Онтогенез эвапоритов

Биологический термин «онтогенез» в минералогию ввел профессор Ленинградского Горного института Д. П. Григорьев (1961), который вслед за биологами понимал под ним изменения, претерпеваемые индивидами и агрегатами в процессе зарождения, изменения и разрушения.

Эвапориты представляют собой химические осадки, кристаллизующиеся в результате испарения (сгущения) морской или озерной воды и осаждающиеся из нее согласно увеличению их растворимости (по М. Г. Валяшко (1962): кальцит → доломит → гипс → ангидрит → галит → эпсомит → сильвин → карналлит → бораты). При этом концентрация отдельных компонентов в растворе изменяется от десятых до сотен граммов на дециметр кубический. Различия в растворимости и концентрациях, характере кривых растворения, температурном режиме, а также разнообразие природных обстановок обуславливают многообразие форм возникновения зародышей эвапоритовых минералов, их трансформацию и разрушение.

Седиментация, диагенез и катагенез эвапоритов

Хемогенные карбонаты осаждаются в виде пелитоморфного материала, который в зоне волновой активности агрегируется в оолиты (рис. 1 а, б). В морских обстановках они представлены арагонитом или высоко-магнезиальным кальцитом (Лидер, 1986), а при достаточно высоком содержании магния в растворе – доломитом, что видно на примере карбонатных пачек иренского горизонта кунгурского яруса, переслаивающихся с гипсовыми (Уткина и др., 2025). Немалое влияние на форму осаждения карбонатов оказывают и цианобактериальные маты, формирующие разнообразные строматоли-товые постройки.

Выявленные специфические структуры в карбонатах удачнинской свиты нижнего-среднего кембрия (рис. 1 в) позволяют предполагать нетипичный для седиментационных карбонатов способ образования – донный рост в виде кристаллических кор мощностью 1–7 см. В настоящее время они сложены мелкозернистым агрегатом кальцита или доломита, однако в их строении выделяются

Работа лицензирована в соответствии с CC BY 4.0. Чтобы просмотреть копию этой лицензии, посетите

.1 см

5 мм

Рис. 1. Седиментационные эвапоритовые карбонаты: а, б - тонкослоистый пелитоморфный (а) и массивный оолитовый (б) доломит (неволинская пачка иренского горизонта кунгурского яруса, Кунгурская Ледяная пещера); в - доломит, в строении которых выделяются многослойные апоарагони-товые коры, сложенные расщепленными индивидами и гнездовыми обособлениями (желтый пунктир) оолитов (верхи удачнинской свиты нижнего-среднего кембрия, г. Удачный)

слои, представленные расщепленными кристаллами, типичными для арагонита. Зафиксированные между ними цепочки линейных и гнездовых обособлений оолитов позволяют говорить как о каркасообразующей роли арагонита, так и его донном росте. Эти образования появляются в разрезе после водорос-лево-хемогенных известняков, обломочных и оолитовых доломитов, которые отражают обмеление бассейна и переход от шельфовых отложений сначала к рифовым, а затем и карбонатной платформе (шельфовой лагуне) с повышенной соленостью.

В настоящее время в морских условиях арагонит осаждается в районе Багамских островов, Персидском заливе, Мертвом море в виде игольчатых кристаллов размером несколько микрон (Лидер, 1986). Представляется, что кристаллизация изученного арагонита происходит не столько из-за ингибирующего действия ионов магния, блокирующих рост кальцита, сколько из-за высокой температуры рапы в пересыщенном мелководном бассейне с повышенной концентрацией стронция. Максимальное содержание последнего в соленой воде отвечает смене доломитовой садки гипсовой (Виноградов, Боровик-Романова, 1945).

В диагенетическую стадию эвапоритовые карбонаты могут частично или полностью перекристаллизоваться, однако наиболее значимые изменения происходят на стадии катагенеза, когда карбонатные толщи взаимодействуют с растворами различной мине- рализации. Примером проявления такого процесса могут служить Саткинские магнезитовые месторождения (Крупенин, 2025), сформировавшиеся за счет миграции захороненных магниевых рассолов через ри-фейские доломитовые толщи. Структурнотекстурный анализ (рис. 2) показывает, что формирование большинства магнезитовых индивидов связано с диффузией восходящих вод, приведшей к образованию прожилков перекристаллизации гребенчатого строения с субвертикальной ориентировкой растущих снизу вверх индивидов. Этот процесс осложнялся как послойной инфильтрацией растворов, благоприятные условия для которой обусловлены тонкослоистым строением протолита, так и нисходящими водными потоками (в пределах отдельных слоев и их пакетов), связанными с расслоением толщи в результате замещения доломита магнезитом с меньшим (на 11,5 %) объемом элементарной ячейки. За счет разнонаправленной инфильтрации растворов возникли участки с двумя преобладающими направлениями ориентировки индивидов магнезита. Строение магнезитовых пород осложнено крупными метакристалламим и сферолитами, сформированными в результате локальной перекристаллизации, полостями выщелачивания с последующей инкрустацией, а также послойными сдвиговыми синрудными деформациями, приведшими к появлению «бурундучной» текстуры.

Рис. 2. Особенности строения магнезитовых пород Саткинской группы месторождений: а, б - метакристаллы магнезита, образованные из восходящих (]), послойно ( ^ ) мигрирующих диффузионных растворов и зонах отслоения ([); в - интерференционный рисунок, связанный с различной ориентировкой индивидов магнезита, образованных при послойной и поперечной инфильтрации; г - метасоматические сферолиты; д - былая полость выщелачивания с некарбонатным материалом на дне и магнезитовой инкрустацией на стенках; е - «бурундучная» текстура, сформировавшаяся на фоне послойных сдвиговых деформаций. Масштабная линейка равна 5 см

Исследование сульфатных пачек кунгурского и уфимского ярусов Пермского Прикамья позволило (Уткина и др., 2025) реконструировать седиментационный цикл: от постепенного увеличения минерализации рапы до ее опреснения, связанного с привносом в бассейн поверхностными водами глинисто-карбонатного материала (рис. 3). В условиях относительно низкой минерализации на дне бассейна кристаллизовались крупные (до 30 см) параллельно-шестоватые агрегаты, состоящие из сдвойникованного гипса. Схожие агрегаты гипса длиной 0,1–7 м отмечены и в четвертичных отложениях соляного озера Марион (Австралия) (Warren, 1982). Последующее пересыщение вод привело к массовой садке тонкозернистого гипсово-го/бассанитового материала с ярко выраженной слоистой текстурой.

Появление в осадке глинисто-карбонатного материала способствовало пространственной перегруппировке сульфата с образованием диагенетических тонкозернистых желваков ангидрита изометрич-ной или коралловидной формой. В осадке, полностью состоящем из глинисто-карбонатного материала, на стадии диагенеза из поровых вод образуются желваки ангидрита и метакристаллы гипса.

В условиях жаркого климата диагенетические агрегаты пойкилитового гипса формируются в зоне капиллярного поднятия и испарения минерализованных вод, известные как пустынные розы, или «репетекский гипс» (Шванов, 1987). Таким же образом могут формироваться гнезда и целые горизонты сульфатных и хлоридных солей (мирабилит, тенардит, эпсомит, галит и др.). В условиях гумидного климата за счет такого механизма в почвах формируются скопления и целые горизонты, сложенные микронными волокнами кальцита (Verrecchia, Verrecchia, 1994).

Рис. 3. Генерализированный тренд осаждения сульфата кальция (снизу-вверх) в пределах седиментационного цикла кунгурского и уфимского ярусов Пермского Прикамья: а - донные двойники кристаллов гипса; б - слоистый агрегат гип-са/ангидрита; в - изометричные и коралловидные желваки диагенетического ангидрита с интерстициальным глинисто-карбонатным материалом; г - диагенетические желваки ангидрита и метакристаллы гипса в мергеле. Масштабная линейка равна 10 см

Попытки генетической типизации галитовых осадков предпринимались неоднократно (Гаркема, 1894; Валяшко, 1952; Warren,

2016). Анализ литературных данных, особенностей морфологии зерен галита, а также положение в годовом седиментационном цикле позволяют говорить о том, что кристаллизация галита происходит на поверхности и внутри рапы, на дне бассейна, в том числе в условиях активной волновой деятельности, а также внутри осадка (рис. 4).

На границе раздела «воздух – рапа» кристаллизуются так называемые «лодочки» – скелетные реберные воронкообразные кристаллы квадратной (реже дитригональной) формы размером до 10 см. Их образование на поверхности насыщенного раствора отмечалось еще Д. И. Менделеевым в 1869 г. В первозданном виде они хорошо сохраняются при погружении в глинистый или глинисто-карбонатный осадок. В соляном осадке под тяжестью вышележащих отложений они раскалываются, уплотняются и слагают слои незначительной мощности из субпараллельно ориентированных обломков.

Образование зародышей в толще рапы во взвешенном состоянии за счет пересыщения рассола в холодное время года предполагается для мелких зерен галита (Уразов, 1932), которые, погружаясь на дно, слагают зернистую соль. В западной литературе их называют кумулятивными образованиями (Lowenstein, Hardie, 1985).

Кристаллизация галита на дне солеродного бассейна была обоснована В. А. Вахрамеевой (1956) для друзовидных агрегатов и щеток, сложенных крупными (до 3–7 см) кристаллами, характеризующимися зональным строением за счет газово-жидких включений вдоль плоскостей роста. Эти образования называют «перистым», или «шевронным, галитом». На Верхнекамском месторождении выделяется два типа донного галита (ранний серый и поздний белый), которые, как правило, разделены тонким (до 2 мм) слойком глинистого материала. Их образование связывается с ростом в летний период (Уткина, Чайковский, 2026) и отмечается во всех современных соляных озерах.

В условиях активной волновой деятельности зерна галита обрастают новыми слоями и формируют оолиты и пизолиты (Tekin et al., 2007). В настоящее время они фиксируются в прибрежной зоне Мертвого моря и Нидерландских Антильских островов.

Рис. 4. Морфологические типы кристаллов и агрегатов галита: а-в - «лодочки», образовавшиеся на поверхности водоема (а), затонувшие га дне (б) и их отпечатки в мергеле (Верхнекамское месторождение, разрез «Чусовская стрелка»); г - пизолиты (Мертвое море), сформированные за счет концентрического роста в гидродинамически активной среде; д-е - основные генетические типы галита Верхнекамского месторождения (ДГс - донный галит серый; ДГб - донный галит белый, КГ - кумулятивный галит); ж-и - метакристаллы, выросшие в осадке (ж - коралловидные постройки; з - одиночные в ангидрите; и - скелетные в мергеле) (Верхнекамское месторождение солей). Масштабная линейка равна 1 см

Рост в сульфатном или глинисто-карбонатном осадке предполагается для метакристаллов. В случае незначительного количества несолевого материала растущие кристаллы галита «раздвигают» осадок и приобретают многоэтажную и расщепленную коралловидную форму. В зернистой ангидритовой «каше» растущие метакристаллы приподнимают кровлю и формируют по бокам пойкилитовые «хвосты». В малопрони- цаемом глинистом субстрате гладкогранные метакристаллы могут со временем перерастать в скелетные.

Исследование современных водоемов, в том числе техногенных, показывает, что галит может кристаллизоваться и в аэральной обстановке из капиллярной пленки поступающего снизу рассола (высолы). Он представлен кристаллами и щетками, иногда с оплывшей поверхностью. В субаэральной и мелководной обстановках происходит криогенная кристаллизация гидрогалита (Чайковский, Долгих, 2007) в виде кристаллических кор, плотин (гур), примыкающих к берегу корок дендритовидного строения на поверхности мелких водоемов, а также игольчатых кристаллов, врастающих в снег из капиллярных растворов (рис. 5). Схожесть с последними характерна для мирабилита, образующегося в холодное время года на мелководье соляного озера в Юньчэне провинции Шаньси на севере Китая. Все эти обособления, формирующиеся в аэральных условиях, являются сезонными (эфемерными) и не образуют каких-либо залежей. Однако в континентальных озерах в присутствии льда откладываются залежи криогенных кумулятивных минералов-кристаллогидратов. Это сода Na 2 CO 3 10H 2 O, мирабилит Na 2 SO 4 10H 2 O, гидрогалит NaCl 2H 2 O, MgSO 4 ^12H 2 O, антарктицит СаCl 2 6H 2 O (Кашкаров, 1956). В течение зимы мощность формирующейся залежи кумулятивного мирабилита в озере Селитренное (с управляемым водопритоком из озера Кучук) достигает более метра.

Образование сильвина в техногенных бассейнах отмечено на затравках в виде октаэдрических и кубооктаэдрических кристаллов, на поверхности рассола – в виде игольчатых кристаллов (Чайковский и др., 2006), однако в природе реализуется только один механизм – зарождение микрокристаллов в толще рапы при снижении ее температуры в осеннезимнее время с формированием кумулятивного осадка (рис. 6). Такой же механизм используется для галургического извлечения хлорида калия из рассола (Уразов, 1932).

В толще Верхнекамского месторождения зафиксированы разнообразные формы выделения карналлита. «Бочонковидные» кри- сталлы, формирующие щетки и друзовидные агрегаты, связывались В. А. Вахрамеевой (1956) с донной кристаллизацией в весеннелетнее время. Анализ структур и их положение в годовом слое позволили выделить еще несколько типов карналлитовой минерализации. Установлено, что в процессе роста донные «бочонковидные» кристаллы могут расщепляться и перерастать в древовидные агрегаты. Мелкозернистые карналлититы, залегающие ниже зимнего кумулятивного галита, также связываются с формированием зародышей в толще рапы при ее охлаждении. Выявленные разноориентированные фрагменты кор шестоватого строения сопоставляются с корочками карналлита, сформированными на поверхности рапы и затем регенерированными на дне. Предполагается, что различно ориентированные пластинчатые (до 2 см) кристаллы с пинакоидальным габитусом, зафиксированные в кумулятивном мелкозернистом галите, представляют собой метакристаллы, сформировавшиеся на стадии диагенеза.

В процессе взаимодействия карналлитовых пластов с восходящими элизионными или нисходящими лагунными водами, которые характеризуются относительно низкой минерализацией, происходит вынос магния и образование вторичных (апокарналлитовых) сильвинитов. На Верхнекамском месторождении это пестрые сильвиниты, принимающие участие в строении куполообразных зон выщелачивания, а на Гремячинском и Пет-риковском месторождениях Прикаспия – верхние части карналлитовых пластов. Образовавшиеся хлор-магниевые растворы выщелачивания, отжатые в вышележащую толщу доломитов Гремячинского месторождения, приводят к образованию специфических серпентин-магнезитовых метасоматитов.

Эвапориты в эндогенном процессе

Практически все гидротермальные месторождения золота, меди, свинца, цинка сформировались из хлоридных растворов, однако их связь с эвапоритами далеко не очевидна. Более явная связь с эвапоритами отмечена в различных месторождениях ВосточноСибирской платформы и ее обрамления.

Рис. 5. Эфемерные хлориды и сульфаты: а-в - криогенный гидрогалит, кристаллизующийся из рассолов, разгружающихся из под отвала БКРУ-1 (а - коры и гуры, б - игольчатые кристаллы, врастающие в снег из капиллярных растворов, в - корочка с дендритовидным строением на поверхности водоема,); г - криогенный мирабилит, кристаллизующийся на дне и дорастающий из капиллярной пленки на мелководье соляного озера в Юньчэне (провинции Шаньси, Китай; фото агентства Синьхуа); д - толща отложившегося зимой криогенного кумулятивного мирабилита (Селитренное озеро, Алтай); е, ж - кристаллы-высолы галита, на берегу соленого ручья. Масштабная линейка равна 20 см

Изотопный состав серы магматических сульфидов норильской группы месторождений сопоставим с таковым осадочных ангидритов, присутствующих во вмещающей толще, что указывает на связь оруденения с ассимиляцией эвапоритов (Годлевский, Гриненко, 1963). Ангидрит присутствует в виде кристаллов и ксенолитов в самих магмати-тах, рудах (сидеронитовых) и гидротермальных образованиях.

В кимберлитовой трубке Интернациональная, прорывающей нижнекембрийские эвапориты, зафиксированы различные взаи- моотношения с каменной солью и галитом, что отражает их длительное взаимодействие: от инъекционной стадии до гидротермальной (рис. 7). Вероятно, наиболее ранним является внедрение кимберлитового материала в размягченную за счет нагрева каменную соль в виде неправильных апофиз и сгустков. Присутствие каменной соли в кимберлитовой трубке в виде остроугольных ксенолитов говорит об отсутствии реакционных взаимоотношений между ними и чисто механическом захвате.

Рис. 6. Типичные агрегаты сильвина (а) и карналлита (б-г) Верхнекамского месторождения. Буквами обозначены: КС - кумулятивный сильвин, ДГс - донный галит серый, ДГб - донный галит белый, КГ - кумулятивный галит, ДК - донный карналлит, КК - кумулятивный карналлит, РКП - корочки карналлита, сформированные на поверхности рапы, затонувшие и регенерированные на дне и в осадке; МК - метакристаллы карналлита. Масштабная линейка равна 5 см

Наиболее поздний галит выполняет интерстиции между кимберлитовыми автолитами, а также усадочные трещины сколовой природы, что отражает его кристаллизацию из водных растворов. В каменной соли на удалении от кимберлитовой трубки выявлено присутствие диагенетических метакристаллов кварца, целестина и кургантаита (CaSr[B 5 O 9 ]Cl∙H 2 O). При термальном и флюидном воздействии кимберлитов на каменную соль за счет последнего формируются новые бораты: железистый ссайбелиит (Fe,Mg)BO 2 (OH), екатеринит Ca 2 (B 4 O 7 )(Cl,OH) 2 ∙2H 2 O и попугаеваит Ca 3 [B 5 O 6 (OH) 6 ]FCl 2 ∙8H 2 O, что отражает обо-гащенность посткимберлитовых растворов

Ca, Mg и F (Зубкова и др., 2020; Pekov et al., 2025).

Образование Ангаро-Илимских месторождений железных руд, связанных с трапповыми трубками взрыва, обусловлено взаимодействием базальтовой магмы с толщами кембрийских эвапоритовых доломитов, их термальной диссоциацией с выделением углекислого газа, превращением расплава в газово-пепловый флюид и формированием диатрем, выполненных туфовым материалом (Фон-дер-Флаас, 1993). На месторождениях встречены и открыты новые минералы бора (екатеринит, стронциохильгардит, шабынит), связанные с его поступлением из галогенных толщ (Малинко и др., 1980, 1981; Перцев и др., 1980).

Рис. 7. Взаимоотношения кимберлита, каменной соли и галита ( в трубке Интернациональная: а -обособления кимберлита (Кмб)в каменной соли (Кс); б - автолиты кимберлита, сцементированные галитом (г); в - трещины усадки в кимберлите, залеченные галитом; г - ксенолит каменной соли с новообразованным екатеринитом (Е); д -сферолитовые корки екатеринита; е - прожилок с попуга-еваитом (П), галитом и екатеринитом; ж - сферолиты железистого ссайбелиита (Fe-сс)

Эвапориты в гипергенном процессе

Принято считать, что эвапориты не выветриваются, а сразу растворяются, что провоцирует проявление карста. Однако это не всегда так. Практически все месторождения гипса являются продуктами выветривания (гидратации) ангидритовых толщ (Страхов, 1963).

В кровле соляных залежей и куполов образуются кепроки (остаточные гипсовоглинистые шляпы), в которых формируются так называемые «элювиальные» месторождения боратов (Еремин, 2007). Отмечаемая в них сверху вниз зональность по разрезу

(кальциевые → калиевые → магниевые) говорит о явном проявлении катионной дифференциации, отражающей значительное химическое преобразование боратов в коре выветривания, изначально рассеянных в нижележащих солях.

Через промежуточное и нередко довольно устойчивое состояние (доломитовая и гипсовая мука) происходит выветривание карбонатных и сульфатных эвапоритов. На примере Казаковской горы (Пермский край) (рис. 8) зафиксировано поэтапное выветривание пелитоморфных доломитов: образование решетки доломитовых прожилков перекристаллизации → выщелачивание пелито-

Рис. 8. Последовательность гипергенного изменения пелитоморфных доломитов тюйской и нево-линской пачек иренской свиты кунгурского яруса (Казаковская гора, Пермский край): а - образование доломитовых прожилков перекристаллизации; б, в - начальное и полное выщелачивание пелитоморфного доломита; г - брекчия уплотнения; д, е - инкрустация гипергенным флюоритом. Масштабная линейка равна 10 см

морфного доломита с образованием ячеистой породы → уплотнение и цементация прожилкового каркаса с образованием плитчатых брекчий, иногда даже с гипергенной флюоритовой минерализацией (Чайковский и др., 2010).

Заключение

Мощности годовых слоев арагонита удачнинской свиты (1–7 см), солей Верхнекамского месторождения (1–30 см), мираби- лита в озере Селитренное (более метра) являются ярким примером лавинной седиментации, на несколько порядков превышающей таковую в терригенных осадках, и свидетельствуют о неординарности эвапоритового породообразования. Оно проявляется в многообразии механизмов образования зародышей эвапоритовых минералов: в виде «лодочек» и корок на поверхности водоема, в толще рапы, на дне (в том числе в условиях активной волновой деятельности), а также внутри осадка. Различие текстурных типов солей на месторождениях может говорить о преобладании на них разных механизмов отложения.

Эвапориты активно трансформируются при взаимодействии с магматическими комплексами и вовлекаются в процесс эндогенного минералообразования, что видно на примере магнезиальных скарнов Слюдянки, кимберлитовых трубок Якутии, АнгароИлимских железорудных месторождений, медно-никелевых руд Норильского района.

Изменение эвапоритовых толщ при миграции через них маломинерализованных вод или рассолов за счет выщелачивания, метасоматоза или гидратации приводит к формированию промышленных залежей апокарналлитовых сильвинитов, аподоломи-товых магнезитов, апоангидритового гипса.

Разрушение эвапоритов провоцирует не только расцементацию остаточного материала (доломитовая и гипсовая мука), но и химическую перегруппировку вещества с образованием доломитовых брекчий, залежей флюорита и боратов.

Исследование выполнено в рамках государственного задания «Процессы рудообра-зования и гипергенной трансформации эвапоритов Пермского Предуралья», рег. №НИОКТР 124020500052-9