3, 11]. Он представляет собой шарики кальцита, которые образуются медленной кристаллизацией карбоната кальция на зародыше (песчинке) при постоянном вращении шариков в луже и испарении воды в условиях капельного питания. Мелкий (2—3 мм) и средний (5—7 мм) пещерный жемчуг имеет идеальную шаровидную форму. Крупные зерна (до 10 мм) имеют неправильную, уплощенную или эллипсоидальную форму. В шлифе под микроскопом видно, что жемчужины сложены плотно сросшимися мелкими (первые десятки микрон) зернами кальцита; проявляется концентрически-зональ-ное строение жемчужин (рис. 1, б), связанное, по-видимому, с сезонными изменениями состава раствора.

Интересные наблюдения над ростом сталактитов-соломинок, а также геликтитов проведены в Ручейном ходе Киндерлинской пещеры (рис. 2). Трубчатое тело сталактита формируется удлиненными скаленоэдричес-кими и ромбоэдрическими кристаллами кальцита. Боковая поверхность кристаллов искривлена, а головка хорошо огранена.

Для более точного кристаллографического описания рассмотрим мор фологию кальцита подробнее. Кальцит принадлежит к кристаллическому классу 3 m и имеет пространственную группу Юс. Он демонстрирует исключительное богатство простых форм. История исследования морфологии кальцита началась с Роме де Лиля, опубликовавшего свое «Кристаллографическое эссе» в 1772 г. [10], гораздо раньше, чем была установлена структура кальцита В. Л. Бреггом в 1914 г. Поэтому традиционно выделяются два типа установки кальцита — структурный и морфологический. Браве и Миллер предложили также разные формы представления элементарной ячейки — гексагональную и ромбоэдрическую. На сегодня существуют четыре варианта установки кальцита, и любую плоскую грань кристалла можно обозначить четырьмя различными способами [8]. Важнейшим моментом в выборе установки является свойство спайности кальцита. По кристаллографической традиции особо выделяющейся в морфологии кристалла простой форме присваивают наименьшие индексы. Для кальцита это ромбоэдр спайности. В морфологической установке,Браве ромбоэдр имеет индексы {10 1}, а в морфологической установке Миллера — {100}. Однако призматическая гексагональная морфологическая ячейка Браве в отличие от ромбоэдрической ячейки Миллера соответствует наиболее часто используемой для тригональных кристаллов форме элементарной ячейки, хотя и сокращена в четыре раза по оси Z по сравнению со структурной ячейкой. Поэтому при описании морфологии кальцита чаще принято пользоваться морфологической ячейкой Браве.

П. Грот выделил 9 обобщенных простых форм кальцита (табл. 1) [8]. Фундаментальной областью структуры кальцита, согласно точечной группе симметрии, является стереометрический сектор размером п/3 стерадиан. Его можно выделить разными способами. А. В. Шустов предложил фундаментальную область кальцита, выделяющуюся на сфере проекций сферическим треугольником, две вершины которого отражают оси второго порядка, а третья — ось третьего порядка структуры [8]. В пределы этой фигуры проецируются нормали к граням положительных ромбоэдров и скаленоэдров, на сторонах и вершинах треугольника расположены пинакоид, гексагональные бипирамиды и призмы всех видов. Однако если поместить в фундаментальную область только положительные простые формы, области отрицательных форм можно описать только с привлечением представлений о цветной симметрии, и элементов симметрии точечной группы 3 m кальцита становится недостаточно. Компактный способ описания морфологии кальцита в соответствии с точечной группой предполагает иной вариант выделения фундаментальной области. Для этого ребра трехгранного телесного угла, составляющего п/3 стерадиан, следует направить по оси третьего порядка [0001] и векторам [1010] и [0110], лежащим в плоскостях зеркальной симметрии структуры. Данный вариант выбора фундаментальной области представляется более удачным, поскольку на кристаллографической проекции в рамках минимального телесного сектора будут представлены все морфо-

Рис. 1. Пещерный жемчуг: а) в естественных условиях — в верхней нише Киндерлинской пещеры (фото О. Я. Червяцовой); б) шлиф под микроскопом (фото Д. С. Потапова)

Рис. 2. Капли раствора на сталактитах-соломинках (а, б, в) и геликтит (г) в Ручейном ходе Киндерлинской пещеры. Макрофото О. Я. Червяцовой

Обобщенные простые формы кальцита

Таблица 1

Простая форма	Общий случай	Пример	Кол-во форм
Пинакоид	{0001}	{0001}	1
Гексагональная призма I рода	{ЮН)}	{ЮТО}	1
Гексагональная призма II рода	{1120}	{1120}	1
Дигексагональная призма	Vh.kTh+kyy',	{2130}	CO
Ромбоэдр положительный. Спайный,	<к.0ИД	<ЮТ1},	1
острый, тупой		{2021}, {1012}	co
Ромбоэдр отрицательный	VO.hM	{0221}, {0112}	co
Острый, тупой
Гексагональная бипирамида	Vh.h2Vil\	{1121}	00
Дитригональнай скаленоэдр	^•Ш + кУ^	{4265}	co
положительный	h>k
Дитригональнай скаленоэдр	^h.kXh + к)Д	{1232}	GO
отрицательный	h

логически неэквивалентные положительные и отрицательные простые формы кальцита. В этом случае могут быть также максимально полно представлены структурно важные зоны кристалла кальцита, определяющие его форму в тех или иных условиях роста (рис. 3).

На составленной нами гномонической проекции форм кальцита (рис. 3) представлены грани, попадающие в сектор предложенной фундаментальной области. Штрих-пунктирными линиями показаны наиболее заселенные зоны кристаллографических простых форм кальцита по обобщающей сводке Г. П. Витлока (Whitlock H. P.) [12], в которой указаны формы кристаллов кальцита из месторождений и проявлений Америки, а также приведенные в «Атласе кристаллических форм» В. Гольдшмидта и «Системе минералогии» Дж. Д. Дэна. В работе Г. П. Витлока [12] перечислены 300 «достоверных» простых форм кристаллов кальцита и указано более 100 редких, отнесенных к «недостоверным». Современные литературные источники [8] ограничиваются обычно перечислением только первой сотни часто встречающихся простых форм, ссылаясь на работы В. Гольдшмидта или Дж. Д. Дэна. Несомненное достоинство монографического описания Г. П. Витлока [12] заключается в том, что с помощью обширной статистики феноменологически выявляются структурно важные кристаллографические зоны кальцита, отражающие особенности взаимодействия кристалла со средой кристаллизации. Нам представляется, что именно кристаллографические зоны, проявляющиеся в морфологии кальцита, в первую очередь важны для минералогии.

Традиционное выделение многочисленных простых форм кальцита обусловлено не столько их «реальным» кристаллографическим значением, сколько тем обстоятельством, что вся школа классической кристаллографии, основанная на представлениях о равновесных плоскогранных полиэдрах, требует искать и видеть в часто округлых поверхностях растущего или растворяющегося кристалла фрагменты плоских участков. Однако важное кристаллографическое значение имеют только некоторые плоскогранные простые формы. Многообразие плоскогранных форм кальцита связано с тем, что на заключительных квазиравновесных ста-

Рис. 3. Гномоническая кристаллографическая проекция фундаментальной области кальцита. Темным цветом показана область положительных простых форм. Плотно заселенные структурно важные зоны: 1 — положительных ромбоэдров, 2 — отрицательных ромбоэдров, 3 — бипирамид, 4 — положительных скаленоэдров, 5, 6 — отрицательных скаленоэдров, 7, 8, 9 и др. — смешанных скаленоэдров

диях кристаллизации или растворения кальцит приобретает форму в соответствии с предельным термодинамическим принципом минимума поверхностной энергии и ограняется фрагментами плоских граней. Но появляющиеся при этом мелкие грани не отражают особенности роста, а соответствуют локальному минимуму свободной энергии при данном облике кристалла. При этом первичные криволинейные неравновесные динамические формы кристаллов, являющиеся результатом взаимодействия кристалла со средой, не в меньшей степени отражают особенности структуры [7]. Криволинейные формы кристаллов при росте или растворении описываются поверхностями второго порядка. Заметим, что плоские грани также относятся к поверхностям второго порядка, а приближение кристалла к равновесию, в ходе которого формируются плоские грани, представляет тоже особый неравновесный процесс.

Можно утверждать, что в кристаллографии кальцита более значительную роль играют не плоскогранные простые формы (за редким исключением), а кристаллографические зоны. Зона обозначает неравновесную поверхность эллиптического цилиндра, возникающую в определенных неравновесных условиях роста и растворения [7]. Поэтому статистически выявленные кристаллографами XVIII—XX веков структурно значимые зоны простых форм кальцита [12, 8] представляют на сегодня исключительный интерес. На рис. 3 представлены структурно важные зоны кальцита, построенные по данным Г. П. Витлока [12], которые в полной мере отражают группу симметрии кристалла. Так, среди наиболее заселенных выделяется только одна нецентральная зона положительных скаленоэдров 4, но для отрицательных скаленоэдров можно указать две наиболее заселенные нецентральные зоны 5 и 6. Расположенные наискосок зоны смешанных скаленоэдров 7—10 не ограничены приведенными и продолжаются в область больших полярных углов р. По данным Г. П. Витлока [12], таких зон можно построить не менее десяти. Нецентральные зоны смешанных скаленоэдров, выходя за пределы фундаментальной области, стыкуются с другими зонами — например, смешанная зона 7 непрерывно продолжается в виде зоны положительных скаленоэдров 4 (рис. 3). Важно отметить, что непрерывность переходов между зонами наблюдается по всему кристаллу, но на плоскостях зеркальной симметрии плотность заселения простыми формами, как правило, качественно меняется. Например, зона 6 отрицательных ромбоэдров переходит в смешанную зону 10, но плотность заселения формами уменьшается на порядок. Так же более плотно и однородно заселенная зона 7 переходит в менее заселенную зону 4.

На примере кальцита пещеры Киндерлинской можно убедится, что в сталактитах и геликтитах кальцит растет поверхностями эллиптического цилиндра, на острие часто ограня-ясь положительными ромбоэдрами. На кристаллах (рис. 2, а) выявляется криволинейная поверхность, совпадающая со слабозаселенной центральной зоной положительных скаленоэдров 11 (рис. 3), простирающаяся от пинакоида (0001) до призмы (2130). Зона начинается предположительно с плоской сетки (2131), которая, перемежаясь с другими формами, например (6281), формирует штриховку. Головка огранена ромбоэдром (4041). Кристаллы кальцита в другой капле (рис. 2, б) образуют криволинейную цилиндрическую поверхность, совпадающую с исключительно слабозаселенной смешанной зоной 12 (рис. 3). При этом головка огранена положительным скаленоэдром (21 1), и вся криволинейная поверхность кристалла приходится на область острейших положительных скаленоэдров. Наиболее выдающиеся вперед (вниз) кристаллы кальцита (рис. 2, в) демонстрируют криволинейные поверхности цилиндра, приходящиеся на участок зоны положительных ромбоэдров

(зона 1, рис. 3) от (4041) до (8081). Головки некоторых кристаллов, находящихся в менее выгодных условиях питания (в центре капли), огранены ромбоэдром (2021). Идеализированные формы кристаллов представлены на рис. 4.

Поверхность геликтита (рис. 2, г) сложена кристаллами кальцита с выпуклыми поверхностями, близкими к тому же положительному скаленоэдру (2131). Об этом говорит продольное ребро, расположенное посередине кристалла, и мелкие боковые гранки. Угол заостренной части немного туповат для указанного скаленоэдра, и его можно интерпретировать как более тупой положительный скаленоэдр (2132). Однако в данном случае поверхность кристаллов имеет двойную кривизну (эллипсоид), и ее можно сложить плоскими сетками целого поля только положительных скаленоэдров.

Сталактиты-соломинки формируются в спокойных условиях, в отсутствие воздушных потоков, и их рост лимитируется скоростью испарения капающей воды, скоростью трансформации бикарбоната в карбонат и скоростью её притока. Геликтиты растут в тех же самых микроклиматических условиях, но в тонких пленках раствора, при высоких концентрациях и малом дебете.

Таким образом, рост удлиненных кристаллов кальцита в каплях на сталактите при относительно невысоких пересыщениях происходит поверхностями цилиндра, а геликтиты при высоких пересыщениях демонстрируют поверхности эллипсоида. Замечено также, что поверхности принадлежат только области положительных простых форм, и чем ниже пересыщение — меньше скорость испарения (и трансформации) и больше дебет минерализованного раствора — тем более тупые простые формы ромбоэдров и скаленоэдров появляются на головках кристаллов. По-

Рис. 4. Идеальные формы кристаллов кальцита (а, б, в), близкие к формам реальных кристаллов в сталактитах, изображенных на рис. 2, а, б, в

этому индикаторами пересыщения раствора можно считать простую форму, слагающую головку кристалла кальцита, и плоскую сетку, с которой начинает формироваться округлая поверхность кристалла, представляющая определенную кристаллографическую зону.

Авторы благодарны сотруднику государственного заповедника Шулъ-ган-Таш О. Я. Червяцовой за наблюдения и фотографии.