Кристаллизационные мегасферолиты, или куполовидная «складчатость» в неогеновых гипсах Приднестровской Подолии

(механизм формирования и связь со спелеогенезисом)

УДК 552.53 : 551.44 (477.84)
В.В. Покалюк, А.Н. Дорошенко, С.И. Терещенко
E-mail: skan@i.com.ua

Расмотрены морфология, структура, особенности локализации и распространения так называемой куполовидной «складчатости» внутри гипсовой толщи верхнего тортона Приднестровской Подолии. Обоснован осадочно- кристаллизационный генезис «куполов» из солеродной рапы путем сферолитового и параллельно-шестоватого роста кристаллов гипса (мегасферолиты). Проанализирована связь морфологии «куполов» с интенсивностью и проявлением карстовых процессов при формировании пещер.

Введение. Тирасская гипсо-ангидритовая свита верхнего тортона широко распространена во Внешней зоне Предкарпатского прогиба и на юго-западной окраине Русской платформы [1, 3, 4, 7, 12, 16, 17]. Яркой особенностью внутреннего строения свиты на территории Приднестровского Подолья является внутренняя так называемая куполовидная «складчатость». На эту характерную особенность свиты указывали многие исследователи, именуя “гофрировкой”, “волнообразными дислокациями”, “волнистой слоистостью”, “куполовидными структурами”, “конкрециями, несущими вторичную деформацию”, “сфероидальными структурами” и пр. Мнения исследователей на происхождение этой «складчатости» самые различные. Одни связывают её с процессами диагенеза илового осадка [14], другие с гидратацией ангидрита [8, 9, 20], третьи с тектоническим фактором [2, 7] четвертые с параллельно-шестоватым и сферолитовым ростом кристаллов в солеродном бассейне [13].
Вопрос о происхождении данной «складчатости» имеет большой теоретический и практический интерес. Во-первых, «складчатость» имеет специфические морфологические признаки, отличающие её от всех известных видов тектонических структур. Во-вторых, с ней тесно связан дискуссионный до настоящего времени вопрос о минералогических формах и физико-химическом режиме осаждения сульфатов в верхнетортонском бассейне; и, в-третьих, данная «складчатость» непосредственно влияет на интенсивность и проявление карстовых процессов (как поверхностных, так и глубинных при формировании пещер).
При всей актуальности темы нужно отметить, что детальных морфогенетических описаний данной «складчатости» кроме общих высказываний, таких как «локальная гофрировка» и т.п., в отечественной литературе нам найти не удалось. Мы наблюдали эту «складчатость» непосредственно изнутри гипсовой толщи во многих подольских гипсовых пещерах междуречья Серета и Ничлавы, что позволило проследить её распространение, структуру и морфологию в пространстве на значительной площади. В данной работе делается акцент, прежде всего, на морфологических признаках данной «складчатости», позволяющих пролить свет на её генезис.

Строение разреза и слоистость гипсовой толщи. В Приднестровской Подолии тирасская свита сложена почти исключительно гипсами (без ангидритов) [7, 13, 15], которые залегают здесь субгоризонтально на небольших глубинах от поверхности (до 70 м) и имеют мощность 18–25 м.Краткий обзор дискуссионного до настоящего времени вопроса об исходных минеральных формах осаждения сульфатов в верхнетортонском бассейне приведен в работе [13]. Отсутствиеангидритов в данном районе этими авторами объясняется исходной садкой гипса и небольшими глубинами залегания, недостаточными для метагенетического перехода гипса в ангидрит.
Толща гипсов в районе исследований имеет трехчленное строение (рис.1). Нижняя часть разреза (до 8–10 м) сложена скрыто-мелкозернистыми гипсами (светло-серыми с медовым оттенком). Для средней части разреза (2,5–3,0 м) характерно переслаивание скрыто-мелкозернистых светло-серых и крупно-гигантокристаллических коричневых гипсов с постепенным увеличением доли последних вверх по разрезу. Венчается средняя пачка линзовидным прослоем (до 30 см) зеленовато-серых бентонитовых глин, имеющих значение стратиграфического репера. Верхняя пачка (8 м) сложена гигантокристаллическими гипсами коричневых тонов. Если не учитывать прослой бентонитовых глин, создающий резкую литологическую границу внутри гипсовой толщи, и связанный с кратковременным выбросом и осаждением вулканических пеплов, то переход между скрыто-мелкозернистыми и гигантокристаллическими гипсами можно считать постепенным через зону переслаивания. Такой характер строения гипсовой толщи выдерживается на значительных площадях в юго-восточной части Подолии– в бассейне Серета, Ничлавы (пещеры Оптимистическая, Озерная и др.), на правобережье Днестра в районе Хотина, Баламутовки, Городенки, Тлумачева, а также в Буковинском (Мамалыжском) районе (пещеры Золушка и Буковинка) [6, 7, 11]. В других районах этот порядок не выдерживается, и крупнокристаллический гипс залегает в виде гнезд в толще скрыто-мелкозернистого гипса (районы Ходорова, Щирца). В левобережных низовьях Збруча (пещера Атлантида) гипсовая толща также имеет иное строение. В нижней её части преобладает слоистый гипс, а верхняя часть сложена однородной скрыто- и мелкозернистой породой [11].
Возможны три варианта объяснения наблюдаемых общих закономерностей и различий в строении гипсовой толщи тирасской свиты: 1) чередование разных кристалломорфологических типов гипса обусловлено их исходной садкой в солеродном бассейне в связи с колебаниями физико-химических условий осаждения; 2) перекристаллизация исходного тонкозернистого осадка под воздействием различных вторичных процессов приводит к укрупнению зерен и появлению слоев и линз крупно-гигантокристаллического гипса; 3) проявление тех и других процессов в их различных соотношениях.
Чтобы предпочесть какой-либо из вышеперечисленных вариантов необходимо более детально рассмотреть слоистость гипсов.

Рис. 1. Разрез гипсовой толщи тирасской свиты (междуречье рек Серет и Ничлава, с. Алексинцы, пещера Мушкарова яма). Цифры в кружках – пачки гипсов. 1 – известняки биогермные багрянковые песчанистые с прослоями известковистых песчаников; 2 – гипсы скрыто-мелкозернистые, светло-серые c коричневатым оттенком; 3 – переслаивание скрыто-мелкозернистых светло-серых и крупно-гигантокристаллических коричневых гипсов; 4 – маркирующий прослой бентонитовых глин зеленовато-серых; 5 – гипсы крупно-гигантокристаллические коричневые; 6 – известняки пелитоморфные (ратинские); 7 – мергели зеленовато-серые с прослоями глин и песчаников; 8 – трещины в гипсовой толще; 9 – слои крупно и гигантокристаллических гипсов; 10 – слои скрыто-мелкозернистых гипсов; 11 – слои скрыто-мелкозернистых гипсов хлопьевидной «облачной» текстуры; 12 – маломощные линзы (до 5 см) бентонитовых глин оранжевого цвета.

Гипсы нижней части разреза имеют массивный тонкозернистый сахаровидный облик, нередко тонкослоисты и микроплойчаты. Мощность слойков – до 2–5 мм. Преобладающий размер зерен 0,05–0,3 мм. Иногда наблюдается горизонтальная неровно-плитчатая отдельность, свидетельствующая о ненарушенном горизонтально-слоистом залегании. Тонкая слоистость и микроплойчатость гипсов подчеркиваются разными цветовыми оттенками и разной зернистостью слойков. Нередко на светло-сером фоне тонкозернистого гипса наблюдаются небольшие (до 1–2 см) рассеянные образования в форме кокард, состоящие из более крупных (до 1–2 мм) коричневых кристалликов гипса.

Среднюю пачку гипсов в целом можно разделить на три части. Нижняя (мощность около 0,5 м) сложена скрыто-мелкозернистыми гипсами с небольшими линзовидными, клиновидными включениями и кокардовыми сростками кристаллов крупнокристаллического гипса. В принципе она почти ничем не отличается от гипсов нижней скрыто-мелкозернистой пачки; в ней лишь чуть больше присутствуют включения крупнокристаллического гипса. В средней части (мощность около 1,5 м) переслаиваются крупнокристаллические и скрыто-мелкозернистые слои гипса с некоторым преобладанием последних. Верхняя часть (60–90 см) слагается слоистыми преимущественно крупно-гигантокристаллическими гипсами с тонкими прослойками скрыто-мелкозернистых гипсов. В целом снизу вверх по разрезу средней пачки доля слоев крупнокристаллического гипса постепенно увеличивается.
Нами было изучено латеральное распространение конкретных слоев крупно-гигантокристаллического гипса в средней пачке гипсов в пределах лабиринта пещеры Мушкарова яма (Борщевский район, с. Алексинцы). Установлено, что на площади пещеры (250×150 м) строго выдерживается порядок напластования внутри средней пачки и чередования в ней слоев скрыто-мелкозернистого и крупно-гигантокристаллического гипса, вплоть до маломощных (1–3 см) прослойков.
Верхняя часть средней пачки наиболее ярко сохраняет порядок чередования (напластования) конкретных слоев и слойков на площади пещеры. Она слагается тремя относительно мощными (15–40 см) слоями гигантокристаллического гипса, разделенными маломощными (до 10 см) слоями скрыто-мелкозернистого гипса (рис. 1, 2–б). Два нижних крупнокристаллических слоя имеют однородное строение, тогда как верхний, наиболее мощный, залегающий непосредственно под бентонитовым прослоем, в своей нижней половине имеет слоистость меньшего порядка (пакет из 5–6 чередующихся слоев крупнокристаллического и мелкозернистого гипса). Под этим пакетом залегает мелкозернистый «сдвоенный слой» общей мощностью около 10 см (состоит из двух мелкозернистых слоев, разделенных маломощным крупнокристаллическим прослоем). Эта сдвоенность очень наглядна при прослеживании по простиранию. Средняя часть средней пачки слагается в основном мелкозернистым гипсом, имеющим “хлопьевидную”, “облачную” пятнистую текстуру. При незначительных фациальных вариациях мощностей такой порядок слоистости выдерживается на всей площади пещеры Мушкарова яма. Точно такое же строение средней пачки (вплоть до маломощных прослойков) гипсов удивительным образом повторяется в пещерах Озерная [10, стр. 239] и Оптимистическая (рис. 2), расположенных в 8 км от пещеры Мушкарова Яма. Все это однозначно свидетельствует об исходно осадочном седиментационно-кристаллизационном генезисе обоих структурных разновидностей гипса – как скрыто-мелкозернистого, так и крупно-гигантокристаллического. Никакие вторичные процессы перекристаллизации (в том числе синседиментационные и раннедиагенетические) не могут привести к столь строгой выдержанности слоев по простиранию. Это не исключает протекание самих процессов перекристаллизации в рассматриваемых породах. Таковые процессы, безусловно, локально имели место (гигантопластинчатый «шпатовый» гипс в узлах трещин, друзовый рост вторичного крупнокристаллического гипса на стенах пещер, селенитовые прожилки внутри бентонитовых глин, укрупнение тонкозернистых агрегатов гипса вдоль трещин и т.п. [7, 19]. Однако эти процессы не изменили общий характер напластования гипсов разных исходно осадочных кристалломорфологических типов (скрыто-мелкозернистых и крупно-гигантокристаллических).

Рис. 2.Куполовидная слоистость средней пачки гипсовой толщи: а) пещера Оптимистическая (фото И.И.Турчинова); б) пещера Мушкарова яма (фото авторов). Пунктирной линией показана верхняя граница средней пачки гипсов, совпадающая с бентонитовым прослоем.

На первичную природу слоев крупнокристаллического гипса косвенно указывают также форма и состав микровключений. Кристаллы крупнокристаллического гипса насыщены первичными однофазовыми жидкими включениями, свидетельствующими о низкой температуре минералообразования (ниже 45° С), которая может соответствовать стадии седиментации. Включения имеют вид отрицательных кристаллов игольчатой, удлиненно-призматическлой, призматической формы. Преобладающий размер включений – 0,01–0,06 мм. Они концентрируются главным образом на плоскостях спайности {010}, и ориентированы в двух направлениях, параллельных {110} и {111}.

Строение верхней гигантокристаллической пачкигипсов также слоистое. Однако параметры слоистости здесь иные. Мощность отдельных гипсовых слоев увеличивается и составляет 10–80 см, в среднем 20–50 см. Слои гигантокристаллического гипса отделяются друг от друга тонкими глинисто-карбонатными слойками (до 1–2 см, чаще 1–5 мм), маркирующими, вероятно, границы сезонных циклов. Границы эти обычно четкие, ровные, однако сама поверхность зубчатая из-за выступающих вершин кристаллов гипса. По этим поверхностям в кровле полостей пещер часто происходят отрывы крупных гипсовых блоков. Обычно глинисто-карбонатные прослойки четко разделяют выше и ниже залегающие соседние слои гипса, имеющие зачастую разную размерность и преобладающую ориентировку кристаллов. Но нередко отдельные длиннопризматические саблевидные кристаллы просекают глинисто-карбонатную границу между слоями и продолжают свое развитие из нижнего слоя гипса в верхний. Такие «просекания» находят приемлемое объяснение с позиций первично осадочной кристаллизации – кристаллы продолжают свой рост из тех вершин, которые не были полностью перекрыты глинисто-карбонатной границей.
В строении слоев крупно-гигантокристаллического гипса участвуют три морфологических вида кристаллоагрегатов (генераций): 1) агрегаты мелкозернистого гипса; 2) агрегаты относительно небольших (до 1–3 см) разноориентированных линзовидных кристаллов; 3) агрегаты крупных и гигантских субориентированных перпендикулярно напластованию длиннопризматических, саблевидных кристаллов и колосьевидных сростков. Первые и вторые слагают маломощные (до 1–2 см) самостоятельные слои, а также занимают промежутки между гигантокристаллическими кристаллами в более мощных слоях. Третьи образуют основу или “каркас” более мощных слоев, представляя собой зоны друзового или параллельно-шестоватого роста. Друзовая структура первичного медового крупнокристаллического гипса очень хорошо выявляется в зонах вторичного выщелачивания (рис. 3).

Рис. 3. Друзовая структура первичного (осадочно-кристаллизационного) медового гипса. Промежутки между удлиненно-призматическими кристаллами гипса выщелочены.

Размеры длиннопризматических саблевидных кристаллов в наиболее мощных слоях достигают 0,7 м. Вследствие субориентировки кристаллов перпендикулярно напластованию текстура и структура слоев в вертикальном и горизонтальном сечениях различны (рис. 4) и сильно напоминают строение годичных слоев новосадки галита в соленосных отложениях [5]. Это косвенно еще раз подтверждает вывод о седиментационно-кристаллизационной природе слоев крупно-гигантокристаллического гипса, поскольку, как справедливо замечает М.Г. Валяшко [5], текстуры и структуры кристаллизации различных галогенных пород имеют между собой много общего.

Рис.4. Ориентировка кристаллоагрегатов крупнокристаллического гипса в различных сечениях: а) параллельно напластованию; б) перпендикулярно напластованию.

Таким образом, снизу вверх по разрезу гипсовой толщи меняется не только степень кристалличности гипсов, но и параметры их слоистости. Для скрыто-мелкозернистых гипсов мощность слоев измеряется миллиметрами, для крупно-гигантокристаллических – сантиметрами и первыми десятками сантиметров. Очевидно, что такие различия вызваны колебаниями физико-химических условий садки гипса в исходном бассейне. Исходя из общих физико-химических закономерностей кристаллизации солей, скрыто-мелкозернистый гипс осаждался довольно быстро из пересыщенной рапы, так, что тонкие слойки могут быть связаны с суточными колебаниями температуры и концентрации солеродного раствора. Крупно-гигантокристаллический гипс кристаллизовался медленнее из слабонасыщенных сульфатных растворов, так что слои в 10–50 см могут соответствовать сезонным периодам времени. В связи с этим, учитывая общую смену снизу вверх по разрезу скрыто-мелкокристаллических гипсов крупно-гигантокристаллическими, можно предположить, что эволюция сульфатонакопления в бассейне была вызвана постепенной сменой режима относительно замкнутого бассейна с пересыщенными рассолами на более открытый со слабо насыщенными рассолами. Такая трактовка согласуется с представлениями Д.П. Найдина [18] о трансгрессивном характере верхнетортонского бассейна.
Итак, вывод об исходно осадочном генезисе наблюдаемой слоистости, и, в особенности, слоев крупно-гигантокристаллического гипса, является важной общей предпосылкой дальнейшего изложения. Необходимо заметить, что вышеописанная слоистость сохраняет все свои кристалломорфологические особенности (зоны друзового шестоватого роста и др.), участвуя в строении куполовидных структур, морфология которых описывается ниже.

Морфология и генезис куполовидных структур. Куполовидная «складчатость» имеет четкую пространственную приуроченность к средней и верхней частям разреза гипсовой толщи, т.е. к гипсам крупно-гигантокристаллической структуры. Отсутствие её в нижней скрыто-мелкозернистой пачке и в перекрывающих надгипсовых песчано-мергелисто-глинистых отложениях исключает тектонический фактор из дальнейшего рассмотрения возможных причин её формирования. По данным С.Г. Дромашко [7] в «складчатости» участвуют и вышележащие породы (ратинские известняки и песчано-глинистые породы верхнего тортона), что заметно в гипсовых карьерах Кудринцев, Завалья, Борщево, Дарабан. На этом основании С.Г. Дромашко объясняет данную «складчатость» в основном тектоническими причинами. Однако наши наблюдения в пещерах Мушкарова яма и Оптимистическая свидетельствуют, что линзы ратинских известняков лишь облекают «купола», утоняясь на их вершинах и утолщаясь в межкупольных участках. Это же касается и прослоя бентонитовых глин внутри гипсовой толщи. Причина такого залегания вполне ясна. Осаждаясь равномерным слоем на дно бассейна, известковый гель, туфовый или глинистый осадок перетекал с возвышенных участков куполовидных полусфероидов в пониженные. В вышезалегающих на ратинских известняках песчано-мергелистых отложениях верхнего тортона «складчатость» затухает уже на расстоянии менее 50 см от контакта. Выше залегание пород горизонтально-слоистое.
Отсутствие каких-либо ориентированных в сублатеральном направлении макротекстур внутри гипсовой толщи исключает также подводно-оползневые явления и пластичное течение соляных масс при диагенезе осадков.
Морфология куполовидных структур имеет свои отличительные особенности, не свойственные тектоническим формам. Возникновение и рост куполовидных форм происходит снизу вверх, начиная с уровня нижней части средней пачки гипсов. Диаметр структур постепенно увеличивается от первых сантиметров до 2,5 м в верхах средней пачки и до 5–8 м к кровле гипсовой толщи. Вертикальная амплитуда колебаний уровня бентонитового прослоя между ближайшими син-антиформами составляет в среднем 0,5–1,0 м, максимально до 1,5 м. Эта величина отражает степень “гофрировки” гипсов на уровне верхов средней пачки. В верхней гигантокристаллической пачке амплитуда “гофрировки” достигает 2–3 м. Ближе к кровле гипсовой толщи, где диаметр структур наибольший (5–8 м), выпуклость “куполов” имеет тенденцию к уменьшению. Оси симметрии внутри отдельных структур всегда направлены субвертикально (симметрия куполовидного полусфероида). Более крупные структуры, расположенные вверху, вмещают в себя более мелкие, расположенные ниже. В верхней гигантокристаллической части гипсовой толщи множество соприкасающихся друг с другом куполовидных структур в плане составляют мозаику из выпуклых полигональных ячей. Сочленение соседних “куполов” друг с другом имеет вид резкого углового “притыкания” (рис. 6) с различными углами в зависимости от выпуклости “куполов”. При этом отдельные слои крупно-гигантокристаллического гипса, подчеркивающие выпуклую структуру “куполов”, прослеживаются из одного “купола” в другой без каких-либо вертикальных смещений. Морфология стыковки “куполов” не оставляет сомнений в их кристаллизационной природе. Параллельно-шестоватые кристаллы гипса слоев смежных “крыльев” расположены перпендикулярно напластованию навстречу друг другу, стыкуясь без каких-либо зон дробления и деформаций, разъединяясь тонкой зубчатой границей, обогащенной глинисто-карбонатным материалом (рис. 6). Часто эти границы обновлены тонкими раскрытыми трещинами. Такие границы и трещины на стыках “куполов” активно вовлечены в спелеогенез с развитием по ним полигонального (в плане) лабиринта. В вертикальном сечении эти трещины часто наклонны в соответствии с характером стыковки соседних куполообразных структур разного размера (рис. 1).

Особенно важную роль в формировании данной “складчатости” играет зона “начальной бугристости”, создающая первичные достаточно крупные (до 0,5 м) неровности на горизонтально слоистых скрыто-мелкозернистых гипсах нижней пачки. Располагается она примерно посередине средней пачки гипсовой толщи и сложена мелкозернистым белым (светло-серым) гипсом, имеющим “хлопьевидную, облачную”, пятнистую текстуру. Образно эту зону можно назвать “мелким кустарником”. Механизм формирования “хлопьевидного, облачного” мелкозернистого гипса достаточно обычен с позиций кристаллизации из пересыщенных растворов. Это зона быстрого скелетного сферолитового роста из множественных центров кристаллизации. Сверху эта зона перекрыта маломощным (2 см) слоем коричневого крупнокристаллического гипса, который облекает поверхность сферолитовых “хлопьев” и заходит внутрь в “межхлопьевые” промежутки. Наиболее вероятно, этот крупнокристаллический гипс отложился из остаточного раствора после кристаллизации сферолитовых “хлопьев”. Вышележащие слои гипса (как крупно-гигантокристаллического, так и скрыто-мелкозернистого) облекают образованные начальные неровности. При этом каждые последующие генерации (слои) крупно-гигантокристаллического гипса, имея параллельно-шестоватое строение, генерализуют и укрупняют “начальную бугристость”, приводя к формированию крупных куполовидных полусфероидов (мегасферолитов) диаметром до 5–8–10 м.
В подтверждение данного механизма можно указать на некоторые седиментационные текстуры внутри “куполов”, служащие своего рода минералогическими отвесами и уровнями. Так, в краевых участках “куполов”, где слои имеют достаточно крутой уклон (обычно 30–45°, иногда до 70°), тонкие прослоечки скрыто-мелкозернистого гипса, залегая согласно с вмещающими их наклонными слоями гигантокристаллического гипса, имеют многочисленные мелкие субгоризонтальные площадки (до 2–5 см) с внутренней тонкой субгоризонтальной слоистостью (рис. 5). Эти площадки залегают на верхних пологих поверхностях зубчатых выступов кристаллов нижележащего гигантокристаллического слоя. Часто они имеют вид ступенек. Субгоризонтальная слоистость на пологих поверхностях ступенек обычно выражена четко, в то же время на субвертикальных участках ступенек слоистость выражена хуже – неясная, “размытая” или отсутствует. Это свидетельствует о том, что прослоечки тонкозернистого гипса отлагались на поверхности уже сформированных и продолжающих свой рост куполовидных структур. Стыковка “куполов” друг с другом, как показано на рисунке 6, имеет природу кристаллизационного роста и “притыкания”. Все вышеописанные текстуры и структуры свидетельствуют о синхронности “куполов” росту кристаллов из солеродной рапы.

Рис. 5. Фрагменты микрослоистости в мелкозернистых гипсах, отражающие минералогические уровни и отвесы (сечение вертикальное). 1 – слои гипса гигантокристаллической параллельно-шестоватой структуры; 2 – слои мелкозернистого гипса с площадками пологой микрослоистости на выступающих “шипах” гигантокристаллического гипса.

Рис. 6. Кристаллизационный характер сочленения куполов, сложенных слоями гигантокристаллического гипса (сечение вертикальное).

Таким образом, авторы полностью согласны с В.И. Колтуном и Я.Т. Роскошем [13] в том, что механизм формирования описываемых структур аналогичен формированию кристаллизационных сферолитов. Только масштаб этих структур на 1–2 порядка крупнее (до 10 м в диаметре) по отношению к обычным сферолитам халцедон-кварцевого или карбонатного состава. Эти гигантские гипсовые “ежи” росли на дне мелководного бассейна, глубина которого была не меньшей, чем выпуклость самих полусфероидов, т.е. не менее 2 м ( предположительно до 5–10 м).
Версия о происхождении данной “складчатости” за счет увеличения объема пород при гидратации ангидрита и переходе его гипс вызывает сомнения по многим причинам. Во-первых, в толще гипсов отсутствуют реликты ангидрита [13]. Во-вторых, сам гипс, как тонкозернистый, так и гигантокристаллический, сохраняет первичные структуры и текстуры осаждения и роста из солеродных растворов – минералогические отвесы и уровни, внутренняя закономерная сферолитовая структура кристаллоагрегатов, кристалломорфология стыковки куполовидных форм – не оставляют сомнений в седиментационно-кристаллизационной природе рассматриваемых образований.

Связь куполовидной “складчатости” со спелеогенезом.Данная “складчатость” непосредственно влияет на форму проявления и интенсивность карстовых процессов в карстующихся гипсах. Куполовидные структуры в плане имеют вид полигональных мозаичных ячей с развитой по их границам полигональной сетью трещин. По мнению Б.А. Корженевского и В.Я. Рогожникова [14], эта полигональная сеть трещин является контракционной, образовавшейся в результате обезвоживания (усыхания) гипсового массива во время верхнетортонского перерыва в осадконакоплении (после седиментации ратинских известняков). На наш взгляд, исходя из вышеизложенного строения и генезиса “куполов”, совсем не обязательно привлекать контракционный механизм для объяснения полигональной трещиноватости. Достаточно просто её можно объяснить тектоническими причинами. Границы полигональных ячей (“куполов”) являются ослабленными зонами (вследствие кристаллизационного “притыкания”), которые легко активизируются тектоническими движениями с образованием по ним полигональной сети трещин. На тектоническую причину указывает еще тот факт, что в структуре полигонального лабиринта отчетливо “проглядывает” субортогональная ориентировка, свойственная тектонической трещиноватости данного региона. Таким образом, обе системы трещиноватости, развитые в гипсовой толще (субортогональная в массивных мелкозернистых гипсах и полигональная в гигантокристаллических гипсах с куполовидной “складчатостью”), имеют общую тектоническую причину, но разные формы проявления в зависимости от литологического фактора. Чем интенсивнее выпуклость полусфероидов, тем четче проявлена полигональная трещиноватость на их стыках, и, соответственно, интенсивнее протекают карстовые процессы и формирование пещерного лабиринта полигонального плана. В участках, где амплитуда куполовидных структур средней пачки гипсов незначительная (до 0,5 м), а также в массивных мелко-скрытозернистых гипсах нижней пачки полигональная трещиноватость не проявлена. Вместо неё на первый план выступает обычная для тектонической трещиноватости субортогональная система.
По амплитуде «куполов» средней пачки гипсов различаются участки с малой амплитудой (до 0,5 м) и участки с высокой амплитудой (1–1,5 м). Намечается определенная зависимость между амплитудой «куполов» гипсовой толщи и морфологией лабиринта пещеры Мушкарова яма. Участки с небольшой амплитудой “куполов”, как правило, полностью заложены в средней пачке гипсов, ограничиваясь сверху кровлей бентонитового прослоя, и практически не имеют открытых зияющих проработанных трещин, уходящих в верхнюю пачку гипсов. К таким относится весь привходовой район пещеры (центр и восток). Верхняя гигантокристаллическая пачка в этих участках слагается очень пологими слабоволнистыми слоями без четко оформленных «куполов». Поэтому и полигональная сеть трещиноватости здесь не проявлена. Там же, где амплитуда “куполов” возрастает до 1 м и более – лабиринт пещеры открывается вверх открытыми проработанными трещинами, уходящими в верхнюю гигантокристаллическую пачку гипсов, и становятся доступными для наблюдения фрагменты верхнего этажа пещеры. Такая связь объясняется тем, что при большей амплитуде “куполов” сильнее проявляются сквозные трещины, рассекающих как среднюю, так и верхнюю пачки гипсовой толщи. Амплитуда “куполов” таким образом, является важным структурным критерием, обуславливающим различия в морфологии пещерных лабиринтов, в проявлении тектонической трещиноватости, и может выступать в качестве поискового признака верхнего яруса пещер, заложенного в гигантокристаллических гипсах.

Заключение. Физико-химический режим осаждения и кристаллизации гипса в верхнетортонском солеродном бассейне изучен к настоящему времени недостаточно. Этот вопрос имеет большое теоретическое значение во многих аспектах (палеогеографическом, палеотектоническом, палеофациальном), однако он весьма сложен и выходит за рамки данной публикации. Ключ к его решению лежит, прежде всего, в изучении первичной слоистости гипсов. В этом отношении авторы считают на данном этапе исследований свою задачу выполненной, определив морфологические особенности слоистости гипсов, и, показав исходный седиментационно-кристаллизационный генезис весьма экзотичных, в какой-то мере уникальных образований – куполовидных гипсовых мегасферолитов.

1. Алексеенко И.И. Сера Предкарпатья. – М. , 1967. – 304 с.
2. Андрейчук В.Н., Коржик В.П. Пещерная система Золушка // Пещеры. Типы и методы исследования. Пермь: Пермский ун-т, 1984. – Вып. 19. – С. 25–29.
3.Бобровник Д.П. К минералогии гипсо-ангидритов сероносных месторождений Прикарпатья // Минерал. сборник Львовск. геол. о-ва, 1962, – № 16. – С. 261–272.
4. Бобровник Д.П., Карпенчук Ю.Р. К литологии и минералогии верхнетортонских отложений тирасской свиты внутренней зоны Предкарпатского прогиба // Вопросы литологии и петрографии. – Львов, Изд-во Львов. ун-та, 1969. – Кн.1. – С. 46–56.
5. Валяшко М.Г. Галит, основные его разности, встречаемые в соляных озерах, и их структурные разновидности / Соляные озера. Методы их изучения и пути использования. – Л-М: Госхимиздат, Тр. Всесоюзн. ин-та галургии, 1952. – Вып. 23. – С. 25–53.
6. Демедюк. Ю.Н.Связь морфологии ходов пещеры Оптимистическая с литологией карстующихся пород // Физ. география и геоморфология. – 1982. – Т. 28 (Вып. 28). – С. 130–135.
7. Дромашко С.Г. К минералогии гипсов Приднестровья // Вопросы минералогии осад. образований. – Львов, Изд-во Львов. ун-та, 1955. – Кн.2. – С. 138–174.
8. Дублянский В.Н., Ломаев А.А. Карстовые пещеры Украины. – Киев: Наук. думка, 1980. – 180 с.
9. Дублянский В.Н., Смольников Б.М. Карстолого-геофизические исследования карстовых полостей Приднестровской Подолии и Покутья.– Киев: Наук. думка, 1969.– 151 с.
10. Зиммельс Ю.Л.Пещера Озерная.– Тернополь: Астон, 2009. – 240 с.
11. Климчук А.Б., Андрейчук В.Н. Геолого-гидрогеологические условия развития и генезис крупных гипсовых пещер запада Украины // Пещеры. Пещеры в гипсах и ангидритах. – Пермь: Изд. Пермск. ун-та, 1988. – С. 12–25.
12. Климчук А.Б., Рогожников В.Я.Сопряженный анализ истории формирования пещерной системы (на примере пещеры Атлантида). – Киев: Изд. ИГН АН УССР, 1982. – 56 с.
13.Колтун В.И., Роскош Я.Т. Об условиях образования гипсов и ангидритов Приднестровья // Вопросы литологии и петрографии. – Львов: Изд-во Львов. ун-та, 1969. – Кн.1. – С. 172–176.
14. Корженевский Б.А., Рогожников В.Я. О значении контракционной трещиноватости в формировании карстовых лабиринтовых систем в гипсах Подолии // Вопросы генезиса, динамики, формирования подземных вод и воднофизические свойства пород УССР. – Киев: Наук. думка, 1978. – С. 147–152.
15. Кропачева С.К. К взаимоотношению гипса и ангидрита в верхнетортонских хемогенных отложениях Предкарпатья // Вопросы минералогии осадочных образований. –Львов: Изд.-во Львов. ун-та, 1970. – Кн.8. – С. 27–34.
16. Кудрин Л.Н. Гипсы верхнего тортона юго-западной окраины Русской платформы // Уч. зап. Львов. ун-та. – 1955.– Т.35. – Сер. геол. – Вып. 8. – С. 129–161.
17. Ломаев А.А. Геология карста Волыно-Подолии.– Киев: Наук. думка, 1979.– 130 с.
18.Найдин Д.П. К вопросу об условиях образования и стратиграфическом положении гипсов Приднестровья // Бюлл. Моск. об-ва испыт. Природы. – М., 1951.– Отдел. геол. – Т. 26. – Вып 3. – С. 79–84.
19. Полкунов В.Ф., Косторовская А.И., Архипова Л.Д.Особенности литологического состава гипсоангидритового горизонта тирасской свиты верхнего тортона // Строение и закономерности размещения серных месторождений СССР. – Киев: Наук. думка, 1979. – С. 134–143.
20. Рипун М.Б.Нові дані до петрографіі гіпсо-ангідритового горизонту Передкарпатського прогину // Геол. журн. – 1961. – Т. 21.– №5. – С. 76–82.