Минералы-микропримеси соляных пород Верхнекамского месторождения солей

Размещено на http://www.allbest.ru/

3

Размещено на http://www.allbest.ru/

1

Курсовая работа

Минералы-микропримеси соляных пород Верхнекамского месторождения солей

Содержание

Введение

1. Общая характеристика Верхнекамского месторождения

1.1Стратиграфия и литология

1.2 Тектоника

2. Минералогия ВКМС

3. Методика работы

4. Характеристика минералов-микропримесей соляных пород

4.1 Интерметаллиды

4.2 Оксиды и гидроксиды

4.3 Сульфиды

4.4 Сульфаты

4.5 Фосфаты

4.6 Силикаты

4.7 Общая характеристика состава микропримесей и его связь с генезисом

Заключение

Библиографический список

Прил. 1. Кадастр минералов и минеральных разновидностей ВКМС

Прил. 2. Геохимическая специализация интерметаллидов по толщам соляных пород ВКМС

Прил. 3. Минералы-микропримеси нерастворимого остатка соляных пород

Прил. 4. Распределение количества минеральных видов микрпримесей по типам соляных пород

Прил. 5. Соотношение чисел минералов разных химических элементов

Прил. 6 Минералы-микропримеси нерастворимого остатка соляных пород ВКМС (микрофотографии)

минерал месторождение микропримесь калийная соль

Введение

Целью данной работы являлся анализ состава и выяснение его связи с генезисом минералов-микропримесей соляных пород Верхнекамского месторождения калийных солей (в дальнейшем ВКМС).

В задачи настоящей работы входило:

- пересчёт химических анализов, построение графиков состава минералов;

- анализ литературных данных;

- восстановление природы интерметаллидов в соляных породах ВКМС.

Автор благодарен сотрудникам Лаборатории геологии месторождений полезных ископаемых Горного Института УрО РАН за предоставленные материалы, а также А.Ф. Сметанникову и В.Н. Филиппову за предоставленные анализы.

Отдельную благодарность автор выражает Чайковскому И.И.

1. Общая характеристика Верхнекамского месторождения

Верхнекамское месторождение калийных и магниевых солей находится в пределах Пермского края на левом берегу р. Камы (рис. 1). Месторождение комплексное; на его основе ведётся добыча сильвинитов (сырьё для производства калийных удобрений), карналлита (получение искусственного карналлита для магниевой промышленности), каменной соли (технической, кормовой, пищевой) и рассолов (сырьё для производства соды, энергетической промышленности). Геологические запасы месторождения огромны и оцениваются по карналлитовой породе в 96,4 млрд. т, по сильвинитам - 113,2 млрд. т, по каменной соли - 4650 млрд. т [7].

Верхнекамское месторождение солей приурочено к центральной части Соликамской впадины Предуральского краевого прогиба. Соляная толща имеет форму линзы площадью около 8,1 тыс. км², прослеживается в меридиональном направлении на 205 км, в широтном - до 55 км. Внутри контура соляной толщи расположена многопластовая залежь калийно-магниевых солей протяжённостью 135 км при ширине до 41 км. Площадь основной части калийной залежи - 3,7 тыс. км² [7].

Рис. 1. Географическое положение ВКМС (штриховкой отмечена площадь развития соляной залежи, по А. И. Кудряшову, 2001)

1.1 Стратиграфия

Геологический разрез Соликамской впадины наиболее полно изучен опорной (скв. 1-ОП, глубина 2973 м) и нефтепоисковыми скважинами. Ими вскрыты породы кудымкарской свиты (Vkd) валдайской серии вендского комплекса, представленные алевролитами неравномерноглинистыми, ангидритизированными, с обугленными растительными остатками; аргиллитами слюдистыми, зеленовато-серыми и буро-коричневыми, песчанистыми; песчаниками косослоистыми, реже массивными, кварцевыми, мелкозернистыми. Вскрытая мощность вендского комплекса 342 м. Выше залегают отложения девонской, каменноугольной, пермской, палеогеновой (?), неогеновой (?) и четвертичной систем [7].

Отложения девонской системы в объеме среднего и верхнего отделов, со стратиграфическим перерывом залегают на породах вендского комплекса. Разрез системы представлен двумя толщами: нижней - терригенной и верхней - карбонатной [7].

Терригенная толща включает отложения эйфельского и живетского ярусов среднего девона, а также франского яруса верхнего девона.

Средний отдел (D₂) в нижней части представлен алевролитами, песчаниками и аргиллитами. В верхней части разреза наблюдается переслаивание алевролитов и аргиллитов с редкими прослоями песчаников. Мощность отдела колеблется от 10 до 75 м.

Верхний отдел (D₃) представлен отложениями франского и фаменского ярусов.

Нижняя часть разреза франского яруса (D₃f) в объеме пашийского и низов таманского горизонтов представлена терригенной пачкой, сложенной алевролитами, песчаниками и аргиллитами. Мощность пачки - от 6 до 30 м.

Разрезы карбонатной части франского яруса (D₃f) и отложения фаменского яруса (D₃fm) группируются в рифовый и межрифовый типы.

Мощность карбонатной части разреза франского яруса от 95 до 405 м, фаменского -- 70-210 м.

Каменноугольная система представлена нижним, средним и верхним отделами [7]. Нижний отдел включает турнейский, визейский и серпуховский ярусы.

Турнейский ярус (C₁t) развит не повсеместно. Разрезы межрифового типа, склонов рифовых сооружений и мелководья постепенно сменяются от карбонатного до карбонатно-терригенного типа разреза.

Мощность турнейского яруса изменяется от 0 до 270 м.

Визейский ярус (C₁v). Нижняя часть разреза имеет терригенный состав (аргиллиты, алевролиты, песчаники). Мощность терригенной пачки 10-90 м

Карбонатная часть разреза нижнего отдела каменноугольной системы (верхи визейского яруса и нерасчлененный серпуховский ярус) сложены известняками, доломитами, с желваками ангидрита и кремня. Суммарная мощность карбонатной части разреза визейского яруса и серпуховского яруса изменяется от110до530м.

Средний отдел каменноугольной системы представлен башкирским и московским ярусами.

Башкирский ярус (C₂b) сложен известняками. Породы местами доломитизированы и сулъфатизированы. В кровле яруса гравелиты и конглобрекчии. Мощность яруса от 15 до 80 м.

Московский Ярус (C₂m) представлен неравномерным переслаиванием известняков, аргиллитов и доломитов. Наблюдается доломитизация, сульфатизация, битуминозность по стилолитовым швам. Мощность яруса 15-305 м.

Верхний отдел каменноугольной системы (С₃) сложен преимущественно доломитами с прослоями известняков. Наблюдается слабое окремнение и сульфатизация. Мощность отдела 35-80 м.

Пермская система представлена нижним, и средним отделами [7, с поправками по 11].

Нижнепермские отложения развиты в объеме ассельско-сакмарского, артинского и кунгурского ярусов.

Ассельский и сакмарский ярусы (P₁a+s). Нерасчлененные отложения ярусов сложены известняками. Мощность их изменяется от 180 до 450 м.

Артинский ярус (P₁ar) по лотологическому составу подразделяется на две пачки: карбонатную и терригенную.

Карбонатная пачка (P₁ar₁) представлена известняками с обильной фауной. Отмечено их участие в формировании рифовых построек. Мощность пачки от 70 до 220 м.

Терригенная пачка распространена лишь в восточной части Соликамской впадины, где представлена урминской свитой (P₁ur) и образует так называемый «артинский терригенный клин», который сложен флишоидно-молассовой толщей аргиллитами, алевролитами и песчаниками с линзами и прослоями конгломератов. Мощность толщи от 120 м на западе до 15000 и более на востоке, в зоне перехода к передовым складкам Урала.

В западной части Соликамской впадины урминская свита фациально сменяется на глинистые известняки, мергели и доломиты дивьинской свиты (P₁dv). Мощность ее колеблется от 10 до 120 м.

Кунгурский ярус, отложения которого распространены на всей территории Соликамской впадины, представлен двумя горизонтами -филлипповским и иренским.

Филлипповский горизонт на большей части Соликамской впадины распространен карбонатно-сульфатный тип разреза - карнауховская свита (P₁kr). На восточной окраине Предуральского прогиба карбонаты и сульфаты замещаюмся обломочными породами лекской свиты (P₁lk).

Мощность горизонта 50-160 м.

Иренский горизонт (P₁ir) в пределах Соликамской впадины и прилегающей к ней части Русской платформы включает четыре одновозрастные свиты иренскую, березниковскую, поповскую и кошелевскую, фациально сменяющие друг друга с запада на восток.

Иренская свита (P₁ir₁), развитая в пределах восточной окраины Русской платформы, делится на семь пачек, из которых нечетные сложены в основном ангидритовой породой, а четные представлены преимущественно доломитами и доломитизированными известняками, содержащими фауну. Мощность иренской свиты от ПО до 385 м.

Березниковская свита (P₁br), развитая в центральной (части Соликамской впадины, представлена глинисто-ангидритовой и соляной толщами. Последняя включает калийную залежь Верхнекамского месторождения. Мощность свиты 150-800 м.

Вдоль восточного борта Предуральского прогиба распространена поповская свита (P₁pp), сложенная мергелями, глинами, алевролитами с линзами ангидрита и каменной соли. Мощность свиты 30-500 м.

Уфимский ярус представлен соликамским и шешминским горизонтами, которые соответствуют одноименным свитам.

Соликамская свита подразделяется на две толщи - соляно-мергельную (СМТ - P₁sl₁) терригенно-карбонатную (ТКТ - P₁ sl₂).

СМТ сложена мергелями, глинами, гипсами, ангидритами и каменной солью. Ее средняя мощность около 100 м.

ТКТ разделяется на две литозоны: нижнюю мергельно-доломито-известняковую и верхнюю -- известняково-терригеную. Общая мощность ТКТ колеблется от 90 до 170 м.

Шешминская свита (P₁љљ) представлена пестроцветной толщей (ПЦТ). Толща сложена песчаниками и алевролитами. В пределах ВКМС мощность шешминского горизонта изменяется от 0 до 675 м.

Галогенная формация Соликамской впадины включает отложения карнауховской, березниковской свит и нижнесоликамской подсвиты [5].

Соляная толща входит в состав Березниковской свиты. Ее мощность колеблется до 550 м. Толща подразделяется (снизу вверх) на подстилающую каменную соль (ПдКС - Р₁br ₂), калийную залежь (P₁br₃), состоящую из сильвинитовой (СЗ) и карналлитовой (КЗ) зон, и покровную каменную соль (ПКС - P₁br₄).

Подстилающая каменная соль (ПдКС) делится на три пачки (горизонта), каждая из которых характеризуется определенным литологическим составом.

Нижняя пачка сложена чередующимися пластами каменной соли и терригенно-хемогенных пород. Общая мощность нижней пачки ПдКС изменяется от 61 до 98,6 м.

Средняя пачка представлена мощной, относительно однородной каменной солью, в которой встречаются прослои глинисто-ангидритового материала, а также вскрыт пласт красного сильвинита, названный пластом Кр IV. Общая мощность средней пачки ПдКС от 50 до 440 м.

В основании верхней пачки ПдКС находится пласт «маркирующая глина» (МГ), залегающий с угловым насогласием на каменной соли средней пачки. Мощность верхней пачки ПдКС колеблется от 8 до 66 м.

Калийная залежь Верхнекамского месторождения представлена серией продуктивных пластов, разделенных каменной солью. По составу продуктивных пластов залежь делится на сильвинитовую и карналлитовую зоны.

Сильвиниловая зона сложена чередующимися пластами красных сильвинитов (КрIII, КрII, KpI), полосчатого сильвинита (А) и разделяющих их пластов каменной соли (КрП-КрIII, KpI-КрII, А-КрI).

Каждая пачка каменной соли вместе с прослоем глинисто-ангидритового материала, входящего в состав залегающего выше ритма, образует так называемый «корж».

Карналлитовая зона сложена чередующимися пластами калийно-магниевых солей (девять слоев, которые индексируются снизу вверх буквами от В до К) и каменной соли (восемь слоев -- от Б-В до И-К). В основании зоны, непосредственно на пласте А залегает пласт Б. Эта зона подразделяется на две пачки: нижнюю -- карналлитовую, охватывающую пласты от Б до Е (зона мощных пластов), и верхнюю, карналлито-галитовую (зона тонких пластов), содержащую пласты от Е-Ж до К.

На части площади карналлитовые породы замещаются пестрыми сильинитами, которые в свою очередь могут замещаться каменной солью.

Общая мощность карналлитовой зоны изменяется от 38 до 80 м.

Покровная каменная соль (ПКС) распространена на преобладающей части месторождения, но отсутствует на сводах некоторых поднятий. ПКС разделена разделена на две пачки: нижнюю (светлая соль) и верхнюю (темная соль). Граница между пачками проходит в основании маркирующего горизонта «галопелитовая пара». Мощность ПКС изменяется от 16 до 22 м.

Среднепермские отложения представлены казанским ярусом [7].

Казанский ярус (Р₂kz). Отложения этого яруса распространены к западу от месторождения и представлены толщей песчаников и алевролитов с линзами конгломератов, прослоями глин, известняков и мергелей.

Кайнозойские отложения палеогена и неогена на площади месторождения развиты фрагментарно.

К палеогеновым отложениям условно отнесены цветные глины (белые, желтые и др.) и кварцевые песчано-гравийно-галечные отложения, вскрытые в северной части Дуринской площади. Мощность этих отложений до 17,4 м [7]. Неогеновые (верхнемиоценовые) отложения обнаружены в переуглублениях ложа древнего русла р. Пракамы. Они представлены глинами, песками и суглинками с прослоями торфа и лигнита. Мощность отложений 20-36 м [7].

Четвертичная система (Q) представлена рыхлыми образованиями различного происхождения: эоловыми песками, торфяно-болотными отложениями, аллювиальными песками, глинами, галечниками, озерно-аллювиальными и перигляционными супесями, суглинками и глинами, флювиогляциальными, моренными и другими образованиями. Мощность четвертичных отложений достигает 80 м [7].



Рис. 2. Геологическая карта Верхнекамского месторождения калийных солей (по материалам Т.В. Харитонова, 2001)

1.2 Тектоника

Соликамская впадина представляет собой меридионально вытянутую структуру протяженностью около 240 км и шириной до 70-75 км. С севера она ограничена Колвинской седловиной, которая выделяется по выходам артинских и более древних отложений среди кунгурских. Ограничивающая впадину на юге Косьвинско-Чусовская седловина отличается повышенным уровнем залегания кунгурских и артинских отложений [7].

Теконика подсоляного комплекса пород [7]

По данным сейсморазведочных работ, в центральной части Соликамской впадины размытая поверхность кристаллического фундамента в целом имеет пологое погружение в восточном направлении, в сторону Урала. Наиболее высокое стояние фундамента (примерно 4,1 км) наблюдается в районе юго-западного края калийной залежи.

На общем фоне моноклинального залегания в северной часта площади проявляется четко выраженное осложнение в виде структурных мысов, террас и разделяющих их депрессий.

На структурном плане кровли терригенной пачки артинского яруса выявляются резкие структурные изменения, которые обусловлены накоплением в восточной части Соликамской впадины флишоидно-молассовой толщи, мощность которой резко возрастает в восточном направлении, в сторону Урала, до 200-500 м и более. В результате сформировался так называемый «артинский терригенный клин», который образовал пологую синклинальную структуру с отчетливо выраженными западным и восточным бортами -- собственно Соликамскую впадину.

На рассматриваемой территории выделяется пять региональных разломов: Красноуфимский и Западно-Уральский - субмеридиональные; Предтиманский - северо-западного простирания; Дуринский и Боровицкий - субширотного простирания.

Тектоника соляной толщи [7]

На структурном плане подошвы соляной толщи в общих чертах повторяется ситуация, выявленная на кровле артинских отложений. Кроме унаследованных положительных структур, рельеф подошвы соляной толщи усложняется частными, сравнительно узкими синклиналями второго порядка, раскрывающимися к центру основной структуры. Наблюдаются также локальные замкнутые депрессии брахисинклинали, оси которых ориентированы в разных направлениях. В западной части Верхнекамского месторождения отчетливо выделяются две сопряженные линейные региональные структуры меридионального простирания Камско-Вишерский вал и Камский прогиб.

На основной части ВКМС (восточнее Камского прогиба) развиты три типа структур. Первый тип - это локальные (протяженностью 10-40 км) линейные структуры: положительные поднятия и валы; отрицательные - прогибы, синклинали.

Второй тип структур -- локальные замкнутые положительные (купола, брахиантиклинали) и отрицательные (мульды, брахисинклинали) структуры.

К третьему типу структур относятся не замкнутые с одной стороны структуры более мелкого порядка, характеризующиеся однонаправленным погружением шарниров: положительные структурные выступы, отрицательные - желобообразные прогибы.

На площади месторождения выделяются две системы субширотных сопряженных узких линейных структур -- валов и прогибов, приуроченные к зонам Боровицкого и Дуринского региональных разломов. Участками отсутствия калийных солей, приуроченных к зонам этих разломов, калийная залежь делится на три части: северную, центральную и южную.

Складки внутри соляной толщи, независимо от их порядка и положения в пределах поднятий, имеют одну общую характерную черту: все они однообразно асимметрично построены - западные крылья у них более крутые, чем восточные, а осевые поверхности опрокинуты в той или иной степени только в одном направлении - на запад. В плане складки сочетаются кулисообразно. Длинные оси складок в общем параллельны между собой и осям соляных поднятий.

Тектоника надсолевых отложений [7]

В крупном плане общая пликативная структура надсолевого комплекса пород соответствует структуре кровли соленосной толщи.

Разрывные нарушения в пределах Верхнекамского месторождения выделены главным образом по результатам геофизических и дистанционных исследований. В процессе бурения солеразведочных скважин в надсолевом комплексе пород почти всегда фиксируются зоны повышенной трещиноватости и дробления, а также зеркала скольжения. Основными элементами разрывной тектоники ВКМС являются три субмеридиональных надвига, которые осложнены серией субширотных и диагональных горизонтальных сдвигов.

2. Минералогия ВКМС

Верхнекамское месторождение представляет собой пример уникальной по масштабам минералообразующей системы, связанной с испарением морской воды относительно замкнутого бассейна и кристаллизацией минералов из насыщенных хлоридных рассолов.

Основными породообразующими минералами соляной залежи Верхнекамского месторождения являются галит, сильвин и карналлит, которые слагают практически мономинеральные породы. На остальные фазы приходится не более 5 об.%. Число известных в настоящее время на месторождении минеральных видов довольно велико - 116 (Прил. 1), что обусловлено наличием четырех генетических ассоциаций: собственно хемогенной (эвапоритовой) -- 22%, эпигенетической -- 37, техногенной -- 23, кластогенной -- 18% [5].

Хемогенная (осадочная) ассоциация [5] представлена карбонатами (кальцит, доломит, магнезит), сульфатами (гипс, ангидрит) и галоидами (галит, сильвин, карналлит), которые в масштабе всей залежи осаждались согласно ряду М. Г. Валяшко. Это выражено в смене кальциевых минералов натриевыми, а затем калиевыми и магниевыми. Та же последовательность, но в более редуцированном виде, проявляется в каждом годичном цикле.

Годовой слой для нижней галититовой зоны начинается с тонкой глины, содержащей пелитоморфный карбонат (и ангидрит). Далее формируется прослой друзовидного «перистого» галита, обогащенный округлыми стяжениями ангидрита. Затем выпадает зернистый сахаровидный галит.

В сильвинитовой и карналлититовой зонах между «перистым» и зернистым галитом располагается прослой сильвина или карналлита.

Для верхней карналлитовой зоны характерны рассеянные тетраэдрические кристаллы боратов (эрикаит и чемберсит), а также существенно магнезиальные карбонаты (доломит, магнезит).

Эпигенетическая (наложенная) ассоциация [5] связывается со складчатостью в солях, отжатием рассолов и пресной кристаллизационной воды из глинистых прослоев и пластов и их миграцией внутри соляной залежи. При этом формируются син- и посттектонические жильные и пластообразные тела, прослои флюидально-катаклазированных солей с текстурами течения и вращения, линзы перекристаллизованных галоидов, зоны брекчирования и замещения (галитизации), участки пирротинизации, энтеролитовая складчатость.

В эту ассоциацию входят перекристаллизованные ангидрит, галит, новообразования гипса, целестина, барита, калистронцита, гёргейита, гидрофиллита, различных карбонатов. В галопелитовых прослоях, обогащенных ангидритом, наблюдаются пирит, пирротин, арсенопирит, сфалерит, киноварь, акантит, кварц и кварцин. Наряду с тонкозернисто-землистыми агрегатами и отдельными кристаллами отмечаются своеобразные натечные и дендритовидно-футлярообразные агрегаты сульфидов железа.

В карналлитовых пластах, содержащих большое количество кристаллизационной воды, наблюдаются образования гетита, самородных фаз и интерметаллидов (золото, серебро, тетрааурикуприд, амальгама, ртуть, свинец, олово, твердый раствор Pb-Sn).

Кластогенная (обломочная) ассоциация [5] представлена в различной степени окатанными минералами песчаной и алевритовой размерности из магматических и метаморфических комплексов, материал которых поступал в Предуральский прогиб с разрушающегося Уральского складчатого сооружения в раннепермское время.

Они сосредоточены в глинистых (галопелитовых) прослойках, формировавшихся при сезонном (весеннем) распреснении эвапоритового бассейна. Это в основном породообразующие (пироксены, роговая обманка, кварц, полевые шпаты, хлорит, мусковит, некоторые глинистые минералы) и акцессорные силикаты (эпидот, ставролит, циркон, гранаты, турмалин), а также устойчивые к переносу оксиды (магнетит, гематит, рутил, корунд, хромит, ильменит). Реже встречаются апатит, золото и др. Эта ассоциация в целом характеризует область питания существовавших поверхностных водотоков. Кроме обломочных минералов, в составе галопелитов присутствуют образования, по - видимому, космического происхождения, которые попали в бассейн на стадии осаждения солей: никелистая латунь и тэнит, а также сферулы вюстита.

Техногенная ассоциация [5] начала формироваться после вскрытия соляной залежи горными выработками и в процессе накопления на земной поверхности огромных солевых отвалов.

В горных выработках новообразование минералов происходит из пылевой (аэрозольной) фазы, конденсатных и закладочных рассолов. В основном они представлены галоидами, морфология которых в значительной степени зависит от существующих микрофациальных обстановок, а минеральный состав -- от вещественного состава отрабатываемых пластов. Отмечается некоторое сходство с агрегатами, типичными для карстовых полостей. В отдельных подземных водоемах, существующих на протяжении нескольких десятков лет, формируются такие габитусные формы кристаллов, которые неизвестны в природных условиях. Отмечена также экзотическая минерализация, схожая с фумарольной, связанная с подземным пожаром (сера, нашатырь, молизит, рокюнит).

На периферии соляных отвалов формируются рассолосборники, где в зависимости от времени года и погоды активно кристаллизуются сезонные минералы - галит и гидрогалит.

Агрессивность солей приводит к многообразию возникающих видов при их взаимодействии с металлическими предметами. Зафиксировано около 25 техногенных минеральных фаз, из которых 15 являются продуктами обменных реакций.

3. Методика работы

В статье А.Ф. Сметанникова и В.Н. Филиппова [12] представлены таблицы состава минералов-микропримесей нерастворимого остатка соляных пород в мас. %. Мною был произведён пересчёт представленных анализов по методу кислорода для определения частных формул минералов, результаты пересчётов представлены в таблицах. Для удобства восприятия информации были введены цветовые обозначения (табл. 3). После определения минералов были рассмотрены отдельные классы минералов, особенности их состава и образования.

Табл.3 Условные обозначения
G	Каменная соль
Sm	Сильвинит, межзерновой остаток
Sp	Сильвин, пигмент
K	Карналлит
	Пустая ячейка (нет данных) или нулевое значение

4. Характеристика минералов-микропримесей соляных пород

4.1 Интерметаллиды

Табл. 4. Состав интерметаллидов из нерастворимого остатка соляных пород ВКМС

Порода	№ анализа	Лат. название (Dana)	Русское название	Идеальная формула	Частная формула
G	1	Nickel	никель	Ni	Ni1,77Fe0,23
	2	Awaruite	аваруит	Fe3Ni	Fe3,09Ni0,91
	3	Nickel	никель	Ni	Ni0,97Fe0,03
	4		силицид Ni	NiSi	Ni1,04Si0,96
	5		Интерметаллид Sb-Pb	Sb4Pb3	Sb4,04Pb2,96
Sm	6	Awaruite	аваруит	Fe2Ni	Fe2,07Ni0,93
Sp	7	Chromferide	хромферрид	Fe3(Cr,Ti)	Fe3,12Cr0,56Ti0,32
	8	Iron	железо	Fe	Fe
	9	Awaruite	аваруит	Ni3Fe	Ni2,8Fe1,1Co0,1
	10	Nickel	никель	Ni	Ni
	11	Nickel	никель	Ni	Ni0,98Fe0,02
	12	Silicon	Кремний	Si	Si0,75Cu0,14Zn0,08Ni0,03
	13	Silicon	Кремний	Si	Si0,81Sn0,11Pb0,05Fe0,03
	14	Tongxinite	Тонгсинит	Cu2Zn	Cu1,94Zn1,06
	15	Tin	Олово	Sn	Sn
	16	Tetra-auricupride	Татрааурикуприд	CuAu	Cu0,96Au0,90Ag0,15
K	17		силицид Ni	Ni2Si	Ni1,98Fe0,11Si0,91
	18		бронза	Cu5Sn2	Cu4,97Sn2,03
	19	Hapkeite	хапкеит	Fe2Si	Fe1,81Ni0,19Si1,00

Нахождение химических элементов в виде самородных и интерметаллических соединений определяют такие их свойства как сидерофильность (сродство к углероду, элементам семейства железа) и нейтральность. Для проявления этих свойств необходимы резко выраженные восстановительных условия и недостаток кислорода и серы. Хлоридные соединения этих элементов растворимы и довольно подвижны [1].

Химические элементы, составляющие выявленные А.Ф. Сметанниковым и В.Н. Филипповым интерметаллиды, относятся, согласно классификации В.М. Гольдшмидта (1924) [4, 1], к группам литофильных, сидерофильных и халькофильных элементов (прил. 2). Среди литофильных элементов большое значение имеет кремний, Ti и Cr присутствуют в виде небольших примесей (Ca, Mg и Al были исключены из расчётов ввиду необычности ассоциации), из сидерофильных элементов - Fe, Со и Ni, остальные элементы относятся к группе халькофильных (Cu, Zn, Ag, Sn, Sb, Au, Pb). Эти группы элементов не обнаруживают приуроченности к определённым типам соляных пород, разве что карналлит содержит меньше самородных сидерофильных элементов (прил. 2).

Железо и никель образуют между собой изоморфный ряд и примерно с одинаковой вероятностью встречаются во всех основных типах пород ВКМС.

Самородные фазы и интерметаллиды в осадочных породах обычно являются аллотигенными и связывают их с интрузиями гипербазитов или гидротермами. Также эти минералы могли попасть в осадочные образования с пирокластическим или космогенным материалом [13]. Не исключено и их аутигенное образование.

Среди определённых минералов на Урале описаны следующие:

Железо. На Урале обычно встречается в ультраосновных массивах и околорудных породах. Зёрна железа часто ассоциируют с вторичным магнетитом, титаномагнетитом. В зернах железа уральских месторождений также установливаются вайрауит, никелистый вайрауит, аваруит и никель-железо. В мономинеральном виде обычно встречается б-железо,а также срастания б-железa и аваруита, хорошо выделяющиеся в рентгеновском излучении. Также железо встречается в золотокварцевых жилах [9].

Аваруит. На Урале встречен в лерцолитах, дунитах, серпентинитах и россыпях в срастаниях с б-железом, вайрауитом, хромитом, серпентином. В жилах магнетитовых оливинитов Качканарского пироксенитового массива аваруит установлен Л. Ф. Борисенко и другими (1982) в срастании с б-железом и вайрауитом в зернах до 0,05 мм. В бедновкрапленных рудах Войкаро-Сыньинского массива ассоциирует с хромитом, сульфидами Сu, Ni, Fe и медью [9].

Никель. Был обнаружен в золотых россыпях р. Миасс на Южном Урале в 1998 г. Бритвиным С.Н. [9].

Хромферид. Обнаружен в срастании с кремнисто-никелисто-хромистой разновидностью железа и железистым хромом в амфиболизированных габброидах с прожилково-вкрапленной золото-кварцевой минерализацией. В участках микробрекчий окварцованиых пород гетерогенные выделения металлов и интерметаллических соединений срастаются со слюдами, реже амфиболами, располагаясь внутри них по спайности, иногда полностью замещая их [9].

NiSi. Соединение, близкое по свойствам к синтетическому силициду никеля, предполагается М. И. Новгородовой (1983) в количестве 10 % в матрице хромферида в образцах из карбонатно-кварцевых жил золотокварцевого месторождения Кумак на Южном Урале. Указанное соединение вместе с железом с примесями хрома и кремния находится в тонких трещинах жильного кварца [9].

Кремний. Был обнаружен на Полюдовом кряже в Красновишерском районе в 1998 г. Жуковым В.В. и Чайковским И.И. [6].

Тонгсинит. Именуется также цинкистой медью -- разновидность самородной меди, содержащая примесь Zn в количестве первых десятков процентов. На Урале обнаружена в золотокварцевых рудах Кумакского месторождения, минерализованных тальк-карбонатных породах Айдырлинского рудного поля, в серпентинитах и хромититах Платиноносного пояса [9].

Тонгсинит имеет неупорядоченную структуру типа Сu. Рентгенометрические исследования этой разновидности меди подтвердили ее гомогенность. Микротвердость значительно превышает твердость искусственной латуни. Упрочнение, возможно, обусловлено неоднородной структурой и волокнистым строением [9]. Бронза (по данным анализа - Cu₅Sn₂). На Урале встречена мeдь оловянисто-цинкистая (природная бронза) - разновидность самородной меди, содержащей примеси Sn и Zn. Встречается в сростках с цинкистой медью или во включениях внутри агрегатов стистаита и свинца. Выделения оловянисто-цинкистой меди характеризуются тонковолокнистым внутренним строением. Распространена в кварц-карбонат-полевошпатовых метасоматитах, вмещающих золотоносные кварцевые прожилки [9].

Тетрааурикуприд. Известен в хлорит-гранат-пироксеновых родингитах месторождения Золотая Гора, Мелентьевского рудопроявления и дунитах Нижнетагильского массива. Его выделения часты в некоторые россыпях Среднего Урала, питающихся с зон рассланцевания массивов альпинотипных гипербазитов, а также россыпях западного склона Урала. Ассоциирует с медистым и ртутистым золотом, маухеритом и никелином [9].

Олово. Описано из золотоносных россыпей Башкирии, платиноносных россыпей Светлого бора Кумакских кварцевых жил, локализованных в амфиболизированных габброидах и фельдшпатизированных туфах среднего и кислого состава. Встречено в виде лентовидных выделений и графических срастаний со свинцом в зернах до 0,5 мм [9].

Сплав Sb-Pb состава Sb₄Pb₃ в кадастре минералов Урала [6] не описан.

Как видно, большинство самородных и интерметаллических соединений, обнаруженных А.Ф. Сметанниковым и В.Н. Филипповым в соляных породах ВКМС [12] также встречаются в ультрамафитовых массивах Урала и связанных с ними жильных и метаморфических комплексах пород. Возможно, они и являлись источниками этих минералов. Генезис самородных и интерметаллических фаз, по мнению Л.Ф. Борисенко и других, может быть связан здесь с формированием ультраосновных пород из глубинных источников или с процессами серпентинизации [9].

Такие минералы, как самородные Fe, Ni, Si, силициды Fe и Ni часто встречаются в составе метеоритов и сферул космогенного происхождения, а находки магнитных сферул, в свою очередь, известны также и в соляных породах (например, сообщение о находке магнитных шариков на ВКМС Ю. А. Третьяковым и И. В. Сидоровым в 1974 г.) [13].

Согласно Я.Э. Юдовичу в позднем диагенезе возможно выделение бактериального водорода. Поэтому можно предположить, что появление таких экзотических фаз, как самородные элементы связано с созданием восстановительной обстановки. На Верхнекамском месторождении восстановление металлов могло усугубиться за счет сульфатредукции, когда формировались сероводородные флюиды, мобилизовавшие рассеянные в солях металлы. Предполагается [5], что за счет преобразования гематита в гидрогетит, широко проявленного в карналлитовой толще, выделялся протон водорода, также способствующий возникновению самородных фаз и интерметаллидов.

4.2 Оксиды и гидроксиды

Табл.5 Состав оксидов и гидроксидов нерастворимого остатка соляных пород ВКМС

Порода	№ анализа	Лат. название (Dana)	Русское назв.	Идеальная формула	Частная формула
G	22	Rutile	Рутил	TiO2	(Ti0,95V0,02Fe0,03Zr0,01)1,01O2
Sp		Goethite	гётит	HFeO2
Sp		Hematite	гематит	Fe2O3
Sp	15	Zincite	цинкит	(Zn,Mn)O	(Fe0,05Zn0,80Sn0,05Pb0,03)0,93O
Sp	6	Hematite	гематит	Fe2O3	(Fe1,16Al0,14K0,59Si0,38)O3
K	15	Goethite	гётит	HFeO2	H(Fe1,18Cr0,16)1,34O2
K	16	Goethite	гётит	HFeO2	H(Fe1,12Cr0,21)1,33O3

Наибольшее разнообразие минералов этого класса наблюдается в пигменте сильвина. В карналлите отмечено только присутствие гётита. Характерна примесь хрома в гётите карналлита. Примесь Al, K и Si в гематите пигмента сильвина, возможно, обусловлена механической примесью алюмосиликатов.

Часть катионов, образующих в природе окислы гидроокислы, - Fe²⁺, Zn²⁺ и др. в кислых растворах способна к легкому переносу, но в сильно щелочных средах выпадает в виде кристаллических осадков -- гидроокислов или основных и средних солей. Катионы с более высокими ионными потенциалами -- Fe³⁺, Mn⁴⁺, Ti⁴⁺ и др. --легко осаждаются в слабощелочных или слабокислых растворах, главным образом в виде труднорастворимых гидроокислов (в соединении с анионами ОН) [3]. Так как солевой рассол имеет щелочную среду, то в таких условиях происходило образование гидроксидов, в частности, гётита, из раствора.

Гидроокислы, с течением времени, теряют капиллярную-и адсорбированную воду с образованием соединений, химически связанных с гидроксильными группами, и даже безводных окислов (Fe₂О₃, MnО₂ и др.). [3] Этим объясняется присутствие рутила в каменной соли и цинкита с гематитом в сильвините. Рутил, как довольно устойчивый к переносу минерал, мог принестись с терригенным материалом. Образование гётита может быть как сингенетичным с карналлитом, так и в результате гидратации рассеянного в пигменте гематита.

4.3 Сульфиды

Табл. 6 Состав сульфидов нерастворимого остатка соляных пород ВКМС

Порода	№ анализа	Лат. название (Dana)	Русское назв.	Идеальная формула	Частная формула
G	6	Watanabeite	ватанабеит	Cu4(As,Sb)2S5	Cu5,38(As0,18,Sb0,49)0,67S3,13
G	7	-	сульфид Cu и Mn	(Cu, Mn)S2	(Cu0,87Mn0,26)1,13S1,87
G	8	-	сульфид Cu и Mn	(Cu, Mn)S2	(Cu0,74Mn0,23)0,97S2,03
G	9	-	сульфид Cu и Mn	(Cu, Mn)S2	(Cu0,74Mn0,23)0,97S2,03
G	10	-	сульфид Cu и Mn	(Cu, Mn)S2	(Cu0,77Mn0,29)1,06S1,94
G	13	-	сульфид Cu и Mn	(Cu, Mn)S2	(Cu0,17Mn0,86)1,03S1,97
G		Sphalerite	сфалерит	ZnS
G		Pyrite	пирит	FeS2
Sm	2	Chalcopyrite	халькопирит	CuFeS2	Cu0,62Fe0,66S2,72
Sp	11	Chalcopyrite	халькопирит	CuFeS2	Cu0,56Fe0,71S2,73
Sp	12	Pyrite	пирит	FeS2	Fe0,64(Au0,002)S2,36
Sp	1	Pyrite	пирит	FeS2	Fe1,10S1,90
Sp	2	Pyrrhotite	пирротин	Fe(1-x)S (x=0-0.17)	Fe0,45S1,55
Sp	3	Pyrrhotite	пирротин	Fe(1-x)S (x=0-0.17)	Fe0,38(Pt0,0003Au0,0014)S1,62
Sp	4	Pyrite	пирит	FeS2	Fe0,98(Pt0,0038Au0,0082)S2,01
K	1	Nukundamite	нукундамит	(Cu,Fe)4S4	Cu1,29Fe1,36S5,34
K	2	Nukundamite	нукундамит	(Cu,Fe)4S4	Cu1,34Fe1,51S5,15
K	3	Nukundamite	нукундамит	(Cu,Fe)4S4	Cu1,25Fe1,42S5,33
K	4	Nukundamite	нукундамит	(Cu,Fe)4S4	Cu1,25Fe1,36S5,39
K	5	Chalcopyrite	халькопирит	CuFeS2	Cu0,64Fe0,78S2,58
K	6	Chalcopyrite	халькопирит	CuFeS2	Cu0,84Fe1,03S2,13

Среди представителей класса сульфидов в карналлите отмечены только медесодержащие минералы. Пирит и пирротин, отмеченные в пигменте сильвина, содержат примесь золота и платины. Наибольшее разнообразие катионов в составе сульфидов отмечено в галите.

На Урале представленные сульфиды встречаются в основном в колчеданных, гидротермальных, скарновых месторождениях, ликвационных месторождениях в ультраосновных массивах [9]. Пирит же является обычным минералом осадочных пород. В солях ВКМС для пирита характерен октаэдрический габитус кристаллов [9], что прослеживается также на микрофотографиях (рис. ).

В осадочных породах сульфиды образуются в основном в ходе диагенеза в результате бактериального разложения органики и редукции сульфатов [2, 9]. При наличии органики в осадке на участках медленного движения и застаивания минерализованных вод её начинается микробиологическое окисление кислородом неорганических соединений. В результате этого процесса среда становится восстановительной из-за увеличения содержания образующегося сероводорода. Соединения металлов в осадке, при этом восстанавливаются, образуя различные сульфиды. [13].

4.4 Сульфаты

Табл. 7 Состав сульфатов нерастворимого остатка соляных пород ВКМС

	№ анализа	Лат. название (Dana)	Русское назв.	Идеальная формула	Частная формула
G	19		Стронциобарит	(Sr, Ba)SO4	(Sr0,09Ba0,84)0,93S1,02O4
	20	Celestine	Целестин	SrSO4	Sr1,05S0,98O4
	21	Celestine	Целестин	SrSO4	Sr0,98S1,07O4
Sm	3	Celestine	Целестин	SrSO4	(Sr1,04Ba0,05)1,09S0,97O4
	4	Celestine	Целестин	SrSO4	(Sr0,97Ba0,07)1,04S0,98O4
	5	Celestine	Целестин	SrSO4	(Sr0,94Ba0,08)1,02S0,99O4
Sp	13	Barite	барит	Ba(SO4)	Ba0,39Sr0,04 Fe0,09 (S1,14O4)
	14	Barite	барит	Ba(SO4)	Ba0,40Sr0,08 Fe0,03 (S1,16O4)
	9	Barite	барит	Ba(SO4)	Ba0,42Fe0,56(S0,92O4)
	5	Lausenite	лаузенит	Fe+++2(SO4)3*6(H2O)	Fe4,15Au0,002(S0,64O4)3*6(H2O)
K	7	Celestine	Целестин	SrSO4	(Sr0,80Ba0,15)0,95S1,02O4
	8	Celestine	Целестин	SrSO4	(Sr0,94Ba0,04)0,98S1,00O4
	9	Celestine	Целестин	SrSO4	(Sr0,89Ba0,07)0,96S1,02O4
	10	Celestine	Целестин	SrSO4	(Sr0,85Ba0,12)0,97S1,01O4
	11	Anhydrite	Ангидрит	Ca(SO4)	Ca0,77(S1,08O4)

Целестин отмечен во всех основных типах пород, за исключением пигмента сильвина. Приведённые минералы - это безводные сульфаты щелочных металлов - Ca, Sr и Ba. Сульфаты кальция. Исключение составляет лаузенит, обнаруженный только в пигменте сильвина и содержащий примесь золота. Почти во всех представленных сульфатах наблюдается изоморфное замещение стронция барием.

В соляных породах ВКМС сульфаты встречаются в основном в глинисто-ангидритовых прослоях [12], являясь основным компонентом галопелитов [10]. Среди представленных сульфатов в соляных породах наибольшее распространение имеет ангидрит [7, 12].

4.5 Фосфаты

Табл. 8 Состав фосфатов нерастворимого остатка соляных пород ВКМС

Порода	№ анализа	Лат. название (Dana)	Русское назв.	Идеальная формула	Частная формула
G		Monazite-(Ce)	монацит	CePO4
K	18	Silicate apatites (Ellestadite)	Апатит-силикат (Эллештадит)	Ca5(SiO4,PO4,SO4)3 (F,OH,Cl)	Ca1,79Fe0,14Al0,58Mg0,28 (Si0,99O4,P0,53O4)3(OH)

Эти фосфаты наиболее распространены в изверженных щелочных породах, кислых и щелочных пегматитах, в грейзенах и гнейсах [3]. В осадочных породах встречаются в составе фосфоритов, где образуются сложным биохимическим путём.

В соляных породах ВКМС фосфаты находятся в галопелите среди других минералов обломочной ассоциации [5].

4.6 Силикаты

Табл. 9 Состав силикатов нерастворимого остатка соляных пород ВКМС

Порода	№ анализа	Лат. название (Dana)	Русское назв.	Идеальная формула	Частная формула
Sm	7	Zircon	Циркон	Zr(SiO4)	(Zr0,81Hf0,01)0,82(Si1,18O4)
Sm	6	Eakerite	Экерит	Ca2SnAl2Si6O18(OH)2 *2(H2O)	Ca0,41Sn3,73Al1,77Si5,74O18(OH)2 *2(H2O)
Sp	16	Stokesite	стокезит	CaSnSi3O9 *2(H2O)	Ca0,22Sn1,75Si2,64O9*2(H2O)
Sp	17	Pimelite?	пимелит	Ni3Si4O10(OH)2 *4(H2O)	Ni2,27Ca0,22Si4,11Al0,23O10(OH)2 *4(H2O)
Sp	18	Pimelite?	пимелит	Ni3Si4O10(OH)2 *4(H2O)	Ni2,27Fe0,23Ca0,22Mg0,20Si3,85O10 (OH)2*4(H2O)
Sp	19	Wilkinsonite	вилкинсонит	Na2Fe++4Fe+++2Si6O20	Na1,74Fe7,50Ca0,18Mg0,36Si3,48 Al0,26O20
Sp	7	Celadonite	селадонит	K(Mg,Fe++)(Fe+++,Al) [Si4O10](OH)2	K0,86(Fe0,84Al1,31Ti0,01)[Si3,65O10] (OH)2
Sp	8	Celadonite	селадонит	K(Mg,Fe++)(Fe+++,Al) [Si4O10](OH)2	K0,83(Fe0,47Al1,34Mg0,07S0,05) [Si3,82O10](OH)2

Силикаты отмечены только в сильвините, наибольшее их разнообразие представлено в пигменте сильвина.

Размер обособлений данных силикатов - до 10 микрон, обособления пимелита до 1 микрона, селадонит - 1-2 микрона. Эти силикаты, вероятно, попали в соляные породы в составе терригенного материалом с суши.

4.7 Общая характеристика состава микропримесей и его связь с генезисом

При пересчёте результатов химического анализа минералов-микропримесей нерастворимого остатка соляных пород всего было выделено 38 минеральных видов (прил. 3,6). Наибольшее количество минеральных видов микропримесей выделено в сильвините (прил.4), наименьшее - в карналлите. В свою очередь, в сильвините значительно большее число минералов наблюдается в пигменте сильвина. Во всех типах пород наиболее широко представлены интерметаллиды. Силикаты, как уже было сказано, выявлены среди микропримесей только в сильвините. В межзерновом остатке сильвинита обнаружено наименьшее число минералов (прил.4).

При рассмотрении числа минералов по группам катионов (прил. 5), наблюдается следующая картина. У катионов 1-2 групп периодической таблицы Д.И. Менделеева и у катионов 7-8 групп приблизительно одинаковое количество минералов. Катионы 3-6 групп образуют вдвое меньшее число минералов. Количество минералообразующих катионов 1-2 групп наибольшее, в то время как катионы 7-8 групп представлены только железом и никелем. Отсюда видно, что большинство минеральных видов микропримесей соляных пород ВКМС - минералы железа или железосодержащие минералы.

Минералы, слагающие нерастворимый остаток каменной соли ПдКС сконцентрированы в межзерновом пространстве галита и (или) формируют глинисто-ангидритовые прослои. В калийной залежи, минералы, слагающие Н.О., соляных пород представлены в двух фазах: минеральный пигмент соляных минералов (сильвина, карналлита и в меньшей степени галита) и минеральная масса межзернового пространства в сильвините и карналлитовых породах, а также в глинисто-ангидритовых прослоях («коржах»). [Сметанников]

Если Н.О. сильвинита (табл. 10) формируют, в основном, ангидрит, доломит, кварц, то пигмент сильвина формируют гетит+гематит, доломит, кварц и ОВ при отсутствии сульфатов кальция. А.Ф. Сметанниковым и В.Н. Филипповым [12] пигмент делился на флотируемую и осадочную фракцию.

Таблица 10 Минеральный состав нерастворимого остатка соляных пород [4], %

Минералы	Галитит (n=5)	Маркирующая глина (15)	Сильвинит (2)	Карналлитит (1)
Ангидрит	40	42	44	5
Гипс	10	21	5	3
Ярозит	1,1	сл.	-	-
Доломит	24	11	20	18
Кварц	12	12	12	35
Пол. шпаты	1,5	11	8	26
Хлорит	3,5	1,5	3	3
Гидрослюда	0,8	1	3	-
Тальк	-	-	-	3
Пирит	0,2	0,5	-	-
Гематит	0,6	0,6	сл.	-
Гетит	-	-	1,5	-
Лепидокрокит	-	-	-	3
Сорг.	0,9	1,35	1,1	1,54
Сумма	94,6	101,95	97,6	97,54

Согласно Молоштановой Н.Е. [10], основными компонентами галопелитов являются сульфаты, карбонаты и силикаты. Основная масса галопелитов формировалась за счёт преобразования терригенного материала под воздействием высокоминерализованных растворов (рапы). Интенсивность этого взаимодействия и состав конечных продуктов определяются, прежде всего исходной концентрацией донной рапы солеродного бассейна. При этом на повышенных участках солеродного бассейна преобладало хемогенное накопление осадков, а в наиболее глубоководных зонах формировались продукты трансформации глинистого материала.

При преобразовании терргиненного материала сравнительно легко подвергаются окислению также такие кислородные соединения, входящие в состав горных пород и руд, которые в своем составе содержат какие-либо металлы в низших степенях валентности, например Fe²⁺, Mn²⁺, V³⁺ и др. В процессе окисления эти металлы переходят в ионы высших валентностей, но меньших по размерам, вследствие чего силы связей в кристаллических структурах ослабляются. Это в конце концов приводит к полному разрушению окисляющихся кристаллических веществ с образованием новых как растворимых, так и не растворимых в воде соединений [3].

Образующиеся первоначально при этих процессах соли (сульфаты, карбонаты и др.) с той или иной скоростью вступают в реакцию с водой, подвергаясь разложению, или гидролизу, в результате чего ряд катионов металлов выпадает в виде трудно растворимых в воде гидроокислов. [3]. Катионы сильных металлов, т. е. щелочей и отчасти щелочных земель (с ионными потенциалами меньше 2) легко удерживаются и переносятся в водных растворах. В природных условиях они выпадают из раствора только в виде солей различных кислот. Исключение составляют сильнополяризующие катионы с 18-электронной оболочкой (Си¹⁺ и Pb ), встречающиеся в природе в виде окислов. [3]

Катионы с очень высокими ионными потенциалами (больше 10), обладающие малыми радиусами ионов и большими зарядами образуют прочные комплексные анионы с ковалентными связями: [BO₃]^3- , [CO₃]^2-. [SO₄]^2-, [РO₄]^3- и др., которые с соответствующими катионами дают разнообразные соли, выпадающие из растворов. [3]

Таким образом, терригенный материал влияет на состав большинства аутигенных фаз солеродного бассейна и, естественно, определяет состав аллотигенных минералов-микропримесей соляных пород.

Заключение

Часть минералов-микропримесей, установленные А.Ф. Сметанниковым и В.Н. Филипповым, в морском (эвапоритовом) бассейне нехарактерны для галогенных формаций. В связи с этим находки данных минералов в соляных породах могут являться индикаторами некоторых параметров минералообразующей среды и могут дать дополнительную информацию о процессах минералообразования в соляной толще. Понятие механизмов образования аутигенных минералов также даёт ценную информацию по распределению и формам нахождения рудных элементов, которые могут извлекаться при грамотном комплексном использовании добываемого сырья.

Изучив литературные данные по выявленным самородным минералам и интерметаллидам, я предположил следующие причины их присутствия в соляной толще ВКМС:

1. Привнос в растворимой и терригенной форме в бассейн соленакопления. Кроме того, предполагается участие космогенного материала (вероятнее всего, интерметаллиды и силициды железа и никеля)

2. Аутигенное образование части выявленных минералов в результате преобразования терригенного материала.

Наибольший интерес представляет аутигенное образование этих минералов и их распределение по разрезу.

Библиографический список

1. Бадалов С.Т. Геохимические циклы важнейших рудообразующих элементов. Ташкент: Фан, 1982. - 168 с.

2. Белогуб Е.В. Сульфаты Урала : распространенность, кристаллохимия, генезис / Е.В. Белогуб, Е.П. Щербакова, Н.К. Никандрова; [отв. ред. В.В. Зайков]; Ин-т минералогии УрО РАН. - М. : Наука, 2007. - 160 с.

3. Бетехтин А.Г. Курс минералогии: учебное пособие / А.Г. Бетехтин; под науч. ред. Б.И. Пирогова и Б.Б. Шкурского. М: КДУ, 2008. - 736 с.

4. Войткевич Г.В., Кокин А.В., Мирошников А.Е., Прохоров В.Г. Справочник по геохимии. М.: Недра, 1990. - 480 с.

5. Геологические памятники Пермского края: энциклопедия. Пермь: Книжная площадь, 2009. - 616 с.

6. Кобяшев Ю.С., Никандров С.Н. Минералы Урала (минеральные виды и разновидности). Екатеринбург: КВАДРАТ, 2007. - 312 с.

7. Кудряшов А.И. Верхнекамское месторождение солей. Пермь: ГИ УрО РАН, 2001. - 429 с.

8. Минералогия Урала. Оксиды и гидроксиды. В 2 ч. Часть 1. Миасс-Екатеринбург, 2000.

9. Минералогия Урала: Элементы. Карбиды. Сульфиды. Свердловск: УрО АН СССР, 1990. - 391 с.

10. Молоштанова Н.Е., Гаранина Л.В., Поляковский В.Я. Вещественный состав коржей над продуктивными пластами Верхнекамского месторождения как показатель условий соленакопления. С. 107-110 // Проблемы минералогии, петрографии и металлогении. Научные чтения памяти П.Н. Чирвинского: сб. науч. ст., Пермь: ПГУ, 2008. - Вып. 11. - 366 с.

11. Ожгибесов В.П. Стратиграфия и геология Волго-Уральской нефтегазоносной провинции. Общие и региональные стратиграфические подразделения пермской системы: справочно-метод. материал для студентов, аспирантов и преподавателей геологического факультета. Пермь: ПГУ, 2006. - 20 с.

12. Сметанников А.Ф., Филиппов В.Н. Некоторые особенности минерального состава соляных пород и продуктов их переработки (на примере Верхнекамского месторождения). С. 99-113 // Проблемы минералогии, петрографии и металлогении. Научные чтения памяти П.Н. Чирвинского: сб. науч. ст., Пермь: ПГУ, 2010. - Вып. 13. - 346 с.

13. Юдович Я.Э., Кетрис М.П. Минеральные индикаторы литогенеза. Сыктывкар: - Геопринт, 2008. - 564 с.

14. www.mindat.org

Приложение 1. Кадастр минералов и минеральных разновидностей Верхнекамского месторождения

(116 видов) [5]

Самородные (21)	Сульфиды (10)	Оксиды, гидроксиды (17)	Галоиды (20)	Бораты (2)	Диопсид
Тэнит	Пирит	Магнетит	Галит	Эрикаит	Иллит
Латунь,	Пирротин	Корунд	Сильвин	Чемберсит	Гидромусковит
Никелистая латунь	Халькопирит	Рутил	Карналлит	Сульфаты (9)	Fe-иллит
Золото	Сфалерит	Ильменит	Бишофит	Ангидрит	Хлорит-монтмориллонит
Серебро	Акантит	Вюстит	Дугласит	Бассанит	Экерит
Тетрааурикуприд	Киноварь	Хромит	Риннеит	Гипс	Стокезит
Амальгама	Арсенопирит	Касситерит	Гидрофиллит	Глауберит	силикат никеля
Ртуть	Нукунданит	Гематит	Хлорагирит?	Целестин	Монтмориллонит
Рb	Ватанабеит	Гетит	АuCl?	Барит	Хлорит
Sn	Сульфид Cu-Mn	Опал	PtCl4?	Калистронцит	Бертьерин
Pb-Sn	Карбонаты (7)	Акаганеит	Гидрогалит	Гергейит	Амезит
Sn-Pb-Zn	Кальцит	Куприт	Криогалит	Ярозит	Тальк
Cu	Доломит	Лепидокрокит	Нашатырь?	Силикаты (29)	Сепиолит
Ni	Магнезит	Цинкит	Рокюнит	Альмандин	Альбит
Fe-Ni	Анкерит	Нордстанди	Молизит	Циркон	Микроклин
Fe	Сидерит	Гиббсит	Котуннит	Ставролит	Кварц
Fe-Cr	Малахит	Байерит	Лаурионит	Эпидот	Кварцин
Sn-Cu	Хальконатронит	Фосфаты (1)	Симонколеит	Турмалин	Халцедон
Pb-Sb		Апатит	Атакамит	Роговая обманка	Адуляр
S			Фосгенит	Каолинит	Ортоклаз
Графит				Гидрослюда	Санидин

Приложение 2. Геохимическая специализация интерметаллидов по толщам соляных пород ВКМС

Приложение 3 Минералы-микропримеси нерастворимого остатка соляных пород

Класс минералов	Русское назв.	Класс минералов	Русское назв.	Класс минералов	Русское назв.
самородные эл-ты	никель	оксиды	Рутил	сульфаты	Целестин
самородные эл-ты	железо	оксиды	гётит	сульфаты	Ангидрит
самородные эл-ты	кремний	оксиды	цинкит	фосфаты	монацит
самородные эл-ты	олово	оксиды	гематит	фосфаты	Silicate apatites (Эллештадит)
интеметаллиды (силициды)	силицид Ni	сульфиды	нукундамит	силикаты

Подобные документы

• Генетический и геолого-промышленный тип Верхнекамского месторождения (Быгельско-Троицкий участок)

  Геологическая характеристика Верхнекамского месторождения. Стратиграфия и литология соленосных и надсолевых отложений. Структурно-тектонические особенности Быгельско-Троицкого участка. Способ и система разработки, потери и разубоживание руды при добыче.
  
  курсовая работа [1,0 M], добавлен 09.06.2011
  

• Исследование минералов с помощью поляризационного микроскопа. Петрографическое описание горных пород

  Принцип действия поляризационного микроскопа. Определение основных показателей преломления минералов при параллельных николях. Изучение оптических свойств минералов при скрещенных николях. Порядок макроскопического описания магматических пород.
  
  контрольная работа [518,6 K], добавлен 20.08.2015
  

• Вакуумные декриптограммы минералов, горных пород и руд

  Декриптометрические методы исследования минералов, пород и руд, их распространение. Типизация вакуумных декриптограмм пород гранитоидного ряда. Обработка и интерпретация результатов вакуумно-декриптометрических анализов метасоматически измененных пород.
  
  контрольная работа [702,3 K], добавлен 21.06.2016
  

• Управление сдвижением горных пород на примере Верхнекамского месторождения

  Геолого-гидрогеологические характеристики калийных месторождений. Типовые задачи управления сдвижением горных пород при подземной разработке. Расчет параметров, характеризующих изменение напряженно-деформированного состояния подрабатываемого массива.
  
  курсовая работа [642,8 K], добавлен 22.08.2012
  

• Минералогия, петрография и кристаллография

  Оптические и электрические свойства минералов, направления использования минералов в науке и технике. Характеристика минералов класса "фосфаты". Обломочные осадочные породы, месторождения графита, характеристика генетических типов месторождений.
  
  контрольная работа [32,4 K], добавлен 20.12.2010
  

• Исследование горных пород и минералов

  Морфология минералов как кристаллических и аморфных тел, шкала Мооса. Свойства минералов, используемые в макроскопической диагностике. Выветривание горных пород. Источник энергии, факторы, виды выветривания, геологический результат: кора выветривания.
  
  контрольная работа [764,1 K], добавлен 29.01.2011
  

• Организация проведения горных работ

  Географическое и административное расположение Верхнекамского месторождения калийных солей. Шахтные подъемные установки. Бурение шпуров и скважин. Проведение взрывных работ. Способы и средства проветривания. Уборка породы из забоя. Материал и вид крепи.
  
  курсовая работа [3,5 M], добавлен 14.02.2011
  

• Геологическое обеспечение проектирования горного предприятия на пластовых месторождениях полезных ископаемых

  Характеристика горно-геологических условий разработки участка детальной разведки Верхнекамского месторождения калийных солей. Подсчет запасов сильвинитовой руды и хлористого калия на шахтном поле. Обеспеченность калийного рудника минеральным сырьем.
  
  курсовая работа [36,7 K], добавлен 15.07.2012
  

• Основные понятия предмета физики горных пород

  Изучение механических свойств пород и явлений, происходящих в породах в процессе разработки месторождений полезных ископаемых. Классификация минералов по химическому составу и генезису. Кристаллическая решетка минералов. Структура и текстура горных пород.
  
  презентация [1,6 M], добавлен 24.10.2014
  

• Свойства минералов

  Характеристика природных химических соединений, представляющих собой обособления с кристаллической структурой. Исследование механических, оптических, физических и химических свойств минералов. Изучение шкалы твердости Мооса, групп силикатных минералов.
  
  презентация [1,7 M], добавлен 27.12.2011
  

• главная
• рубрики
• по алфавиту
• вернуться в начало страницы
• вернуться к началу текста
• вернуться к подобным работам