Wiaczesław Andrejczuk Вячеслав Андрейчук
жүктеу/скачать 15,58 Mb. Pdf көрінісі
|
| Глава 3. Геология пещеры
Общие особенности геологического строения района пещеры описаны в предыдущей главе. Ниже, более детально охарактеризованы породы части геологического разреза, непосредственно вмещающие пещеру или пространственно ограничивающие ее (рис. 3.1).
1 - Голоцен (QIV). Темно-серые лесные почвы, 2 - 3 : Средний плейстоцен. Отложения III (Q 1-2IIal ) и IV
(О 3-4IIal
) надпойменных террас Прута: суглинки (2), пески, гравийно-галечные отложения (3), 4-5: Неогеновая система. Верхний бадений (N 1 bd
: глины аргиллитоподобные (4) с прослоями песчаников и известняков (5), 6-7: Средний бадений (N 1 bd
: известняки серые, плитчатые, скрытокристаллические (6), гипсы коричневато-серые и серые, крупно -, средне-, мелко- и скрытокристаллические (7), 8 - Нижний бадений (N 1 bd 1 ): мергели зеленовато-серые, плотные, 9-10: Меловая система. Сеноман: известняки голубовато-серые, афанитовые, алевритистые (K 2 S 2 ) (9), песчаники голубовато-серые, глауконито- кварцевые (K 2 S 1 ) (10), 11 - карстовые воды, 12 - карстовые полости и отложения в них 3.1. Подстилающие породы Вмещающие пещеру гипсы на участке пещеры залегают на поверхности невыдержанного по простиранию слоя маломощных (0-4 м) зеленовато - серых мер гелей нижнего бадения (N 1 bd
- барановские слои). Мергели слоистые тонкозернистые, алевритистые, сильно трещиноватые. Карбонатность их составляет 43
55-65 %, содержание кремнезема колеблется от 15 до 40%. Во многих случаях слой мергелей размыт и гипсы лежат непосредственно на поверхности меловых пород. Мергели залегают со стратиграфическим несогласием на размытой поверх ности известняков верхнего подъяруса сеномана (K 2 s
- верхний мел). Известняки серые, трещиноватые, с афанитовой структурой. Мощность известняков 3-5 м. В нижней части они содержат значительное количество примесей - глинистых частиц, зерен кварца, глауконита, придающих породе голубовато-серую окраску. Содержание СаСO 3 в породах составляет 80-87%. Известняки залегают на 10-13 метровой толще кварцево-глауконитовых голубовато-серых песчаников нижнего подъяруса сеномана (К 2 S
). Породы тонкозернистые, плотные, трещиноватые, с включениями зерен пирита. Содержание SiO 2 достигает в них 82-90%, остальное приходится на карбонаты. Отложения сеномана залегают на размытой поверхности силура.
Таким образом, общая мощность подстилающих гипсы миоценовых и меловых пород составляет 17-22 м. Несмотря на разный возраст и литологические различия, вся толща характеризуется выраженной карбонатностью, слоистостью и значи тельной трещиноватостью пород, предопределяющих их высокую водовместимость и водопроводимость.
Карстующиеся породы, вмещающие пещеру, представлены гипсами (днестровские слои) и хемогенными известняками (ратинские слои) среднего бадения (N 1 bd
). Гипсы на участке пещеры имеют мощность 23-26 м, а слой перекры вающих их известняков 0,3-0,8 м. В пределах своего распространения в Западно-Украинском регионе миоценовые гипсы характеризуются значительной изменчивостью своей химической чистоты (85-99%), структуры, текстуры, мощности. Главным - региональным - фактором, контролирующим отмеченные параметры для того или иного участка, является его местоположение относительно платформенной и геосинклинальной (прогиб) частей региона (Андрейчук, Волков, 1986). В направлении от платформы к прогибу увеличивается мощность гипсового слоя (от 15 до 40 и более метров), однако снижается (за счет глинистых и карбонатных примесей) химическая чистота гипсов, уменьшаются размеры кристаллов и зерен породы. В прогибе, в составе сульфатных пород, погруженных на несколько сотен метров, появляются ангидриты. Участок с пещерой располагается в окраинной, пристыковой части платформы с прогибом. Это предопределяет близкую к средней (около 22-25 м для региона) мощность гипсов, их высокую чистоту (содержание CaSO 4 •2H 2 O - 96-98%), выражен ные структурные и текстурные свойства, отсутствие ангидритов. Однако, даже в пределах пещерного поля отмеченные показатели отличаются вариабельностью как в латеральном направлении так и, особенно, по вертикали. Среднее содержание в гипсах главного компонента - CaSO 4 •2H
2 O - составляет 97,38%, нерастворимого остатка - 1,04%. Основной примесью в гипсах является СаСОз (0,3-1,0%). Содержание SiO 2 колеблется в пределах 0,10-0,80%, Fe 2 O 3 - 0,02- 0,09%, MgO - 0,0-0,5%. Содержание примесей варьирует по разрезу гипсов, но в абсолютном выражении остается незначительным (рис. 3.2, 3,3, табл. 3.1). В верхних горизонтах примеси выполняют контакты между крупными кристаллами (следствие очищения кристаллов в процессе перекристаллизации?), а в нижних образуют тончайшие прослойки между тонкими слоями породы. 44
Рис. 3.2. Изменение химического состава гипсов и их примесей по разрезу гипсового пласта на участке пещеры (по Маклашину, 1988) Химический состав гипсов из Мамалыжского карьера (пробы отобраны по разрезу слоя через метр, начиная от кровли) Таблица 3.1 45
Рис. 3.3. Изменчивость компонентов химического состава гипсов по вертикали в Мамалыжском карьере (по данным таблицы 3.1) В микроэлементном отношении гипсы относительно обогащены V и Со. Другие микроэлементы (Ba, Cu, Sr, Mn), характерные для гипсов региона, на участке пещеры содержатся в более низких концентрациях. По всему разрезу гипсы сохра няют высокую химическую чистоту. Наиболее примечательной чертой изменчивости гипсов по вертикали, что характерно и для региона в целом, является выраженная зональность их структурно- текстурных характеристик (рис. 3.4). 46
Верхняя (от кровли вниз на 7,5-8,0 м) часть гипсового слоя характеризуется исключительной неоднородностью структурно-текстурных свойств. Здесь домини руют мозаичные смеси крупно- и среднекристаллических разностей, текстурно укладывающихся в узорчатые мезоструктуры (фотоприложение 1). Преобладают среднекристаллические (зернистые) разности с включениями более крупных кристаллов. Размеры кристаллических зерен обычно варьируют от 1-2 до 8-10 см. В более-менее однородной кристаллической массе встречаются скопления и гнезда более крупных кристаллов (фотоприложение 1). Цвет гипсов бежевый, светло- коричневый.
Среднекристаплическая неравномернозернистая масса серовато-бежевого гипса с многочисленными хаотически-рассеянными включениями крупных (до 8 - 1 0 см) кристаллов и образуемых ими узорчатых агрегатов Среднекристаплическая неравномернозернистая масса серовато-бежевого гипса с включениями бо лее крупных коричневатых кристаллов и их агрегатов: до 5 - 7 см в верхней и 3 - 5 см в нижней части описываемого (5 - 7,5 м) интервала Среднекристаллические слоистые (волнистые) свет ло-серые гипсы с отдельными локализованными ско плениями более крупных коричневатых кристаллов Средне- и мелкокристаллические светло-серые и серые переслаивающиеся (волнистые) гипсы с ред кими скоплениями-включениями среднеразмерных ( 1 - 3 см) коричневатых кристаллов Мелкокристаллические мелкослоистые светло серые гипсы Скрытокристаллические плойчатые светло-серые и серые гипсы Скрытокристаллические плотные темно-серые гипсы
47 Ниже по разрезу, почти до самого основания слоя, в сложении породы про является отчетливая слоистость. Средняя часть гипсового слоя, в интервале от 6-8 до 12-14 м, образована волнистыми разностями гипсов (рис. 3.5, фотоприложение
зернистых (светло-серых) слоев, мощностью 5-15 см. Ввиду разной растворимости крупно - и мелкозернистых гипсов слоистость пород хорошо подчеркнута морфологически - в виде выступов (среднезернистые слои) и углублений (мелкозернистые слои) на стенах пещерных ходов (рис. 3.6). Волнистость обусловлена, по-видимому, влиянием на кристаллизацию пород их первичной (седиментационной) слоистости. На горизонтальных сводах галерей, заложенных в волнистых гипсах и секущих их по горизонтали наблюдаются живописные концентрические узоры (рис. 3.7). Нижнюю часть разреза, с глубины 13-14 м до подошвы слоя, образуют мелко кристаллические (мелкозернистые) тонкослоистые (плойчатые, строматолитовые), и скрытокристаллические (афанитовые) гипсы. Мелкозернистые разности (светло серые) слагают верхнюю зону описываемой части. Они характеризуются мелко выраженной слоистостью и плойчатостью. Мощность слойков измеряется миллимет рами, их контакты обогащены карбонатным и карбонатно-глинистым материалом. Основание (нижних 5-6 м) гипсового слоя образуют плотные однородные массивные темно-серые скрытокристаллические гипсы.
48
Таким образом, в разрезе гипсов сверху вниз средне- и крупнокристал лические разности постепенно сменяются слоистыми, чередующимися средне- и мелкокристаллическими разностями, которые книзу переходят в мелко- и скрытокристаллические гипсы. Сверху вниз породы становятся все более однородными в отношении вариаций их структуры и текстуры.
По всему разрезу гипсы отличаются высокой химической чистотой. Представляет интерес вопрос: как влияют структурно-текстурные различия профиля гипсов и примеси на их растворимость? С этой целью, в середине 80-х годов, совместно с коллегами из Пермского университета были проведены специальные 49
исследования. Установлено, что факторами, влияющими на растворимость гипса в данных условиях, являются его химическая чистота и примеси, размер зерна породы, а также степень деформированности и характер макронапряжений кристаллической решетки. Растворимость прямо зависит от чистоты гипсов и степени нарушения кристаллической структуры. В одинаковых условиях более растворимы скрыто- и мелкокристаллические разности гипсов. Суммирование Рис. 3.7. Текстурные узоры на плоских сводах пещерных коридоров, образуемые при поперечном срезе слоисто-волнистых структур средней части гипсового пласта влияния упомянутых факторов показывает (рис. 3.8), что гипсы в верхней части слоя более растворимы - за счет большей деформированности кристаллической решетки, наличия микронапряжений, высокой текстурированности породы, обусловленных ее перекристаллизацией.
А - степень деформированности кристаллической решетки, Б - значения микронапряжений, В - степень текстуророванности породы, Г - растворимость при скорости движения воды 0 м/мин, Д - растворимость при скорости движения воды 8,5 м/мин 50
По данным наблюдений в пещере гипсы характеризуются также сущест венной агрегатной неоднородностью и наличием включений. В разных частях гипсового слоя, особенно в верхней, часто встречаются кристаллические агрегаты прозрачного пластинчатого гипса типа „марьино стекло" (рис. 3.9, 3.10). Агрегаты образуют неправильной формы скопления разных размеров: от нескольких сантиметров до 1,5 метров. Крупные образования сложены из блоко-пластин, примыкающих друг к другу под разными углами (рис. 3.9б) и содержащих, временами, мелкие полости. Агрегаты бесцветны или окрашены в светло-желтые, медовые, иногда янтарные тона. После освещения фотовспышкой пластинчатый гипс люминесцирует на протяжении 1-3 сек, излучая зеленый свет. В прозрачной массе гипсовых монокристаллов, у контакта с вмещающими мелкозернистыми гипсами, просматриваются отдельные зерна-островки мелкозернистых разностей. Агрегаты пластинчатого гипса, вследствие его более низкой растворимости, часто морфологически обособлены: они выступают на сводах и стенах полостей в виде «плафонов» и «люстр» (рис. 3.10). Их поверхности иногда также корродированы. Плоские грани пластин покрыты ячеистыми наноформами (рис. 3.11), а их боковые части - линейными микроуглублениями, развитыми вдоль плоскостей спайности кристаллов-пластин. Рис. 3.9. Агрегаты кристаллов пластинчатого гипса в массе зернисто- кристаллических гипсов: А - корродированный агрегат с закругленными гранями (Зал Черновицких Спелеологов), Б - кристалло-блочный агрегат, вскрытый при добыче гипса в стене карьера 51
Рис. 3.10. Обособленный в виду более медленного (в сравнении с окружающими гипсами) растворения монокристаллический агрегат пластинчатого гипса в своде пещерного коридора (фото В. Киселева) Рис. 3.11. Корродированная поверхность монокристаллической пластины гипса в своде пещерной галереи (Стометровка) 52
Удивительно, но на тему происхождения столь крупных монокристаллических агрегатов в гипсах региона практически не имеется публикаций. В среде карстологов и спелеологов считается, что кристаллы имеют эпигенетическую природу, т.е. вторичный характер. Будучи плотным кристаллическим телом гипсы являлись хорошими проводниками напряжений и в них возникали трещины, локализованные разрывы и даже мелкие пустоты. Последние могли служить «резервуарами» для отжатых при перекристаллизации остаточных поровых растворов или «свежих», поступающих по трещинам, растворов. Здесь и происходило образование крупно кристаллических агрегатов. По мнению автора, пластинчатый гипс формировался на этапе раскристал- лизации (перекристаллизации?) гипсов, т. е. имеет ранне-диагенетическую природу. Его возникновение могло быть связано с неоднородностями (скопления примесей или поровых растворов, локализованные напряжения и т.д.), неизбежно возни кающими в породе при ее кристаллизации (перекристаллизации). В таких местах возникали «зародыши» пластинчатых монокристаллов, которые активно росли за счет существенной разницы кристаллизационного давления на границах сред, «съедая» свое мелкозернистое окружение (крупнокристаллическое состояние вещества энергетически более выгодно, чем мелкокристаллическое, более крупные кристаллы термодинамически предпочтительны при равных условиях Метасоматизм..., 1998). На такой механизм указывают мелкие зерна-включения гипса в контактной (с вмещающей породой) части кристаллов, само строение кристалло-пластинчатых скоплений, отсутствие видимых трещин, к которым могли бы быть приурочены агрегаты. В пещерах Подолии к этому перечню можно добавить такой признак как «позиционная вживленность» монокристаллов: в зонально- раскристаллизованных структурах (гигантских сфероидах) они занимают опреде ленное, часто центральное положение, в окружении массы мелкозернистого гипса, указывая на определенную сингенетичность кристаллизационных процессов или, во всяком случае, на принадлежность к тому же временному циклу структурно- текстурного преобразования породы. В распределении монокристаллических агрегатов в гипсовом слое на участке Золушки наблюдается несколько закономерностей, которые, однако, ввиду ограниченности наблюдений, не претендуют на стопроцентную объективность. Во- первых, монокристаллы встречаются по всему разрезу гипсов, однако в верхней части слоя их больше. Во-вторых, агрегаты в верхней части - более крупные, чем в нижней. В нижней части разреза монокристаллы обычно бесцветны, прозрачны, в то время как в верхней они наследуют цветовую гамму вмещающих серовато-бежевых среднекристаллических и коричневатых крупнокристаллических гипсов. Наконец, наиболее крупные скопления имеют в Золушке неправильную форму: обычно они имеют более развитую вертикальную составляющую. Отмеченные особенности, на наш взгляд, наводят на дополнительные выводы. Преимущественное развитие агрегатов (и их большие размеры) в верхних горизонтах гипсов отражает последовательность консолидации гипсового пласта, когда под влиянием возрастающей тяжести перекрывающих пород происходило отжатие поровых растворов в верхнюю часть разреза, где в условиях их избытка протекала неравномерная кристаллизация, сопровождающаяся появлением неоднородностей, в том числе барических. На роль литостатического давления указывает также преимущественно вертикальное развитие монокристаллических агрегатов, использовавших для своего роста направления приложения большего давления. Цветовое соответствие монокристаллов (по крайней мере - отсутствие цветового контраста) их окружению также может свидетельствовать о 53
сингенетичности (в целом) кристаллизационных процессов образования зернистых и монокристаллических агрегатов. В крупных скоплениях пластинчатого гипса нередки пустоты неправильной, но геометрически отчетливой формы - между пластинами-монокристаллами, ориен тированными под углом друг к другу. По всей видимости, пустотки эти образовались вследствие вымывания глинистого остаточного материала, выдавленного в контактные зоны монокристаллов в процессе перекристаллизации, которая, как известно, сопровождается очищением минералов от содержащихся в них примесей. Таким образом, согласно второй точке зрения, монокристаллы пластинчатого гипса являются диагенетическими образованиями, скорее всего - раннего этапа. Их образование представляется нам, по меньшей мере, двухэтапным. Первый этап - появление в кристаллизующейся массе породы крупно-(гиганто)кристаллических зародышей в местах физико-химических неоднородностей (сингенетическая фаза), второй этап - метасоматический рост крупнокристаллических агрегатов за счет растворения мелкозернистых разностей вследствие термодинамического неравно весия фронтальных частей контактирующих кристаллических сред (метасомати- ческая фаза). Второй этап был, по-видимому, длительным. По всему разрезу гипсов встречаются также серые мелкослоистые обра зования с афанитовой структурой - карбонатнные ритмиты (рис. 3.12,
Контакт слоистых образований с вмещающими гипсами довольно отчетливый, хотя и не резкий. Форма слоистых включений неправильная, размеры - 0,3-1,0 м. В пещере ритмиты, вследствие своей меньшей химической чистоты (карбонатность, глинизированность), растворяются слабее и образуют на стенах пещер выступы (рис. 3.13). 54
Рис. 3.13. Гипсо-карбонатный ритмит, обособленный коррозией в стенке пещерного хода (фото Б. Ридуша) С целью поиска ответа на вопрос о природе ритмитов для лабораторного исследования отобрано 2 образца: один из пещеры, другой - из Мамалыжского карьера, расположенного в нескольких километрах к западу от пещеры. Материал пещерного образца состоит, главным образом, из кальцита, образующего очень мелкозернистую (микроспаритовую) массу. В кальцитовой массе рассеяны (меньше, чем в образце из карьера) микроскопические таблитчатые ромбовидные кристаллики гипса, укладывающиеся как хаотично, так и (местами) зонально. Гипсовые кристаллики указывают на перекристаллизацию материала (диагенетический процесс). Кристаллы несут на себе следы вторичного растворения и замещения зернами кальцита. Материал пористый, в том числе, вероятно, за счет растворения гипсовых кристалликов. Поры очень мелкие, но эффективная пористость материала очень высокая. Под микроскопом просматриваются очень мелкие объемно- полостные скелетные пустотки выщелачивания - по растворению кристалликов гипса. Меньшее, чем в пробе из карьера, количество гипса связано, по-видимому, с растворением материала, поскольку проба отобрана в пещере, с выступа ритмита, который имел контакт с подземными водами. Другой же образец отобран из свежей - «взрывной» стенки карьера, поэтому имеет менее измененный вид. В пещерной пробе меньше, чем в карьерной, также органических точек-включений. Материал образца образуют следующие минеральные фазы 1 : кальцит низкомагнезиальный СаСO 3 (~ 65%), гипс и брусит СаН[РO 4 ]•2Н
2 O (в сумме 15%), глинистые минералы (смектит - монтморилонит M x (AI 3,33 Mg 0,67 )[Si 8 O 20 ](OH)
4 - M x AI 4 [Al 0,67
Si 7,33
О 20 ](ОН) 4 , каолинит Al 4 [Si
4 O 10 ](OH) 8 - 15%) и кварц SiO 2 (~ 5%).
Присутствие в пробе такого значительного количества брусита, который является фосфатным минералом, неясно. Возможно, это связано с присутствием органики 1 Аналитик Гражина Бжовска, Лаборатория минералогии и геохимии Отдела наук о Земле Силезского университета 55
(проба отобрана в полости, вскрытой карьером, с доступом света; выступ ритмита мог использоваться птицами, укрывавшимися в ней от дождя и непогоды). Образец, отобранный в Мамалыжском карьере (верхняя часть гипсового слоя) представляет собой гипсово-карбонатный микрокристаллический материал, содержащий значительное количество таблитчатых, ромбовидных кристалликов гипса, а также - темных неправильной формы включений, скорее всего - органики. Просматривается пространственная связь органических включений с кристалликами гипса. Большинство кристалликов исполосованы поперек черным веществом. Кристаллы автоморфные. Возможно существует генетическая связь гипсовых кристаллов и включений: последние могли служить ядрами кристаллизации. Из минеральных фаз доминируют доломит СаМg(СO 3 ) 2 (~45%) и гипс (~ 41%). Остальные фазы - это целестин SrSO 4 (~ 6%), глинистые минералы (смектит, иллит и каолинит ~ 5%) и кварц (~ 3%). Состав материала, прежде всего, присутствие доломита, указывает на его первичную природу (!?). Столь существенные различия состава образцов усложняют вопрос о природе ритмитов. Обилие кристаллов гипса указывает на диагенетические преобразования, которым они подверглись. Связь кристаллов гипса с органическими включениями (во второй пробе) указывает, что последние могли инициировать диагенетический процесс. Выщелоченный, скелето-пористый характер первого образца указывает также на преобразования, связанные с воздействием на материал подземных вод (на этапе спелеогенеза). Присутствие доломита во второй пробе может (но не обязательно - доломитизация может быть эпигенетическим процессом) указывать на первичную, седиментационную природу образований. Но почему тогда форма тел - локальная, часто в виде «карманов», предполагающих размыв или растворение? Почему материал ритмитов преимущественно карбонатный (кальцит, доломит), а не гипсовый? Вопрос карбонатности материала снимается, если предположить, что ритмиты - метасоматические образования - результат превращения гипсов в известняк. Процесс этот мог иметь очаговое развитие в местах обогащения гипсов органическим материалом в результате биохимических реакций при участии микроорганизмов. Отсутствие самородной серы, как минералогического «следа» процесса можно, в этом случае, объяснить ее выносом в условиях окислительной приповерхностной обстановки. Данные образования представляют собой, по-видимому, литифицированный сульфатно-карбонатный осадок, выполнявший „карманы", неровности и трещины на поверхности гипсов усыхающего эвапоритового бассейна. Поверхность гипсового осадка, в условиях мелководья, могла время от времени осушаться и подвергаться кратковременному воздействию атмосферных процессов. При повышении уровня воды углубления заполнялись осадком (сезонно-циклическая седиментация). Вопрос этот требует более тщательного минералогического, геохимического и т.д. изучения, возможно, с применением изотопных методов и с обязательным привлечением специалистов-седиментологов. Перекрывающий гипсы маломощный (0.6-0.8м) слой карбонатных пород представлен пелитоморфными массивными кристаллическими известняками кремовато-серого цвета, известными в литературе под названием ратинских (от обнажения на г. Ратин под Львовом, где они впервые были описаны). Известняки перекрывают гипсы на всей площади пещеры, а также на большей части региона. Породы эти отличаются высокой литологической изменчивостью, даже в пределах небольших площадей, что сильно затрудняет те или иные коррелятные литофа- циальные построения. 56
В отношении генетической природы известняков среди исследователей до недавних пор не было единой точки зрения. Обилие взглядов сводилось к двум противоположным концепциям: метасоматического (за счет химического преоб разования гипсов) и осадочно-седиментационного (фация морских осадков) происхождения. В настоящее время, согласно мнению большинства, известняки представляют собой самостоятельную фацию хемогенных отложений, сформи рованных на заключительном этапе эволюции верхнебаденского эвапоритового бассейна (Побережский, 1994). Считается, при этом, что на большей части площади своего распространения карбонатные образования отлагались первично в виде известковых микробных и пелитовых илов (скорее всего, арагонитовых) в условиях мелководья с варьирующей соленостью (Регут и др., 1994). Вместе с тем, не подлежит сомнению, что часть хемогенных известняков, часто образующая с морскими единый карбонатный профиль, образовалась путем замещения гипсов, в том числе в процессе их карстования и сероносного оруденения (Климчук, 2006). Метасоматические известняки отличаются наличием большого количества вторичного кальцита, псевдоморфной структурой, наследованием текстурного облика исходных пород, часто - сопутствующим осернением (Пономарев, 1994), и главное - «облегченным» (в смысле изотопов) характером углерода в них (Климчук, 2006). На участке пещеры ратинские известняки представлены, скорее всего, лишь маломощной фацией морского происхождения с выраженной плитчатой отдельностью (рис. 3.14). Однако обращает на себя внимание возрастание к основанию слоя количества гипса. Главными минеральными компонентами известняков являются кальцит (80- 85%) и целестин (10-15%). Остальное приходится на кварц, гипс и глинистые минералы. В контактной зоне (1-2 м) перекрывающих глин, известняков и гипсов часто встречаются неровности, выполненные каолиноподобными разноцветными (оранжевыми, белыми) плотными глиноподобными массами с кристалликами гипса или рыхлыми образованиями с целестиновой минерализацией. Подобные отложения в большом количестве встречены у озера Крокодила, в куполе крупной высыпки - на контакте глин и известняков (фотоприложение 3). Мощность контактной линзы новообразований 60-80см. В разрезе отчетливо выделяются 3 слоя:темно-серых тонкослоистых аргиллитоподобных глин (10-15 см), пестрых тонкослоистых глиноподобных образований (30-50см - чередование светлых и темных слойков 0,5-2,0 см) и плотная красноватая и беловатая масса с микротрещинами, выполненными пластинами-слепками гипса (5-25см). Минераль ный состав образований контактной линзы приведен в Приложении 4 (серия 1). Подобные образования неоднократно вскрывались скважинами к северу от пещеры - на Прут-Днестровском междуречье. К контакту гипсов с ратинскими известняками приурочено известное среди минералогов целестино-баритовое «месторождение» у с. Дарабаны (Дарабанский мыс). Здесь встречаются кристаллы голубого целестина и слои молочно-белого барита. Отмеченные новообразования имеют, скорее всего, эпигенетическую природу. Контакт между гипсами и известняками обычно неровный, часто с прослоями глиноподобного материала (рис. 3.15) разной мощности (от первых до нескольких десятков см) (фотоприложение 3). Среди минеральных фаз, выявленных в двух пробах из разных частей 20-сантиметрового разделяющего слоя - верхней (при контакте с ратинскими известняками) и нижней (при контакте с гипсами), обнаружены кальцит (62-69%), целестин (10-22%), гипс (3-15%), кварц и монтмориллонит (10- 14%) (Приложение 4, серия 3). При этом, в нижней пробе - ближе гипсов, содержится 57
58 больше гипса (12-15% против 3% - в верхней), в верхней же - ближе известняков, имеется значительно больше целестина - 20-22% против 10% в нижней. Это обстоятельство, возможно, указывает на метасоматически-переходную природу разделяющего слоя. Явные «усложнения» контакта между гипсами и известняками, вытекающие из сопоставления контактных разрезов разных участков пещеры (рис. 3.15), объясняются, скорее всего, неровностями гипсовой кровли, обусловленными ее закарстованием. Неясно, однако, когда таковое имело место: до перекрытия гипсов фацией карбонатных пород или после (закарстование вдоль контакта слоев). Данные наблюдений предоставляют свидетельства для обоих случаев. Слой перекрывающих известняков, несмотря на свою незначительную мощ ность, сыграл важную роль в морфогенезе пещеры - в качестве потолочного каркаса, предохраняющего своды полостей в гипсах от обрушения (см. гл.7).
На всей площади пещерного лабиринта эвапоритовые породы среднего бадения перекрыты глинисто-карбонатными отложениями верхнего бадения (N1bbd 3 - вербовецкие слои косовской свиты) и террасовыми четвертичными образованиями (рис. 3.1). Мощность покровной толщи на участке пещеры изменяется, в зави симости от характера рельефа, от 10 до 60 м. В составе верхнебаденских отложений преобладают слоистые голубовато-серые аргиллитоподобные глины, в нижней части разреза - с прослоями песчаников и ракушечных известняков (рис. 3.15, рис. 3.16). Характерный цвет верхнебаденских глин обусловлен присутствием в большом количестве рассеянного гидротроилита. Нижняя часть (около 5-7 м) глинистой толщи, включая слой (0,4 м) полимиктовых песчаников, характеризуется высокой сульфатностью (содержание CaSO 4 • 2Н 2 O в глинах до 10-12%, в песчаниках - до 37%). Трещины и плоскости напластования в глинах заполнены мелкими друзами гипса, сростками типа „ласточкин хвост", прослоями серебристого селенита, а также единичными зернами, кристаллами и пленками гипса, придающими глинистым пластинкам блеск. В нижней части толщи встречены прослои, обогащенные железо- марганцевыми конкрециеподобными агрегатами, переполненными кристалликами гипса. Внутри агрегаты выполнены рыхлыми окислами марганца. Сульфатность отложений имеет, по-видимому, первичный характер, хотя формы нахождения гипса в глинах связаны уже с эпигенетическими процессами. В нижней части разреза, среди глин залегает 1,5-2,0 метровый слой водоро слевых (багрянковых) известняков. Известняки серые, плотные, слабо ожелезнен- ные, с относительно невысоким (65-80%) содержанием СаСO 3 . Следует отметить, что нижние 5м разреза глинистой толщи (вверх от кровли хемогенных известняков) отличаются литологической пестротой и выраженной вариабельностью, даже в пределах пещерного поля. Это видно, например, при сравнении рис. 3.15 и рис. 3.17 (Лунный Грот) и подтверждается на других участках. Слои известняков и песчаников не выдержаны по простиранию, меняют свою мощность даже на небольших площадях. Глинистые фации отличаются характером огипсования, степенью карбонатности, содержанием органического вещества и раковин моллюсков. Существенно варьирует вторичная минерализация в ратинских известняках (пленки кристаллов гипса, кальцитовые друзы в небольших пустотках и т. д.). Отмеченная закономерность может указывать на неустойчивый морской режим в начальной фазе верхнебаденской трансгрессии, на относительную близость 59
участка пещеры к береговой зоне бассейна, а также на активность диа- и эпигенетических процессов в породах. Вверх по разрезу глинистая толща становится литологически все более однородной, постепенно снижается ее сульфатность, содержание органических остатков, но возрастает карбонатность (до 20%). Карбонаты присутствуют в виде тонкодисперсного вещества, порового цемента и известковистых стяжений. Основными минеральными компонентами глин являются монтмориллонит (до 50%),
60
61 гидрослюда (до 25-30%) и каолинит (до 10%). Преобладает (до 40%) алевритовая фракция. Отмеченные особенности литологии глинистой толщи указывают на изменение условий осадконакопления в верхнебаденском палеобассейне, в частности, на постепенное снижение солености. Вместе с тем, повышенная сульфатность нижней (более проницаемой) части разреза надгипсовых (надратинских) отложений может быть связана и с воздействием сульфатных вод снизу. По физическим свойствам глины отличаются однородностью. Их естественная влажность составляет 17-18%, число пластичности - 28, объемный вес - 2,09 г/см 3 , объемный вес скелета - 1,77 г/см 3 , пористость - 35,6% (Волков, Андрейчук, 1986). На размытой поверхности глин залегают отложения четвертичной системы. На участке пещеры они представлены аллювиальными и, частично, делювиальными (преимущественно оползневыми) образованиями. П Е Щ Е Р А Рис. 3.17. Наблюдаемая нижняя часть разреза надгипсовых отложений в обвальном куполе Лунный В пределах пещерного поля глины перекрыты аллювиальными отложениями III и IV террас Прута, имеющих двучленное строение: в их разрезе литологически отчетливо обособляются русловая и пойменная фации (рис. 3.1, рис. 3.18). 62
Рис. 3.18. Аллювиальные отложения III террасы Прута - обнажение в карьере Рис. 3.19. Оползни на склонах р. Пацак, протекающей над пещерой (фото Б. Ридуша) 63
64 Отложения русловой фации III террасы - песчано-гравийная смесь - залегают непосредственно на глинах. Мощность песчано-гравийного слоя (1,5-4,5 м) возрастает в направлении р. Прут. Гранулометрически отложения состоят из гравия (54%), песка (30%) и глины (15%). Верхняя часть русловых отложений представлена желтовато-серыми песчанистыми отложениями, мощностью 0,5-3,0 м. Песчаная крупно-зернистая фракция (преобладающая) составляет около 70%, глинистая - 10%, гравийная - до 5%. Отложения пойменной фации III террасы представлены желтовато-палевым суглинком, мощностью 10-19 м. Суглинок легкий, микропористый, практически бес карбонатный (выщелоченный). В толще суглинка прослеживаются два горизонта ископаемых почв. Разрез отложений IV террасы литологически и по своему строению идентичен III террасе (рис. 3.1). Русловая фация образована 2,5 метровым слоем песчано-гравийных отложений, пойменная - 14-18-метровой толщей суглинков. На суглинках террас сформировались темно-серые лесные почвы. Строение верхней части разреза надгипсовой толщи, а именно, залегание проницаемых четвертичных отложений на водонепроницаемых (слабопроницаемых) баденских глинах, весьма благоприятно для развития на склонах оползневых процессов. По этой причине, склоны долины р. Пацак в значительной степени нарушены оползневыми деформациями (рис. 3.19). Крайние северо-западные районы пещеры располагаются под оползневыми склонами. Примечательно, что карстовые воронки, возникающие на поверхности оползней, недолговечны. Они „исчезают" вследствие движения оползневых масс вниз по склонам. Во многих местах надгипсовые толщи деформированы карстовой тектоникой - проседанием слоев над пустотами в гипсах. Экзотектонические складки особенно характерны для надгипсовых глин (рис. 3.20), но иногда охватывают и более высокие части надгипсового разреза, включая четвертичные отложения (см.
|