Ангідрит Ангидрит

Anhydrite

Ca [SO₄]

Представник класу сульфатів. Група ангідриту. Назва походить з грецької, означає “безводний”, як противага гіпсу, з яким ангідрит постійно асоціює в природі. Паронім ангідрид закріпився за продуктами зневоднення кислот, зокрема S0₂ і SO₃ – ангідриди сірчистої та сірчаної кислот відповідно. Карстеніт, муріацит – застарілі назви ангідриту. Ангідритами (у множині) раніше часто називали осадову породу, складену з ангідриту. Зараз для цього послуговуються термінами ангідритова порода, ангідритоліти. Запропоновані терміни ангідроліт та ангідритит поширення не набули.

Перші дослідження, які дійшли до нас, належать J. Niedzwiedzki (1877), R. Gorgey (1910-1914), J. Kuhl (1929). Вивчаючи мінерали калійних родовищ Передкарпаття, вони не обминули ангідрит. Вдруге інтерес до мінералогії ангідриту зріс після відкриття у Передкарпатті родовищ сірки, приурочених до сульфатно-карбонатних відкладів і генетично з ними пов’язаних. Вклад у петрографічні та мінералогічні дослідження ангідритових порід у всій час внесли Алексенко І.І., Анастасьєва О.М., Бобров В.П., Бобровник Д.П., Гуржій Д.В., Кореневський С.М., Коробцова С.М., Кропачова С.К., Кульчицька Г.О., Лапчик Т.Ю., Мерліч Б.В., Паньків Р.П., Побережський А.В., Рипун М.Б., Ткачук Л.Г.,  Хмелевська О.В., Хрущов Д.П. та ін.

Поширений мінерал осадових комплексів. Генетично пов’язаний з морськими і лагунними хемогенними відкладами від силуру до сучасності. Найбільші скупчення ангідриту відомі в Дніпрово-Донецькій та Карпатській провінціях, незначні – у Волино-Подільській і Кримській.            Найпотужніші цикли сульфатоутворення на території України мали місце в ранній пермі та в міоцені.

 На Волино-Подільській плиті гіпс-ангідритові породи відомі серед силурійських лагунних відкладів вздовж лінії Луцьк-Тернопіль-Чернівці, де прошарки ангідритів чергуються з пачками доломітів та аргілітів. Незначна сульфатизація характерна для хемогенних вапняків і доломітів девонського віку в Львівському палеозойському прогині. Пізні юрські сульфатні відклади виявлені в Переддобруджському прогині. Масивні і слабо шаруваті ангідритові породи залягають внизу 250-ти метрової теригенно-евапоритової товщі; лише вгорі розрізу в них появляються розетки гіпсу.

Набагато більше поширені девонські галогенні утворення в Дніпровсько-Донецькому прогині, що залягають на глибині 2-10 км. Тут ангідритом складені сульфатні прошарки серед кам’яної солі, окремі зерна ангідриту розсіяні в солі як включення, він входить до складу нижньої частини сульфатних покровів на вершинах соляних куполів. Другий етап солеутворення  в прогині відбувся під час пермського періоду і захопив північно-західну частину Донбасу. Потужність ангідритових шарів в центральній частині впадини досягає 15-20м, проте сульфатні відклади поступаються кам’яній солі. В напрямку бортів солі виклинюються, а кількість ангідритових прошарків, що чергуються з доломітами, збільшується. Потужність сульфатних відкладів на загал зростає, хоча  потужність прошарків зменшується.

Галогенні відклади Донбасу включають верхню частину картамишської, микитівську, слов’янську (артемівську) і краматорську світи нижньої пермі [8]. Ангідрит формує окремі пласти, що чергуються з пластами доломітів і кам’яної солі; ці породи містять розсіяні зерна ангідриту. Потужність ангідритових пластів вимірюється метрами, вона витримана на великій площі. Там, де галогенна товща залягає неглибоко і навіть виходить на поверхню, ангідрит в ній зберігся лише у вигляді реліктових включень у гіпсі. Ангідритові пласти  зустрічаються з глибини 30-40, а то й - 60м. Як жильний мінерал в асоціації з кальцитом, сфалеритом, гірським кришталем, піритом тощо ангідрит відомий у зоні куполоподібної складчастості на північному заході Донбасу.

У Карпатській провінції прошарки сірих ангідритових порід невитриманої потужності (від 2см до 6м) відомі серед юрських доломітів і вапняків на глибині 400-900 м. Вони фаціально змінюють строкаті континентальні відклади на околиці Передкарпатського прогину в зоні зчленування його з Східно-Європейською платформою. Головна ж епоха утворення сульфатів кальцію в регіоні пов’язана з неогеновим періодом.  Ангідритові і гіпсоангідритові породи - складова частина соленосних формацій середнього міоцену (бадену): тереблянської в Закарпатському прогині, воротищенської (бурдигальської), голинської (гельветської) у Внутрішній і тираської (тортонської) у Зовнішній зоні  Передкарпатського прогину. Відомі їхні аналоги у польському і румунському Передкарпатті, словацькому та румунському Закарпатті (формації Величка, Збудза тощо ).

Серед соленосних тереблинських відкладів сульфати кальцію не мають значного поширення. Вони сконцентровані у нижній частині розрізу, де у підсоляних глинах відомі прошарки ангідритових порід, потужність яких вимірюється першими сантиметрами. У підпорядкованій кількості порівняно з хлоридами міститься сульфат кальцію у воротищенських і голинських відкладах, ще менше серед них ангідриту. Ангідрит утворює мономінеральні шари, прошарки і лінзи різної потужності, а також окремі зерна і включення у мінералах. Прозорі кристали ангідриту постійно виявляються у нерозчинному залишку кам’яної солі.

У напрямку платформи вміст сульфатів збільшується. У відкладах тираської формації, поширених і у Внутрішній  і у Зовнішній зонах прогину, а також на стику прогину з платформою, сульфати кальцію переважають над хлоридами [6]. На Волино-Подільській окраїні Східно_Європейської платформи відклади тортону представлені  хемогенними породами хотинського, хрещатинського і ратинського горизонтів, які об’єднані в тираську формацію (Алексенко, 1967) або тираську світу за іншими авторами. Гіпсоліти та ангідритоліти, описані в літературі як  подільські,  тираські, придністровські, належать до хрещатинського горизонту. Він прослідкований вздовж краю платформи більш ніж на 300 км. Його потужність змінюється від 0 до 50м і пов’язана не з розмивом, а з виклинюванням горизонту. Власне ангідритові породи розташовані у вузькій смузі шириною декілька сотень метрів або перших км на глибині 100-150 м і нижче. На меншій глибині залягають гіпси.

Тортонські сульфатні відклади відомі на Керченському півострові, де вони утворюють чокрацький горизонт. Переважає гіпс. Пласт ангідриту виявлений лише у межах Горностаївської вдавленої синкліналі.

Для кристалічних порід Українського щита мінерал не характерний. Єдина знахідка ангідриту в породах гранулітової фації пов’язана з матаморфогенними скарнами Середнього Побужжя [9]. Порода з ангідритом виявлена на глибині 10-70 м в одному з останців (2-8 х 10 км) Голованівського блоку на західному крилі Первомайсько-Голованівського синклінорію серед силіманітових і піроксенових гнейсів, кристалосланців, залізистих кварцитів, габроїдів та серпентинітів. У Закарпатті відомі знахідки ангідриту в молодих кристалічних утвореннях - метасоматитах по андезитах і андезитових туфах Вигорлат-Гутинської гряди, які належать до пліоцену.

Найкраще вивчений ангідрит  на предмет чистоти складу, розподілення хімічних і механічних домішок у мінералі й ангідритових породах. Багато уваги приділено структурним особливостям порід в зв’язку з вирішенням проблеми первинної форми осадження сульфату кальцію в евапоритових басейнах (див. ангідриту група). Рентгенометричні та інші фізичні методи залучаються для вивчення ангідриту рідко, оскільки мінерал не виявляє особливих варіацій властивостей. Майже невивчена кристаломорфологія мінералу попри те, що в кам’яній солі і в доломітових породах розсіяні добре оформлені кристали.    Дуже мало даних стосовно флюїдних включень в ангідриті, їхнього складу, умов захоплення.

Характерними для евапоритових формацій є мономінеральні пласти тонкозернистих щільних ангідритолітів, а також скупчення ангідриту округлої форми серед несульфатних порід: жовна, кульки, стяжіння радіально-волокнистої будови. Ангідритові породи в Донбасі  складені з видовжених таблитчастих індивідів розміром 0,5 мм і менше, що утворюють сплутано-волокнисті, сноповидні й розеткоподібні агрегати (рис.1).

Рис.1. Розеткоподібні зростки таблитчастих кристалів ангідриту.

Для відкладів слов’янської світи типовими є гіпс-ангідритові породи порфіробластової структури. Основна тканина таких порід складена тонкозернистим ангідритом, а порфіробласти, розмір яких на один-два десяткових порядки більший, гіпсом. За морфологією порфіробластів виділено два типи гіпс-ангідритових порід (рис.2). Найпоширеніші відміни з порфіробластами круглої форми, що насправді представляють собою кулястий агрегат, побудований із закруглених пластинок гіпсу, які  віялом розходяться від центру (розетки). Дуже рідкісною є відміна, де порфіробласти гіпсу індивідуалізовані і мають чітке кристалографічне огранення (кристалобласти).

Рис. 2 Два морфологічних типи порфіробластів гіпсу в ангідритолітах

Гіпс-ангідритові породи першого  типу поширені також серед відкладів тираської світи, особливо в зоні сірчаних родовищ, але розмір кулястих агрегатів менший (до 2 см) і в них домінують голчасті індивіди гіпсу. Дуже рідко серед відкладів тираської світи збереглися  гіпс-ангідритові породи з кривогранними (шаблеподібними) кристалами гіпсу розміром перші см, що цементуються тонкозернистим ангідритом. Більше поширені повністю гідратовані відміни, коли тонкозерниста маса також побудована з гіпсу. Для суттєво ангідритових порід тираської світи відмічені такі структури [10]: крипто- і тонкозерниста, лепідобластова, грано- і гетеробластова, порфіробластова, радіально-променева та ін. Переважають відміни з тонкозернистою і приховано кристалічною основною масою (50-10мкм), на тлі якої розміщені видовжені таблитчасті індивіди ангідриту розміром 0,1-1,5мм  або їх агрегати - гетеробласти. В рідкісних випадках довжина призматичних і таблитчастих індивідів ангідриту досягає 5 см. Зустрічаються прості й полісинтетичні двійники. За даними Р. Панькова, співвідношення між основною масою і гетеробластами витримане - 6:4.

Кристалічна порода із Середнього Побужжя, де виявлено ангідрит,  – зелено-чорна, щільна, важка, гранобластової структури і масивної, місцями слабо гнейсової, текстури. Це  скарн, що на 40-45 % складений плагіоклазом, 25-35  - клинопіроксеном, 5-25  - роговою обманкою. На долю акцесорних мінералів (ангідрит, сульфіди й оксиди феруму, апатит, титаніт, кальцит тощо) припадає не більше 3 %. Вміст сірки сульфатної (0,5 % SO₃) менше вмісту сульфідної (0,77 % S). Ангідрит утворює гранобластові скупчення й окремі кристали в основній масі породи, що за ступенем ідіоморфізму не поступаються плагіоклазу. Окрім того, ангідрит заповнює прожилки потужністю 3-10 см. Ознаки реакційної взаємодії ангідриту з породоутворювальними мінералами відсутні, хоча сам він заміщується агрегатами волокнистого мінералу. Для ангідриту із матаморфогенних скарнів відзначено полісинтетичне двійникування.

Серед туфів Вигорлат-Гутинської гряди ангідрит утворює мономінеральні виділення попелясто-сірих кристалів розміром 2-3мм. Тут же, в дрібних порожнинах кварц-турмалінових порід виявлені голчасті кристали ангідриту [7].

У нерозчинному залишку девонської кам’яної солі з Дніпровсько-Донецької западини можна побачити добре сформовані кристали ангідриту розміром біля 1 см.  Пластинчасті, таблитчасті й брускоподібні кристали обмежені гранями пінакоїдів {100}, {010} і {001}. Найчастіше зустрічаються кристали таблитчасті по (100). У районі Петровського куполу кристали ангідриту разом з кристалами кварцу інкрустують уламки прихованокристалічного ангідриту в кам’яній солі. Кристали ізометричні або таблитчасті по (010), з добре розвиненими пінакоїдами {100} і {010}, призмами {011} та {101}. Найбільше ангідриту в нерозчинному залишку пермської солі, де він переважає над іншими мінералами. Це видовжені, як голки, кристали від 0,01 до 1 мм. Таблитчасті й пластинчасті кристали ангідриту у пермській солі зустрічаються рідше. Згідно з І.Костовим (1971), зміна морфології кристалів ангідриту від ізометричних до стовпчастих  корелює із збільшенням пересичення. У соленосних відкладах Карпатського регіону добре утворені кристали зустрічаються рідко. Вони безбарвні, прозорі, призматичного габітусу.

Для ангідриту з кристалічних порід Українського щита визначено параметри елементарної комірки: a_o = 6,23±0,1; b_o = 6,97±0,1; c_o =6,985±0,04 нм; V = 303,60 нм³.

Колір ангідриту зазвичай білий, сірий, коричневий. Ангідрит з матаморфогенних скарнів характеризується блідо-бузковим забарвленням. Найширша гамма кольорів властива ангідриту калійних родовищах Передкарпаття, де М.С.Коробцова [3] виділила чотири відміни: 1) сірувато-білий у вигляді невеликих пухких включень у солі; 2) блакитний, дуже щільний, у вигляді жовен, гнізд і прожилків у породі; 3) рожевий, менш щільний, який зрідка утворює прошарки товщиною не більше 1см; 4) фіолетовий ангідрит, що виповнює тонкі прожилки у полігаліті, сильвіні і галіті. Водна витяжка з блакитного ангідриту показала переважання закисного заліза (0,0077%) над окисним (0,0027%), однак нема підстав прямо пов'язувати забарвлення ангідриту з домішками FeO.

 Густина і твердість мінералу мало змінюються, деякі коливання викликані вмістом включень. Статистичні заміри твердості ангідриту з Донбасу  показали, що при навантаженні 20 г вона змінюється від 100 до 340 ГПа з чіткими максимумами в області 140-170 і 200-230. Середні значення 155 і 215 відповідають найвірогіднішим значенням твердості ангідриту з коефіцієнтом анізотропії ~ 1,4, зумовленої різницею твердості на різних гранях. Значення густини сильно залежить від щільності ангідритових агрегатів. Так, для рожевого щільного ангідриту з калійних родовищ отримано значення 2,99, блакитного - 2,88 г/см³, білого зернистого - 2,81 г/см³. Р.Паньків для ангідриту із сірчаних родовищ визначив густину, яка коливається в межах 2,96-3,00 г/см³, і об’ємну масу, величина якої дещо менша (2,70-2,87 г/см³) за рахунок відкритих і закритих пор. Пористість ангідритолітів досягає 8,1%, з них закритих пор  – 5,8%.  Магнітне сприйняття мінералу – негативне, -1,7-0,5 ^. 10^-6. 

Оптичні властивості мінералу досить стабільні: n_g=1,613-1,615; n_m=1,576-1,580; n_p=1,571-1,572; 2V=42-43⁰. За даними О. Сливко (1979) коротко призматичні прозорі блискучі кристали ангідриту з калійно-магнієвих солей нижньоворотищенської світи характеризуються помітно нижчими показниками заломлення (n_g=1,604). Пластинчасті кристали ангідриту з девонської кам’яної солі з добре розвиненою гранню, на яку виходить оптична вісь, можна використовувати як еталони для  градуювання коноскопів  поляризаційних мікроскопів.

Ангідрит відрізняється чистотою хімічного складу. Навіть склад ангідритових порід мало відрізняється від стехіометричного складу ангідриту. Всі домішки пов'язані з включеннями супутніх мінералів, а наявність води – з частковою гідратацією ангідриту. Ангідрит з метаморфічних порід містить домішки алюмосилікатів, у білому ангідриті з калійних родовищ (Стебницького) виявлені домішки сильвіну, галіту і води. Пласти ангідритових порід у Передкарпатському прогині збагачені домішками глинистого матеріалу. Кількість алотигенних домішок тут зростає від 0,5-1% для світлих відмін до 5-8% для темнозабарвлених. Високою чистотою характеризуються пласти ангідритолітів у Донбасі. Найбільшою домішкою тут є вода, пов’язана з порфіробластами гіпсу. Вміст інших неструктурних компонентів коливається в межах 1-3%. Серед них часто виявляється MgO, як наслідок присутності доломіту, тоді як ангідритоліти тираської світи майже не містять MgO. Найчистішим можна вважати  ангідрит з Роздольського родовища (Лазаренко, Сребродольський, 1969). Його склад: CaO – 41,16; SO₃ –58,76%. Вміст Ba<0,1; Sr~0,01%.  Попри те, що в ангідриті із сірчаних родовищ встановлено 0,1-0,2% SrО, а в ангідриті з калійних родовищ-0,1-1% SrО, в жодному випадку не приведено доказів ізоморфного заміщення Са на Sr. Середній вміст Sr в ангідритолітах Донбасу і Прикарпаття – 0,14 -0,15%, практично такий самий як у всіх евапоритових басейнах світу. Очевидно, екзогенні умови не сприяють входженню Sr у структуру ангідриту. Встановлено лише, що крупнозернисті породи містять дещо менше Sr  ніж тонкозернисті, а процеси діагенезу і катагенезу сприяють акумулюляції стронцію в ангідриті [1]. Не сповіщається також про помітний вміст Sr в ангідриті кристалічних порід .

 Ізотопний склад сірки в ангідриті із матаморфогенних скарнів (δ³⁴S = 8,5‰) майже ідентичний складу сірки в піриті (δ³⁴S = 8,3‰) скарнів, що розглядається як ознака розриву в часі утворення сульфату і сульфіду. За ізотопним складом оксигену (δ¹⁸O = 8,3‰) ангідрит близький до магнетиту (δ¹⁸O = 7,4‰), що свідчить на користь майже синхронної кристалізації  цих мінералів. δ³⁴S ангідриту з баденських відкладів Карпатського регіону складає 21-22 ‰ (Галамай, 1999),  що відповідає значенням для неогенових евапоритів морського генезису.

Ангідрит термічно інертний мінерал, якщо не містить домішок. Звичайними для ангідриту є домішки гіпсу й карбонатів, що виявляється через відповідні ендотермічні ефекти (див. басаніт). Важче розшифрувати ефекти, пов’язані з домішками глинистого матеріалу. Деякі зразки ангідриту із зони сірчаних родовищ окрім глинистого матеріалу містять бітуми, про що свідчить характерний запах нафти. Під час нагрівання такого ангідриту відбувається піроліз бітумів з утворенням летких сполук – СО₂, СО, H₂S, СН₄ та важчих гомологів. Синхронне виділення цих компонентів (рис. 3) з чітким максимумом біля 300ºС свідчить про спільне джерело  - включення бітумів, а присутність H₂S серед продуктів піролізу, мольна частка якого сягає 25% – про їхній сірчистий склад. В продуктах піролізу ангідритолітів слов’янської світи H₂S відсутній.

Рис. 3. Утворення летких продуктів піролізу бітумінозного ангідриту залежно від температури.

Ангідрит постійно асоціює з гіпсом, майже скрізь фіксуються ознаки його заміщення гіпсом. Попри те, що експериментально ангідрит утворюється з гіпсу через фазу напівгідрату, гіпс-ангідритові породи не містять його природного аналогу (див. басаніт). У товщі евапоритів ангідрит належить до наскрізних мінералів. Він асоціює  з першими мінералами хімічної садки (кальцитом, доломітом), проміжними (галіт, сильвін) і завершальними (полігаліт, сингеніт тощо).

Умови утворення ангідритолітів реконструйовані головним чином непрямими методами та на підставі експериментального моделювання. Через малий розмір індивідуальні флюїдні включення в ангідриті майже не вивчались. Є дані лише про включення у кристалах з девонської кам’яної солі, де О.Петриченко (1973) і Б. Долішній (1985) виявили газово-рідинні включення з температурою гомогенізації 80-100°С. Як ксеногенні фази у включеннях присутні галіт, пірит, краплі нафти. Б. Долішній вважає, що кристали ангідриту відображають гідротермальний етап перетворення соляних покладів.

Ангідрит інколи зустрічається всередині флюїдних включень в галіті. Він має форму, наближену до гіпсу, що дало можливість О. Петриченку висловити припущення про вторинне утворення ангідриту на стадії діагенезу осадів внаслідок дегідратації хемогенного гіпсу через фазу басаніту.

Попри те, що моделюванням евапоритового процесу вчені займаються майже століття, проблему первинної форми осадження сульфату кальцію у древніх солеродних басейнах не можна вважати розв’язаною. Експериментальні дані свідчать на користь первинності гіпсу (див. ангідриту група). Під цим кутом зору пласти ангідритових порід розглядаються як наслідок діагенетичної дегідратації гіпсу. Геологічні спостереження поставляють факти, які не вписуються в такий висновок, зокрема перешаровування пластів гіпсу та ангідриту (Минералогическая энциклопедия, 1985). Таке явище досить поширене для Передкарпатського регіону, відомі приклади у Донбасі. В родовищі Попасні Ліски потужний (10-14м) пласт гіпсу розділений прошарком ангідриту рівно посередині, що важко пояснити і дегідратацією гіпсу, і регідратацією ангідриту. Перешаровування сульфатів характерне для Деконського і Артемівського родовищ, причому пласти зберігають певну потужність по всій площі родовищ. Первинність чи вторинність ангідриту широко обговорювалась на прикладі тираських відкладів Передкарпаття, де ангідритові і гіпсові породи часто перешаровуються. Більшість дослідників або залишали це питання відкритим, або стверджували первинність гіпсу [2]. М.Б.Рипун [10], навпаки, на підставі реліктових структур ангідриту в гіпсі вважає ангідрит первинним, а основну масу гіпсів відносить до вторинних утворень. І тільки С.К. Кропачова  в одній з ранніх робіт [4], а також Б.В. Мерліч і М.М. Даценко (1976) обговорювали можливість осадження разом обох форм сульфату кальцію.

В зв’язку з цим заслуговують на увагу включення в гіпсі з гіпс-ангідритових порід. Ангідритові (а в зоні гідратації аналогічні гіпсові) породи з порфіровими виділеннями гіпсу формують окремі пласти серед відкладів слов’янської світи в Донбасі і тираської в Придністров’ї.  Вивчення включень в кристалах гіпсу із гіпс-ангідритових порід показало, що серед них виділяється два типи включень ангідриту і відповідно дві відміни кристалів гіпсу [5].

 Кристали першої відміни, найкраще вивчені на прикладі слов’янських відкладів, - це типові порфіробласти, які виділяються на фоні дрібнозернистої основної тканини, складеної ангідритом.  Порфіробласти гіпсу з слов’янської світи переповнені включеннями ангідриту. Це зерна неправильної форми розміром десятки мкм, довільно розміщені в кристалах гіпсу і довільно орієнтовані (рис.4), які не залишають сумнівів щодо утворення гіпсу за рахунок ангідриту в умовах дефіциту води.

Рис. 4 Включення реліктового ангідриту в порфіробластах гіпсу

Флюїдні первинні включення виповнені висококонцентрованими розчинами, кріоскопічні характеристики яких добре узгоджуються з поведінкою  водних MgCl₂-CaCl₂-NaCl – розчинів із загальним вмістом солей біля 24%, що містять розчинений під тиском вуглекислий газ. Хлориди містяться також у вторинних включеннях. Кількість включень ангідриту в порфіробластах гіпсу закономірно зменшується від частково гідратованих зразків гіпс-ангідритового складу до інтенсивно гідратованих, суттєво гіпсових, проте певна частка ангідритових включень у гіпсу зберігається. У повністю гідратованих відмінах пізні тріщини у порфіробластах заліковані слабо солоними безхлоридними розчинами, з низьким вмістом СО₂. Під дією останніх, за участю повітря, і завершилася гідратація ангідриту, тоді як формування гіпс-ангідритових порід відбулося за зовсім інших умов – високої концентрації хлоридів і підвищеного тиску СО₂ (>18 ГПа), тобто на глибині не менше 80-100м.  Водними витяжками встановлено валовий склад флюїдних включень в ангідритолітах слов’янської світи. Вони показують стійкий хлоридно-натрієвий склад, тоді як повністю гідратовані породи зберегли релікти сульфатно-натрієвих флюїдів. Отже порфіробласти гіпсу не могли утворитися під дією поверхневих вод. Однаковий склад флюїду в ангідритах і в порфіробластах гіпсу та їхня хлоридна спеціалізація, підвищений вміст СО₂ свідчать про формування гіпс-ангідритових порід в умовах діагенезу, внаслідок діагенетичної диференціації.  Кулясті агрегати гіпсу утворилися в місцях локального розщільнення хемогенного осаду, в які переміщалися найлегші компоненти порового флюїду, зокрема Н₂О і СО₂, NaCl, ймовірно, Na₂SO₄. Під дією цих активаторів ангідрит локально замістився гіпсом. Здобутих даних, однак, недостатньо, щоб пояснити, чому в деяких випадках замість кулястих агрегатів утворюються огранені кристали гіпсу, або гідратація ангідриту завершується утворенням басаніту, а не гіпсу (див. басаніт).  В умовах поверхні гіпс-ангідритові породи перетворилися в суттєво гіпсові із збереженням порфіробластової структури. Збереглися також включення ангідриту в порфіробластах, тоді як гіпс з основної тканини таких включень не містить, що зайвий раз підтверджує різні умови локальної і масової гідратації ангідриту. Діагенетичне перетворення ангідриту в гіпс свідчить на користь первинності  ангідриту в сульфатних пластах слов’янської світи, а також тираської, оскільки аналогічні породи розповсюджені у Передкарпатті.

Кристали гіпсу другої відміни формують шари так званого крупнокристалічного гіпсу (див. гіпс) серед тираських відкладів в Придністров'ї. Всі дослідники сходяться на тому, що це продукт безпосередньої кристалізації водного сульфату в солеродному басейні. Крупні кривогранні кристали гіпсу цементуються тонкозернистим цементом і лише в поодиноких випадках збереглися породи з аналогічним ангідритовим цементом.  У кривогранному гіпсі виявлені протогенетичні і сингенетичні включення ангідриту. Протогенетичні включення  - це присипки таблитчастих некородованих кристаликів ангідриту в зоні   <010> кристалів гіпсу Розмір присипок - долі мм, близький до розміру зерен в ангідритовому цементі. Сингенетичні включення ангідриту мають ознаки спільної кристалізації з гіпсом, що проявилося в незвичній формі кристалів ангідриту. У ранніх зонах – це щітка (рис.5) з видовжених індивідів ангідриту, що ступінчасто звужуються всередину кристалу.

Рис. 5 Щітка зерен сингенетичного ангідриту в ранній зоні шаблеподібного гіпсу.

Форма включень ангідриту повністю підпорядкована мінералу-господарю. Узгоджуючись зі шаруватою будовою гіпсу по (010), товщина включень в цьому напрямі 2-10мкм при довжині декілька міліметрів і ширині 10-100мкм. Зерна ангідриту витягнуті по [001] і строго орієнтовані в гіпсі - кристалографічні осі ангідриту й гіпсу співпадають. В пізніших зонах росту кристалів гіпсу сингенетичні включення ангідриту мають більш різноманітну форму (рис. 6), але вони також строго орієнтовані відносно гіпсового кристалу і в напрямі росту кристалу гіпсу включення ангідриту виклинюються. Сингенетичні включення ангідриту в гіпсі вказують на одночасну в певний період кристалізацію обох форм сульфату кальцію.

Рис. 6 Сингенетичні включення ангідриту в пізніх зонах шаблеподібного гіпсуІнколи спостерігається часткове доростання захоплених табличок сингенетичним прозорим ангідритом. Між кристалами гіпсу, в яких виявлені включення сингенетичного ангідриту, завжди міститься деяка кількість дрібнозернистого матеріалу, який виконує роль цементу. Склад цементу на горизонтах, ближче до поверхні, гіпсовий, на глибині понад 100 м виявлені аналогічні за структурою породи з ангідритовим цементом. Від кількості цементу прямо залежить кількість сингенетичних включень ангідриту в гіпсі. Більше всього сингенетичних і несингенетичних включень ангідриту міститься в лінзовидних кристалах гіпсу, які "плавають" в дрібнозернистому гіпсовому цементі. Можна прослідкувати перехід дрібнозернистого матеріалу цементу в щітку з сингенетичних зерен ангідриту в основі кристалів гіпсу. Тобто, гіпсовий цемент - продукт гідратації ангідритового цементу, який зберігся тільки всередині кристалів гіпсу, а гіпс-ангідритові породи, які зустрічаються на глибоких горизонтах - результат сумісного осадження гіпсу і ангідриту. Аналогічні за структурою крупнокристалічні породи з гіпсовим цементом - не що інше, як продукт гідратації гіпс-ангідритових порід, їх кора вивітрювання. Зберігся лише той ангідрит, який був законсервований в гіпсі.

Гідратації піддавалась частина горизонту, яка дещо піднята в сторону платформи. Заглиблена в сторону Передкарпатського прогину частина сульфатного горизонту повністю дегідратована. Поява тут гіпсу зумовлена вже процесами регідратації. Первинно-седиментаційні гіпсо- і ангідритоліти тираської формації, яких не торкнулись процеси гідратації і дегідратації, зустрічаються рідко, лиш<