Одно из первых систематических описаний отложений пещер России приведено А.А. Крубером в его знаменитой монографии «Карстовая область Горного Крыма» (Крубер, 1915), где в соответствии с классификацией Э.А. Мартеля различаются: натечные образования; туф у выходов подземных вод; продукты разрушения и осыпания стенок; продукты провалов и обрушения сводов; пещерная глина — нерастворимый остаток карстующихся пород; занесенные с поверхности обломочные отложения; а также отложения животного и растительного происхождения; снег и лед.
Отложения карстовых полостей чаще всего имеют антропогеновый возраст. Но в классификационных построениях четвертичных отложений они практически не учитываются (Кизевальтер, 1985; Кожевников, 1985; Шанцер, 1966). В настоящее время не существует всеохватывающей классификации пещерных отложений. В отечественной литературе общепринята классификация Д.С. Соколова – Г.А. Максимовича, включающая восемь типов пещерных отложений (Максимович, 1963). Созданная в начале 60-х годов прошлого века, она в последующем, претерпев некоторые изменения, продолжает использоваться и поныне. Мы также возьмем за основу данную классификацию, широко известную спелеологам, с добавлением имеющихся данных современных исследований.1. Остаточные отложения
Под остаточными принято понимать отложения, сформированные за счет нерастворимого остатка пород, вмещающих полости. Массивные хорошо карстующиеся известняки, в которых заложены многие карстовые пещеры, содержат 1-5% нерастворимого остатка. Расчеты показывают, что при растворении 1 м3 известняков образуется около 140 кг (0,05 м3) глинистого материала (Дублянский, 1977; Шутов, 1971). Для гипсовых пород района Кунгурской пещеры при содержании 1,6-2,3% нерастворимого остатка этот показатель равен 70 кг на м3 сульфатной породы. Выделить чистый генетический тип остаточных отложений обычно довольно сложно. К ним относятся буро-красные пластичные глины, тонким слоем покрывающие внутреннюю поверхность некоторых куполов и закарстованных трещин. Немногочисленные спектральные анализы свидетельствуют о наличии в них Вe, Ba, Ti, V, Mn, Cr, Ni, Co, Pb, Sn, Ga, La в количествах, не превышающих содержания этих элементов во вмещающих породах (Дублянский, Полканов, 1974; Степанов, 1999).
К остаточным отложениям, вероятно, можно отнести тонкоотмученные глины, выполняющие прихотливо изогнутые углубления на сводах и стенах пещер. Это «глинистые вермикуляции», представляющие собой результат комбинированного воздействия на горную породу агрессивных конденсационных вод и бактериальной микрофлоры, способной усваивать углерод вмещающих известняков (Hill, Forti,1997).
Остаточные отложения могут покрывать стены полостей, полностью заполненные водой. При работе с аквалангом остаточные отложения легко взмучиваются, что затрудняет подводные спелеологические исследования.2. Обвальные отложения
Обвальные отложения – широко распространенный, но мало изученный тип пещерных отложений. В.Н. Дублянский (Дублянский, 1977; Дублянский, Дублянская, 2004) выделил четыре генетических подтипа обвальных отложений: термо-гравитационный, обвально-гравитационный, провально-гравитационный, сейсмо-гравитационный.
Термо-гравитационные отложения формируются в привходовой части полостей и являются результатом физического выветривания в зоне резких суточных колебаний температуры воздуха. Представлены щебенкой и дресвой известняка, образуют сезонные прослои в рыхлых накоплениях. Обычно они распространены только в привходовых частях пещер. Мощность термо-гравитационных отложений может достигать нескольких метров (Воронцовская, Ахштырская, Партизанская, Ацинская и др., Западный Кавказ) наиболее глубоко залегающие слои отличаются более сильным выветриванием, местами обломки разрушаются до глиноземистого материала. Если они имеют красноватый цвет за счет обогащения окислами железа и марганца, то их образование происходило в условиях влажного и жаркого климата. Залегающие выше слои, как правило, представлены десквамационным щебнем с гумусированными суглинками темно-бурого цвета – наличие таких отложений говорит о более мягких климатических условиях способствующих процессам почвообразования умеренного климата. Верхние слои представлены мелкой щебенкой и легким серым суглинком, что свидетельствует о замедлении процесса выветривания в эпоху голоцена. Таким образом, положение и размеры обломков, характер их поверхностей и граней, цвет, наличие вторичных окислов металлов позволяют реконструировать палеоклиматические условия формирования карстовых полостей (Ниязов, 1983).
Обвально-гравитационные отложения представлены исключительно автохтонным материалом. Они формируются на всем протяжении пещер в результате разрушения подземных ходов, образуя коллювиальные скоплений преимущественно у их стенок. Наиболее крупные по размерам обломков глыбовые накопления характерны для участков полостей, заложенных в зонах тектонических нарушений. Размер обломочного материала зависит от слоистости горных пород, их трещиноватости и высоты подземных залов и галерей. Иногда обвально-гравитационные отложения формируются в виде крупных коллювиальных конусов в основании карстовых шахт. Эти отложения практически не сортированы, часто уплотнены. На них могут формироваться вторичные натечные образования. Выветриванию внутренних поверхностей раскрытых полостей способствует широкое развитие в пристеночной зоне алтерита - породы, измененной в результате метасоматических реакций при взаимодействии поровых и каналовых флюидов (Климчук, Тимохина, 2011).
Провально-гравитационные отложения образуются при провалах сводов пещер или их отдельных этажей. Крупные провально-гравитационные отложения известны во всех горно-складчатых регионах страны. Наиболее значительные по размерам глыбовые накопления наблюдаются на участках, близких к сместителям тектонических нарушений. В Мраморной пещере (Крым) в зале Перестройки наиболее крупные обвальные блоки известняка достигают размеров 20х6х3 м и имеют вес до 1000 т. В пещере Снежная (Зап. Кавказ) мощность провально-гравитационных отложений достигает 100 (конечный зал) и даже 140 м (завал в верхнем течении подземной реки) вес отдельных глыб достигает 2,5 тыс. т. Крупные провально-гравитационные тела имеют сейсмогенную природу (Дублянский, 1977; Дублянский, Вахрушев, Амеличев, Шутов, 2002). Для провально-гравитационных отложений также характерна локализованность, плохая сортировка обломочного материала, состоящего из крупных разноразмерных глыб, дресвы и мелкозема. Мощность провально-гравитационных отложений может достигать сотни метров и объема в тысячи м3.
Сейсмо-гравитационные отложения представлены рухнувшими междуэтажными перекрытиями обвальных залов, а также поваленными натечными колоннами и сталагмитами, выведенными из вертикального положения. Подобные образования часто встречаются в сейсмоактивных областях России.
Г.А. Максимович еще в 1943 г. выделил в группе денудационных процессов карстовые сейсмы, имеющие небольшую глубину гипоцентра (30-100 м) и силу (не более 6-7 баллов в эпицентре). Сейсмографы обычно регистрируют их как отрицательные вступления.
Упоминаний о карстовых сейсмах в литературе довольно много. Геологи А.А. Иностранцев, П.Н. Барбот-де-Марни, Ф.Ю. Левинсон-Лессинг считали все слабые крымские землетрясения провальными. Расчеты показывают, что провалы перекрытий залов в Красной пещере могут вызвать в наиболее близких населенных пунктах (Симферополь – 22 км, Алушта – 26 км) землетрясения с магнитудой 2,5-2,7 единиц (3,7-3,9 балла). По выделившейся энергии (n·1012-1017 эрг) самые крупные провалы на 3 порядка меньше, чем ялтинское землетрясение 1927 г. Подобные отложения описаны и для кавказких пещер (Вахрушев, Дублянский, Амеличев, 2001).
Очень интересную информацию о силе и направлении сейсмических толчков дают поваленные натечные колонны крупных залов и галерей полостей. Максимальный вес таких колонн достигает 150 т, длина 8-10 м, диаметр до 6 м. Азимуты лежащих колонн в пещерах указывают на эпицентральные зоны, сейсмические события которых, привели к их опрокидыванию. Растущие на них сталагмиты новой генерации позволяют определять возраст связанного с их разрушением землетрясения.3. Водные механические отложения
Водные механические отложения пещер состоят из аллювиально-пролювиальных отложений временных и постоянных русловых подземных водотоков, осадков внерусловых озер и обломочных отложений, привнесенных с поверхности через трещины, колодцы, шахты- и пещеры-поноры. Эти отложения содержат большую и разностороннюю информацию о гидрогеологии и палеогеографии полостей, для получения которой необходимо использовать специальные методики гранулометрического и минералогического анализов (Ниязов, 1983). Материалы, касающиеся водных механических отложений пещер, имеются практически в каждой публикации, посвященной карстогенным и некарстовым полостям. Рассмотрим отдельно их гранулометрический состав, минералогические особенности и значение как индикатора палеоскоростей и палеорасходов подземных потоков. Приведенные ниже материалы были получены при исследовании пещер Кавказа и Крыма. Подобную методику можно использовать и в других регионах страны.
Гранулометрический состав. Водные механические отложения концентрированных потоков четко подразделяются на три группы: русловые (I), сифонно-русловые (II) и сифонные (III). Отдельные пробы внутри этих групп имеют индивидуальные отличия, но в целом их статистические характеристики довольно устойчивы (рис. 1).
Русловые отложения характеризуются хорошей сортированностью (1,91), так как формировались в постоянно существующем водном потоке. Для них характерен наиболее грубый состав (50-90% песчано-гравийной фракции). 3-18% составляет галька, чего никогда не наблюдается в отложениях других групп. Четкие закономерности распределения русловых отложений по крупности и степени сортированности вниз по потоку установить удается редко. Типовая кумулятивная кривая имеет выпуклую форму.
Сифонно-русловые отложения сформировались за счет перемешивания русловых и сифонных отложений во время паводков. Они характеризуются средней (2,20) сортированностью. Средний диаметр частиц колеблется в пределах от 8 до 1,7 мм. Частицы размером свыше 1 мм составляют 12-70%, что можно объяснить неоднократностью переноса в разных гидрологических условиях. 50% отложений представлено грубо-песчанистыми частицами 1-2 мм.
Рис. 1. Поля русловых (I), сифонно-русловых (II), сифонных (III) отложений и типовые куммулятивные кривые (Дублянский, Вахрушев, Амеличев, Шутов, 2002)
Сифонные отложения характеризуются наилучшей сортированностью (1,42). Это объясняется тем, что каждый сифонный канал обладает своей пропускной способностью, которая определяет скорость потока и размеры выносимых им частиц. У выхода сифонного канала происходит сепарация материала определенной крупности. В среднем 90-95% приходится на частицы песчаной размерности. Частиц диаметром более 1 мм в этой группе всего 10-12%.
Приведенные данные представляют значительный палеогеографический интерес, так как по гранулометрическому составу песчано-галечниковых отложений можно определить условия их формирования. Для этого можно использовать метод Хьюлстрема-Буркхардта (Ниязов, 1983), который позволяет по данным о гранулометрическом составе водных механических отложений определить палеогидрологические условия (скорость и расход) сформировавших их водных потоков. Данный метод использовался для установления гидрологических характеристик водных потоков пещер, где показал свою хорошую информативность. Так в пещере Географическая (Западный Кавказ) палеоскорость составила 1-2 м/с, а палеорасходы от 3 до 10 м3/с
Большой интерес представляет изучение особенностей распределения водных механических отложений по вертикали. Для этого необходимо заложить шурф, который должен вскрыть весь разрез. В разрезе шурфа будут видны чередующиеся прослои песка, глины и гравия. Разрез необходимо несколько генерализируют – отбор проб производится из десятисантиметровых прослоев, иногда включающих несколько слойков песка или глины.
На рисунке 2 хорошо прослеживается увеличение крупности материала с глубиной. Если в слоях, лежащих на коренных породах, обнаружены археологические артефакты, то появляется возможность определить скорость и время формирования этих отложений. Кумулятивные кривые (рис. 2) вскрытых отложений относятся ко II и III группам – т.е. это отложения, сформированные в сифонной ловушке и смешанные с периодически поступавшими русловыми отложениями. Анализ подобного разреза выявляет пики, во время которых резко возрастало поступление в сифонную ловушку руслового аллювия. Скорость потока менялась при этом от 0,00-0,25 м/с (садка глинистых частиц) до 1,0-1,5 м/с (отложение гальки и гравия).
Минералогический состав водно-механических отложений. Для этих целей проводится шлиховой анализ проб, отбираемых в различных точках пещер. Условия их отбора различны. При малом объеме естественной ловушки (ванночка, скальный или натечный порог, заполнитель меандровой ниши и пр.) производится ее полная зачистка до плотика. При большой мощности или площадном распространении водных механических отложений проба отбирается как средняя по разрезу или по площади методом квартования. Три пробы – это крупные (10-12 кг) технологические пробы, характеризующие минералогический состав отдельных участков пещеры.
Пробы отмываются до серого шлиха (при этом потеря тяжелых минералов составляет около 15%). Серый шлих обрабатывается бромоформом. Легкая и тяжелая фракции подвергается электромагнитной сепарации. Гранулометрический состав пробы определяется рассевом средней 100-граммовой навески, отобранной из исходной пробы. Минералогический анализ производится общепринятым способом. Количественное определение минералов выполняется под бинокуляром с подсчетом сперва по магнитной и немагнитной фракциям, а затем – по отношению к весу всех тяжелых минералов образца. В каждой фракции подсчитывается порядка 300 зерен. Сокращение пробы производится методом дорожки. Результаты анализа выражаются в весовых процентах с учетом удельных весов минералов.
Рис. 2. Разрез шурфа(А) и кумулятивные кривые вскрытых им слоев (Б) (Дублянский, Вахрушев, Амеличев, Шутов, 2002)
Минеральный состав водных механических отложений карстовых полостей, близок к минеральному составу нерастворимого остатка вмещающих пород (Дублянский, Полканов, 1974). Легкая фракция представлена в основном кварцем и кварцево-слюдистыми агрегатами, гидроокислами железа, обуглившимися растительными остатками. Здесь присутствуют также обломки натеков раковин и мелких костей грызунов. В тяжелой фракции вмещающих известняков встречаются: киноварь, пирит, марказит, флюорит, лейкоксен, ильменит, шпинель, рутил, брукит, анатаз, хромит, магнетит, гидроокислы железа, циркон, дистен, силлиманит, турмалин, пироксен, слюда, хлорит, роговая обманка, гранат, ставролит, муассанит, барит, апатит, ставролит, глауконит, корунд, эпидот, золото, галенит, сфалерит, карбонатапатит и другие (Дублянский, Вахрушев, Амеличев, Шутов, 2002).
Причины минерального богатства водных механических отложений пещер различны. Основная – это то, что они представляют собой естественный обогащенный шлих (выход тяжелой фракции для известняков обычно много меньше 1%, а для заполнителя пещеры – достигает 5%). Поэтому появление в его составе минералов, пока не обнаруженных во вмещающих породах, связано с неполнотой наших представлений об акцессорной минерализации последних. В карстовых областях, где верховья постоянных и временных водотоков находятся в пределах некарстующихся пород шахты и поноры располагающиеся на их контакте с известняками, буквально перегружены аллювиально-пролювиальными отложениями. По мере продвижения вниз по потоку окатанность и степень сортированности материала в пещерах повышается. Как правило, крупные валуны и галька не образуют сплошные скопления, а накапливаются в гидродинамических ловушках (эворзионные котлы, подземные озера или расширения ходов и др.). Иногда встречаются участки некогда полностью заполненные валунно-галечными материалами. После их вторичного промыва в стенках колодцев остаются кольматационные отложения. В обводненных пещерах России во время паводков перемещаемый обломочный материал может закупоривать узкие каналы, это вызывает изменения направления подземного стока, размыв водно-механических отложений в одних местах и осаждение в других. На отдельных участках таких пещер, где отложения прорезаются современными потоками, образуются современные подземные террасы, изучение которых можно проводить выше описанным методом. Пещеры, расположенные в долинах крупных рек, вход в которые находится (или находился) на уровне высокой поймы, могут затапливаться при паводках. В таких пещерах встречаются галька и валуны, занесенные в пещеру во время паводка из речного русла (Шакуранская, Западный Кавказ и др.).
В некоторых пещерах на полу могут встречаться плотные тяжелые темно-коричневые желваки с блестящей внешней коркой. Местами эти желваки сцементированы карбонатным материалом и образуют своеобразный микроконгломерат. Изучение образцов в отраженном свете показало, что они сложены гетитом и гидрогетитом.4. Водные хемогенные отложения
Согласно Г.А. Максимовичу (Максимович, 1963) водные хемогенные отложения подразделяются на натечные (субтерральные), кальцитовые (субаквальные), кристаллы автохтонных минералов и коррелятные отложения на поверхности. Материалы монографии К. Хилл и П. Форти (Hill, Forti, 1997) значительно изменили представление о формировании хемогенных пещерных отложений: введено новое понятие «спелеотема» (вторичные минеральные образования, сформированные в пещерной среде в результате физико-химических реакций); количество описанных минералов увеличилось с 40 (1950-1995 гг.) до 240; по составу все минералы пещер объединили в 13 групп: самородные элементы, сульфиды, оксиды и гидроксиды, галоиды, арсенаты, бораты, карбонаты, нитриты, фосфаты, силикаты, сульфаты, ванадаты, минералы органического происхождения. Перечень гидротермальных и рудных минералов достиг более 30 наименований для первых и 60 для вторых. Приводятся отложения пещер, возникших в процессе вулканической деятельности — лавовые кораллиты и геликтиты; сталактиты и сталагмиты, образованные из глины и песка; рассмотрен ряд и других редких форм пещерного седиментогенеза. В отечественной литературе уже существуют разработки, учитывающие данную классификацию, особенно в разделе описания пещерного минералообразования (Турчинов, 1996). Учитывая всю сложность приведенной классификации, остановимся здесь на первой классификации, наиболее известной отечественным спелеологам.
Субтерральные отложения. К типу субтерральных образований (возникших в воздушной среде, выше контакта с водной поверхностью) относятся сталактиты, бахрома, занавеси, геликтиты, сталагмиты, сталагнаты, покровы, щиты, кораллиты, известковое (лунное) молоко и др.
Сталактиты широко распространены в карстовых пещерах. Изредка встречаются также в полостях другого генезиса, где имеют не только карбонатный состав, но и слагаются минеральными видами железисто-магнезиального, сульфидного, органогенного и др. состава. Встречаются сталактиты от тонких (2-4 мм) трубочек длиной 0,2-1,0 м до различных конических форм диаметром 50-60 см и длиной до 4-5 м. При закупорке центрального канала сталактиты приобретают овальное полукруглое сечение. Плотность сталактитов (количество на 1 м2) на отдельных участках пещер достигают 20-30 штук. Часто они располагаются рядами, маркируя разрывные нарушения, имеющие достаточные водопритоки. Сталактиты растут от сводов полостей, подчиняясь вектору гравитационных сил. Основным факторов образования сталактитов и многих других карбонатных хемогенных натеков является «сброс» карбоната кальция на геохимическом барьере за счет разницы содержания СО2 в растворе, поступающем к сталактиту, и в воздухе пещеры.
Сталагмиты образуются на полу пещер, уступов стен и пещерных отложениях. Они образуются в результате дегазации СО2 при ударе капель воды о пол пещеры. Сталагмиты в карстогенных пещерах могут быть представлены всеми разновидностями, описанными в литературе: сталагмиты-палки диаметром 2-3 и высотой до 3 м; конические, цилиндрические и пагодообразные диаметром 5-80 см и высотой до 4-5 м; пальмовые диаметром до 20 см и высотой до 3 м; сталагмиты неправильной формы, достигающие 2-3 м в диаметре при высоте 4-6 м. Часто сталагмиты также трассируют крупные трещины в своде, откуда поступает вода, располагаясь по одной или нескольким прямым линиям.
Сталагнаты или колонны образуются при смыкании крупных сталактитов и сталагмитов, располагаясь в основании крупных водообильных трещин. Они могут достигать 12-18 м в высоту и диаметра до 5-6 м и веса 130-1100 т. Иногда разросшиеся сталагнаты могут разделять крупные пещерные галереи на ряд изолированных залов.
Натечная кора, покровы образуются при поступлении раствора из горизонтальной трещины или ниши в стене. Они часто образуют каскады натеков, достигающие высоты 20-30 м и ширины до 30 м по фронту. Поверхность таких покровов волнистая, гладкая иногда выветренная. При вымывании из-под коры водных механических отложений возникают «висячие коры», иногда располагающиеся друг от друга на значительном расстоянии. Для них часто характерна слоистость, корродированность и ожелезненность отдельных прослоев.
Бахрома и занавеси образуются при просачивании воды из длинной трещины или при стекании ее вдоль уступа.
Кальцитовые щиты, барабаны и флаги. Они сравнительно редки. Первые представлены круглыми пластинами диаметром до 1 м, иногда и более, несущие на внешней поверхности сталактиты. Вторые имеют вид флага, прикрепленного к стене полости. Их происхождение дискуссионно. Некоторые исследователи считают, что это остатки кальцитовых кор, повисшие в воздухе после вымывания глинистого субстрата. Более вероятно, что они возникли при концентрическом нарастании слоев при питании из капиллярной трещины (Степанов, 1999).
Геликтиты — это сложные по морфологии образования, формирующиеся на сводах, стенах и на разных субтерральных отложениях. В зоне их роста, как правило, движение воздуха отсутствует. Они растут в произвольном направлении, изгибаясь под любым углом, не подчиняясь гравитации. По всей видимости, кристаллизационные силы являются основными в их морфологии. Встречаются сравнительно редко.
Кораллиты образуются при кристаллизации из водных пленок различного (часто аэрозольного) происхождения. Они встречаются на вертикальных, наклонных и горизонтальных поверхностях коренных стен и натечных образований. В зонах ежегодного подтопления они могут «бронироваться» тонкой корочкой марганцевых минералов и имеют характерный коричневый цвет. Встречаются как на участках с интенсивным движением, так на участках с затрудненной циркуляцией воздуха.
Известковое (лунное) молоко – это творожистые (в переувлажненном состоянии) или мучнистые (в воздушно-сухом состоянии) образования, покрывающие стены и натеки. Встречаются редко. Являются особой формой пленочной кристаллизации. С поверхности оно состоит из аморфных кальцитовых зерен, пронизанных паутиной тонких (0,1-0,05 мкм) кальцинированных нитей, возможно, органического происхождения. Внутренняя часть аморфная. Консистенция, как правило, сметаноподобная. При высыхании превращается в мучнистое вещество.
Антолиты — каменные цветы. Растут основанием, вытягиваясь от материнской породы. Они образуются только хорошо растворимыми минералами (гипс, эпсомит, тенардит, селитра). Из каждой подводящей поры растет один свободный кристалл. Он может срастаться с другими кристаллами или сворачиваться сложной дугой.
Субаквальные отложения. Формируются ниже уровня воды или на контакте водной поверхности с воздухом.
В полостях, полностью заполненных водой, могут возникать одиночные кристаллы или их друзы. В гидротермокарстовых пещерах отлагаются минералы гидротермального ряда: сфалерит, кварц, кальцит, пирит, галенит, киноварь, флюорит, арагонит, барит, халькозин, минералы урано-ториевой группы, минералы редких и благородных металлов и др. В этих пещерах могут возникнуть рудные залежи. Для гидротермальных пещер, полностью затопленных водой, характерно нарастание кристаллов, часто шестоватых по форме, по всей поверхности стен. Для холодных пещер кристаллообразование приурочено к отдельным ее частям.
Чаще всего в спелеологической практике приходится иметь дело с полостями, частично заполненными водой. Субаквальные отложения представлены кальцитовыми пленками и заберегами, обрамлениями, гурами, пещерным жемчугом и др.
Кальцитовые пленки возникают на поверхности воды подземных озер. Они возникают в результате кристаллизации на поверхности подземных озер при газообмене с атмосферой пещеры. Образуют тончайшие пленочки, удерживающие на воде силой поверхностного натяжения. Встречаются как в карбонатных, так и в сульфатных пещерах. В слабопроточных озерах они могут образовывать так называемые «запечатанные гуры», полностью закрытые сверху кальцитовой коркой. Кальцитовые пленки состоящие из карбоната кальция (97%) и глинистых частиц (3%) могут образовываться на поверхности ледяных сталактитов, сталагмитов, пристенных ледяных потоков (пещера Дружба, Урал).
Кальцитовые обрамления (забереги) образуются при примыкании пленки к берегу или к сталактиту, сталагмиту. Широко распространены в крымских пещерах. Они образуются на бортах слабопроточных и непроточных озер вследствие снижения их уровня. На сталактитах, свисающих в озеро, и на сталагмитах, поднимающихся со дна, возникают кружевные оторочки всевозможной формы и размеров. В карстологии они считаются минеральными индикаторами уровня затопления пещер.
Кальцитовые плотины (гуры) широко распространены во многих карстовых областях России. Высота их плотин колеблется в широких пределах от 0,2 до 7,0 м, площадь озер за гурами составляет от 2 до 200 м2. Отложение кальцита происходит за счет изменения гидрохимического баланса потока у комплексного термогеохимического и гидрофизического барьера, возникающего при перетоке воды из ванночки вниз по плотине. Здесь образуется тонкий слой осажденного кальцита. Гуры, образовавшиеся при водопритоке 0,001-0,100 л/с, располагаются в одиночку или небольшими группами в основании крупных фильтрующих трещин, в зонах площадной инфильтрационной или конденсационной капели, в сужениях боковых притоков, недоступных для дальнейшего прохождения. Для них характерны значительные колебания высоты натечных плотин (0,5-5,0 м) и площади озер за ними (0,2-15,0 м2), небольшая длина плотин (0,2-1,2 м), сильная выпуклость их стенок вниз по потоку. Стенки плотин сложены пористым карбонатным материалом (плотность 2,2-2,4 г/см3) и обрамлены с внутренней стороны кальцитовыми оторочками. На дне их часты скопления костей летучих мышей и мелких грызунов, обломки сталактитов, кальцитовые пизолиты. Галька вмещающих пород, как правило, отсутствует. Кальцитовые плотины обычно сохраняются целыми, а озера переполняются водой только после дождей и снеготаяния. Подобные гуры формируются у комплексного механико-термодинамического барьера (Дублянский, Вахрушев, Амеличев, Шутов, 2002).
Гуры, образовавшиеся в проточных условиях при водопритоке 0,1-100,0 л/с, резко отличаются от описанных по морфологии. Некоторые из плотин Красной пещеры в Крыму состоят из почти 11 тысяч сезонных слоев. Они характеризуются значительной высотой (0,2-7,0 м), большой площадью плотинных озер (10-200 м2), большой длиной (обычно 3-4 м, максимально – 13 м). Плотины имеют сложный ступенчатый профиль с преобладанием вертикальных участков. Сложены они более плотным карбонатным материалом (объемный вес 2,4-2,6 г/см3). Внутренняя и особенно внешняя стенки плотин отшлифованы водой, а иногда «бронированы» плотным блестящим карбонатно-марганцевым налетом толщиной 0,2-0,3 мм. На днищах плотинных озер этого типа присутствует хорошо окатанный гравийный и песчано-галечниковый материал автохтонного (вмещающие известняки и натеки) и аллохтонного (кварцевая галька) происхождения. Гуры могут образовывать каскады, расположенные вниз по потоку. Каскады гуров известны во многих карстовых полостях. Характерной особенностью проточных гуров является их прорыв при увеличении обводненности. Например, в Красной пещере лишь 16% всех гуров удерживает воду. Остальные плотины прорваны, причем в 45% случаев это узкий (10-30 см) пропил, в 35% - это прорыв стенки эворзионного котла в теле плотины, в 20% - прорыв основания гура с образованием натечно-аккумулятивного моста на высоте 0,2-2,1 м над современным водотоком.
Кальцитовые оолиты и пизолиты встречаются в мелких слабопроточных озерах, в небольших углублениях, образованных каплями, падающими со сталактитов или сводов пещер, в гуровых озерах и др. Оолиты и пизолиты отличаются между собой только размерами. Их округлые белого цвета разности называются пещерным жемчугом. Оолиты имеют овальную форму при средних размерах 5-10 мм.
Повышение температуры воды в проточных ванночках вызывает снижение карбонатной емкости подземных вод и, как следствие, более активное формирование пещерного жемчуга.
Пещерные оолиты и пизолиты образованы центральным ядром и окружающими его концентрическими слоями. Пизолиты состоят в основном из карбоната кальция. Плотное ядро обычно состоит из обломков вмещающих пещеры известняков, песчинок кварца, реже – комочков глины, кусочков трубчатых сталактитов, мелких косточек птиц. Форма ядра определяет первоначальные очертания пизолитов, иногда сохраняющиеся до конечной стадии. Известны случаи, когда после нарастания 30-40 концентров ориентация большого диаметра пизолита меняется. Это свидетельствует о его повороте в процессе роста. Количество слоев в самых крупных пизолитах достигает 180-200. В отдельных пересыхающих ванночках найдены жемчужины, разбитые трещинами усыхания. Это указывает на обезвоживание и «старение» первоначального коллоидного сгустка. Таким образом, пещерный жемчуг является полигенетическим образованием.
Химический состав оолитов и пизолитов соответствует составу вмещающих известняков.
Известковый туф является специфическим образованием, возникающим у выходов подземных вод, связанных с пещерами. Обычно это отложения холодных вод, но имеются туфы, образованные гидротермальными источниками. Отложение туфов происходит из вод гидрокарбонатного кальциевого, магниево-кальциевого и натриево-кальциевого состава при минерализации 250-440 мг/л. Отложение карбоната связано с комплексным биомеханико-термодинамическим барьером, возникающим на участках с турбулентным режимом перемешивания воды на перекатах, скальных порогах и водопадах (Вахрушев, 2010.). Туф оседает на поверхности листостебельных и водяных мхов, ветвях кустарников и деревьев, принесенных водотоком. Туфы слагают так называемые «туфовые площадки» у выходов некоторых карстовых пещер-источников и могут достигать объемов до 400 тыс. м3 (Дублянский, Вахрушев, Амеличев, Шутов, 2002).5. Кристаллы автохтонных минералов
К ним относятся прежде всего кристаллы кальцита в карбонатном карсте, гипса в сульфатном и галита в соляном. Кристаллы исландского шпата встречены в ряде карстовых полостей Крыма, Кавказа, Средней Азии и др. Как правило, они размещаются в расширениях трещин, выполненных желто-бурой глиной. Кристаллы чаще всего не соприкасаются со стенками полости. Средние размеры кристаллов исландского шпата для карстовой шахты Ход конем (Крым) составляет 8-10 см, хотя здесь же встречены индивидуумы до 15 см длиной (Дублянский, 1977). Кристаллы прозрачные, бесцветные или светло-серые. Формирование исландского шпата связано с термальными водами.
Кальцитовые кристаллы. В ряде пещер карбонатного карста России встречаются скелетные формы кристаллов кальцита размерами от нескольких миллиметров до 5-7 см. Крупные кристаллы имеют пирамидальный габитус. Часты кристаллы различных размеров, габитусной формой которых является скаленоэдр. Очевидно, они возникли в субаэральных условиях из холодных растворов (температура менее 20°С).
В ряде карстовых полостей, претерпевших гидротермокарстовый этап своего развития, встречаются выступающие над поверхностью стен отпрепарированные кальцитовые жилы. Поверхность жильного кальцита корродирована, местами покрыта остаточной глиной, окислами марганца или карбонатными натеками. Кристаллы кальцита слабо люминесцируют в светло-голубых и синих цветах. Спектральный анализ выявил наличие в них ряда элементов: Ba, Na, Sn, Cu, Ni, Sr, B, Al, Si, Mn, Fe, Mg, Ti. Температура гомогенизации включений в них колеблется от 40 до 120°С (Дублянский, Вахрушев, Амеличев, Шутов, 2002).
Кристаллы фреатического (субаквального) кальцита могут покрывать сплошной корой стены карстовых ходов. Сложены они параллельно-шестоватыми кристаллами кальцита коричневого цвета толщиной от 5 до 60 см. Их происхождение связано с гидротермальным этапом происхождения полостей. Встречаются твердые включения кристаллов доломита, агрегаты барит-стронцианита, гидроксилапатита, гидроокислы марганца, антимонит, апатитовые и апатит-бруштитовые минеральные метасоматические ассоциации и др. (Климчук, Тимохина , 2011).
Гипсовые кристаллы, хотя и характерны для сульфатного карста, однако достаточно часто встречаются и в карбонатном карсте, особенно если участок пещеры располагается близ тектонического нарушения, в зоне, где отмечаются лишь годовые колебания температуры и влажности воздуха, не превышающие 0,2°С и 0,3 мм рт. ст.
На карстующихся породах, покрытых глиной, растут гипсовые стяжения зубчатой формы, сложенные крупнокристаллическим гипсом. Кристаллы гипса обычно призматические, вследствие вторичного растворения редко сохраняющие правильные кристаллографические очертания. На участках поступления поровых растворов образуются гипсовые цветы – антолиты. В карбонатном карсте гипсовые кристаллы образуются при воздействии инфильтрационных вод на рассеянный в известняках пирит. Они являются признаком близости крупных разрывных зон.
Кристаллы арагонита. Встречаются в пещерах Крыма, Предуралья, Сибири, Дальнего Востока и др. Арагонит представлен в виде кристаллов, сталактитов, сталагмитов, геликтитов. Нахождение арагонита, возможно, связано с гидротермальными процессами.6. Органогенные отложения
Органогенные отложения пещер чаще всего представлены фосфоритами, гуано, костной брекчией, селитрой, отложениями колониальных микроорганизмов.
Гуано и фосфориты пещер. Фосфориты и фосфорсодержащие минералы образуются в карстовых полостях, населенных наземными позвоночными. Во многих пещерах России имеются участки с залежами гуано летучих мышей. Минералогия фосфорсодержащих образований на контакте гуано и коренных известняков практически неизвестна. Между тем, в отложениях пещер Мира описано более 50 фосфатов, в том числе – много редких минералов (Hill, Forti, 1997).
Отложения костей современной и более древних эпох в массовых количествах встречаются достаточно редко. Большие скопления костей могут образовывать так называемые костяные брекчии. По виду это рыхлая песчано-глинистая красно-бурая порода с большим содержанием окислов фосфора, кремнезема, алюминия и железа. Имеются костяные брекчии, сцементированные карбонатом. Иногда встречаются псевдоморфозы по ископаемым костным остаткам фауны гидроокислов железа и марганца, гипса, кальцита, карбонатапатита. Описан карбонатгидроксилапатит в виде шарообразной формы размером до 3-5 мм желтого, янтарно-желтого, розовато-белого цвета (Тищенко, 2008). Археологические и палеонтологические исследования костей различных животных древних эпох — важный материал для палеогеографических реконструкций (Дублянский, Вахрушев, Амеличев, Шутов, 2002; Бачинский, 1970; Ридуш, Времир, 2008). Чаще всего в пещерах встречаются костные остатки зайца, оленя, лисицы, пещерного медведя, быка, хомяка, слепыша, барсука, собаки, косули, лошади, значительно реже - пещерного льва, пещерной гиены, мамонта, волосатого и этрусского носорога. Большинство костных остатков имеют плейстоценовый возраст - до 1,5 млн. лет. Несколько реже встречаются плиоценовые местонахождения возрастом 2 и более млн. лет (Дублянский, Вахрушев, Амеличев, Шутов, 2002).
Селитра. Залежи биогенной селитры в виде мучнистых налетов, кор и мелких кристаллов связаны с биохимическим разложением азотсодержащих органических веществ в пещерах. Они известны в пещерах Крыма , на Северном Кавказе, в Средней Азии, Сибири, Дальнего Востока и др.
Отложения колоний микроорганизмов, среди которых наиболее активны с седиментационной точки зрения являются железобактерии. В результате их жизнедеятельности возникают биохемогенные образования — микробиолиты (пленки, микро сталактиты и сталагмиты, коры и др.), образующиеся на стенах и днищах пещер. Они могут также образовывать сталагмитоподобные, трубчатые, коралловидные, натековидные и другие формы (Андрейчук, 2009).7. Антропогенные отложения
Антропогенные отложения представляют собой следы жизнедеятельности современного и древнего человека. Их исследования позволяют установить характер использования каждой конкретной пещеры или искусственные полости (Дублянский, Дублянская, Лавров, 2001). Археологические исследования карстовых регионов России показали, что пещеры использовались древним человеком, начиная с раннего палеолита. Данные материалы имеются в региональных сводках практически для каждого крупного карстового района страны.
Для изучения отложений полостей используется широкий набор полевых и лабораторных методов исследований. Их применению посвящена достаточно обширная, в основном карстологическая, литература (Ниязов, 1983; Дублянский, Вахрушев, Амеличев, Шутов, 2002 и др.).
Рис.3 Кальцитовые оторочки на уровне стояния воды подземного озера.
Рис.4. Кальцитовые оторочки (забереги) нескольких уровней стояния воды подземного озера
Рис.5. Каскадный натек
Рис.6. Кальцитовые драпировки и сталагмиты нескольких генераций
Рис.7. Пещерный зал с различными натечными образованиями
Рис.8. Сросшиеся сталактиты и сталагмиты на кальцитовой коре
Рис.9 Кристаллы целестина (сульфата стронция) на фоне белого кальцитового натека (фото Л.Гомарева, А.Шелепин)
Рис.10. Геликтиты (фото Л.Гомарева, А.Шелепин)
Рис.11. Гипсовые цветы – антолиты (фото Л.Гомарева, А.Шелепин)
СПИСОК ИСПОЛЬЗОВАННОЙ ЛИТЕРАТУРЫ
- Андрейчук В.Н. Cистемная природа карстового ландшафта // Спелеология и карстология. – 2009. - №3. – С. 47-59.
Бачинский Г. А. Тафономическая характеристика местонахождений ископаемых позвоночных в карстовых пещерах Украины // Физическая география и геоморфология (Карст Украины). - 1970. - №4. - С. 153-159.
Вахрушев Б.А., Дублянский В.Н., Амеличев Г.Н. Карст Бзыбского хребта. Западный Кавказ. - Москва: РУДН, 2001. – 170 с.
Вахрушев Б.А. Роль геохимических превращений в карстовом геоморфогенезе // Спелеология и карстология. - 2010. - №4. - С. 33-43.
Дублянский В.Н., Клименко В.И., Вахрушев Б.А. Карст и подземные воды карстовых массивов Западного Кавказа – Л.: Наука, 1985. – 150 с.
Дублянский В.Н. Карстовые пещеры и шахты Горного Крыма. – Л.: Наука, 1977. – 180 с.
Дублянский В.Н., Дублянская Г. Н.Карстоведение. Часть 1. Общее карстоведение. - Пермь: ПГУ, 2004. - 307 с.
Дублянский В.Н., Дублянская Г.Н., Лавров И.А. Классификация, использование и охрана подземных пространств. - Екатеринбург: УрО РАН, 2001. - 195 с.
Дублянский В.Н., Полканов Ю.А. Состав водных хемогенных и механических отложений карстовых полостей Горного Крыма // Пещеры. - Пермь, 1974. - Вып. 14-15. - С. 32-38.
Кизевальтер Д.С., Рыжова А. А. Основы четвертичной геологии. – М: Наука, 1985. - 177 с.
Кожевников А.В. Антропоген гор и предгорий. - М.: Недра, 1985. - 181 с.
Крубер А. А. Карстовая область Горного Крыма. - М., 1915. - 319 с.
Климчук А.Б., Тимохина Е. И. Морфогенетический анализ пещеры Таврская (Внутренняя гряда Предгорного Крыма) // Спелеология и карстология. - 2011. - №6. - С. 36-52.
Дублянский В.Н., Вахрушев Б.А., Амеличев Г.Н., Шутов Ю.И.. Красная пещера. Опыт комплексных карстологических исследований - М. : РУДН, 2002. - 190 с.
Максимович Г. А. Основы карстоведения Т. 1. – Пермь: Пермское книжное изд-во, 1963. – 444 с.
Проблемы изучения карстовых полостей южных областей СССР / под ред. Р. А. Ниязова. - Ташкент: Фан УзССР, 1983. - 150 с.
Ридуш Б.Т., Времир М.Итоги и перспективы палеонтологического изучения пещер Крыма // Спелеология и карстология. - 2008. - №1. - С. 85-93.
Степанов В. И. Минералогия пещер // Пещеры. - Пермь, 1999. - С. 63-71.
Тищенко А.И. Минералогическая изученность карстовых полостей Крыма // Спелеология и карстология. - 2008. - №1. - С.81-84.
Турчинов И. И. Генетическая классификация пещерных минералов и спелеоминеральные формации // Свет. - 1996. - №1 (14). - С. 24-26.
Шанцер Е.В. Очерки учения о генетических типах континентальных осадочных образований. - М.: Наука, 1966. - 239 с.
Шутов Ю.И. Условия формирования, гидродинамическая гидрохимическая зональности трещинно-карстовых вод Главной гряды Горного Крыма. Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук. Киев, 1971. – 22 с.
- Hill C.A., Forti P.Cave minerals of the World. - Huntsville, Alabama, U.S.A. - 1997. - 462 p.