книги / Минерально-сырьевые ресурсы Пермского края

в восточных районах Камской моноклинали, а также на локальных участках других струк­ тур. В целом, тенденция увеличения метаморфизации подземных вод отмечается в восточ­ ном направлении.

Ниж не-средневизейский ГНВК. П од­

земные воды комплекса представлены рассо­ лами Cl-Na-nCa, Cl-Na-Ca, CI-Na-Ca-nMg

иC l-N a-nM g типов. Cl-Na-Ca тип вод распространен в западной части региона.

Ввосточном направлении они замещаются Cl-Na-nCa типом рассолов. На локальных участках среди Cl-Na-Ca вод отмечаются высокометаморфизованные Cl-Na-Ca-nMg

иCl-Na-nMg типы рассолов с минерализа­ цией 240—276 г/дм3. Повышенная минерали­ зация пластовых вод (до 295 г/дм3) отмечает­ ся на отдельных участках Камской монокли­ нали, в Верхнекамской впадине, на Перм­ ском и Башкирском сводах, а также в Предуральском краевом прогибе. Воды понижен­ ной минерализации (менее 240 г/дм3) также не образуют больших полей. Коэффициент метаморфизации пластовых вод наиболее часто составляет 0,70—0,74 (45% исследова­ ний проб), несколько реже (34%) — 0,60— 0,70. В пределах изучаемой территории про­ является тенденция увеличения метаморфи­ зации рассолов в восточном направлении. Наиболее метаморфизованные воды харак­ терны для центральных частей Соликамской

иСылвенской впадин. Повышенная метаморфизация вод (0,6—0,65) установлена и для от­ дельных участков северной части Башкир­ ского свода.

Верхнедевонско-турнейский ГНВК. Для

комплекса характерны рассолы Cl-Na и Cl-Na-nCa, реже — Cl-Na-Ca-Mgn Cl-Na ти­ пов. Cl-Na-Ca типы рассолов распростране­ ны в западной части Среднего Приуралья. В восточном направлении они переходят в Cl-Na-Ca тип, а затем сменяются рассолами Cl-Na-Ca-nMg типа с минерализацией 200— 250 г/дм3. Яркая гидрогеохимическая анома­ лия (инверсия) комплекса отмечена в севе­ ро-восточной части Соликамской впадины. Здесь развиты Cl-Na типы конденсатогенных рассолов с пониженной минерализацией (ме­ нее 100 г/дм3), с большим содержанием йода (до 144 мг/дм3). В целом, минерализация и

метаморфизация подземных вод комплекса увеличиваются в восточном направлении. Со­ став растворенных газов пластовых вод изме­ няется от метанового и азотно-метанового в восточных районах региона до азотного в за­ падной части.

Средне-верхнедевонский ГНВК. Подзем­

ные воды комплекса представлены высоко­ минерализованными и сильнометаморфизованными рассолами Cl-Na-Ca, Cl-Na-nCa, Cl-Na-Ca-nMg и других типов. Повышенная минерализация вод (более 275 г/дм3) уста­ новлена на Башкирском своде, во внутрен­ них зонах Камско-Кинельской системы про­ гибов и в южной части Верхнекамской впа­ дины. В целом для региона отмечается тенденция увеличения минерализации вод комплекса в южном направлении, а в преде­ лах Соликамской впадины — в восточном. Ха­ рактерные величины коэффициента метамор­ физации пластовых вод (rNa/rCl) составля­ ют 0,6—0,7. Наиболее метаморфизованные воды (rNa/rCl<0,6) установлены на Башкир­ ском своде, в зоне Камско-Кинельской сис­ темы прогибов, на ограниченных участках Верхнекамской впадины и Пермского свода. Весьма характерны для этих районов повы­ шенные содержания брома. Зоны понижен­ ной метаморфизации (rNa/rCl>0,7) харак­ терны для Камской моноклинали, Соликам­ ской впадины, северной части Пермского сво­ да и Верхнекамской впадины. В единичных случаях такие воды встречаются и на Баш­ кирском своде. Общая тенденция увеличения метаморфизации отмечается в южном на­ правлении.

Практическое значение изучения ГНВК связано с их нефтегазоносностью, наличием промышленных вод и благоприятными усло­ виями для размещения полигонов подзем­ ного захоронения промышленных стоков и подземных хранилищ газа (ПХГ). В качестве наиболее перспективных эксплуатационных объектов размещения полигонов захоронения рассматриваются верхневизейско-башкир- ские и верхнедевонско-турнейские отложе­ ния, отличающиеся наибольшей потенциаль­ ной емкостью (палеокарстовые геофильтрационные среды). ПХГ могут быть размещены в нижне-средневизейском ГНВК.

В Большсуральскпй сложный бассейн «хо­ дит восточная горная часть Пермского края. В структурном отношении эта территория от­ носится кЗападно-Уральской зоне складчато­ сти п Центрально-Уральскому поднятию Ура­ ла. Подземные воды связаны с водоносными комплексами зон трещиноватости осадочных, метаморфических и магматических пород в диапазоне от протерозоя до нижней перми. На территории складчатого Урала выделяют­ ся следующие водоносные комплексы: ассель- ско-артинский терригенный, визейско-артин- ский карбонатный, западноуральский спора­ дически обводненный (региональный водоупор), франско-турнейский карбонатный, девонский терригенный, ордовикско-силу­ рийский карбонатный, ордовикско-силурий­ ский терригенный, протерозойско-нижнепа­ леозойский терригенно-карбонатный, магма­ тических пород (Шимановский, 1973).

Ассельско-артинский терригенный водо­ носный комплекс расположен вдоль восточ­

ного борта Предуральского краевого проги­ ба и представлен конгломератами, песчаника­ ми, алевролитами, глинами с редкими просло­ ями известняков и мергелей. Дебиты родников составляют преимущественно до 0,5 л/с, в зо ­ нах трещиноватости — до 100 л/с и более. Ха­ рактерные дебиты скважин 0,1 —1,7 л/с, в на­ рушенных зонах — до 8,5 л/с. По химическо­ му составу воды Н С 03-Са с минерализацией 0,1 —0,4 г/дм3. При организации водоснабже­ ния ожидаемый дебит одиночных скважин — до 1—2 л/с, групповых водозаборов в зонах трещиноватости — до нескольких литров в секунду.

Визейско-артинский карбонатный водо­ носный комплекс находится впределах Запад­

но-Уральской зоны складчатости и сложен карбонатными породами ассельского, сакмарского, артинского ярусов нижней перми и надугленосной толщи карбона. Известняки и до­ ломиты комплекса трещиноваты и закарсто-

ваиы. Обводненность пород неравномерная, наибольшая обводненность их отмечается в зонах повышенной трещиноватости и закарстованности. Дебиты родников изменяются от 0,01—0,1 до 10—20 л/с, в зонах разрывных на­ рушений — до 500 л/с. Наиболее характерные дебиты скважин составляют 0,3—2,5 л/с. Воды по химическому составу преимущественно НСОг Са с минерализацией 0,2—0,5 г/дм3. На контакте с угленосными отложениями встре­ чаются сульфатные воды с повышенной мине­ рализацией. Подземные воды комплекса ис­ пользуются для хозяйственно-питьевого водо­ снабжения городов Чусового, Кизела и других населенных пунктов.

Западно-Уральский спорадически обвод­ ненный региональный водоупор распростра­

нен вЗападно-Уральской зоне складчатости на крыльях антиклинальных и синклинальных структур. Водоносными являются прослои песчаников в толще аргиллитов, алевролитов, углистых сланцев. Водообильность пород низ­ кая. Родники встречаются редко, дебиты их составляют 0,1—2,5 л/с. Скважины в зоне экзогенной трещиноватости имеют дебиты 0,08—2,8 л/с. Встречаются безводные скважи­ ны. По химическому составу подземные воды в естественных условиях гидрокарбонатного типа, минерализация их от 0,1 до 0,3 г/дм3. Воды, поступающие в горные выработки, име­ ют минерализацию 2,5—3,0 г/дм3, содержание сульфатов — 1,5—2,0 г/дм3, серной кислоты — до 50—60 мг/дм3. Подземные воды рассматри­ ваемого комплекса почти не используются, за исключением единичных родников. В отдель­ ных тектонических зонах возможны дебиты одиночных скважин до 2—3 л/с. Для органи­ зации централизованного водоснабжения комплекс бесперспективен.

Франско-турнейский карбонатный водо­ носный комплекс представлен известняками

аурнейского, фаменского и франского ярусов с подчиненными маломощными прослоями об­

ломочных пород. В отдельных районах кэтому комплексу отнесены также известняки средне­ го девона (бинекий и койвинский горизонты). Комплекс распространен в Западно-Уральской зоиес1сладчатости и на Центрально-Уральском

поднятии. Водообпльность пород неравно­ мерная. Дебиты родников варьируют от 0,1 до 200 л/с. Крупные родники связаны с зонами разрывных нарушений. Дебиты скважин — от 0,01 до 90 л/с, наиболее характерные дебиты — 0,5—0,6 л/с. Удельные дебиты скважин в зонах разрывных нарушений достигают 15 л/с. Воды комплекса преимущественно H C 03-Mg-Ca с минерализацией до 1,0 г/дм3.

Подземные воды комплекса используются посредством скважин и каптированных род­ ников в Гремячинске, Коспаше, Кизеле и дру­ гих населенных пунктах.

Девонский терригенный водоносный комплекс развит в пределах Западно-Ураль­

ской зоны складчатости и Центрально-Ураль­ ского поднятия. Комплекс сложен песчани­ ками, аргиллитами, алевролитами, конгломе­ ратами, глинистыми и кремнистыми сланца­ ми среднего и нижнего девона. Мощность комплекса до 200—250 м. Водообильность комплекса незначительная. Дебиты родников в основном 0,1 —0,2 л/с, лишь иногда достига­ ют 6—7 л/с. Крупные по дебиту родники редки. Состав подземных вод преимуществен­ но Н С 03-Са и Mg с минерализацией до 0,2— 0,3 г/дм3. Практического значения для водо­ снабжения комплекс не имеет.

Ордовикско-силурийский карбонатный водоносный комплекс развит в основном

в пределах Центрально-Уральского поднятия и Западно-Уральской зоны складчатости. Водоносные породы представлены известня­ ками ордовика и силура. Известняки интен­ сивно, но неравномерно закарстованы и со­ держат трещинно-карстовые воды. Водо­ обильность пород неравномерная. Дебиты родников колеблются в больших пределах: обычные — от 0,1 до 10—15 л/с, в водообиль­ ных зонах достигают 200—250 л/с. Такие зоны приурочены к разрывным нарушениям и кон­ тактам карбонатных и терригенных пород. По химическому составу подземные воды комплекса относятся к НСОэ-Са и Mg типу, минерализация составляет до 0,2—0,3 г/дм3. Подземные воды комплекса используются

для водоснабжения посредством каптирован­ ных родников.

Ордовикско-силурийский терригенный водоносный комплекс развит в Центрально-

Уральском поднятии и Западно-Уральской зоне складчатости. Он сложен песчаниками, аргиллитами, алевролитами, конгломератами, глинистыми и кремнистыми сланцами ордо­ вика и силура. Водообильность пород незна­ чительная. Дебиты родников не превышают, как правило, 1—2 л/с, в зонах повышенной трещиноватости они достигают 3—5 л/с. Де­ биты скважин составляют 0,1 —0,5 л/с. По хи­ мическому составу воды комплекса отвечают Н С 03-Са и Na типу с минерализацией около 0,2 г/дм3. Практического значения воды комп­ лекса не имеют.

Протерозойско-нижнепалеозойский тер- ригенно-карбонатный водоносный комплекс

включает нерасчлененные толщи нижнего па­ леозоя и протерозоя Центрально-Уральско­ го поднятия и Западно-Уральской зоны склад­ чатости. Комплекс сложен песчаниками, алев­ ролитами, аргиллитами, конгломератами, уг­ листо-глинистыми сланцами, филлитами, эффузивами. Дебиты родников в большинстве случаев не превышают 0,5 л/с. В зонах раз­ рывных нарушений и налитологических кон­ тактах они достигают 10— 15 л/с. Дебиты сква­ жин колеблются от 0,01 до 2,5 л/с. Подзем­ ные воды имеют преимущественно Н С 03-Са и Na состав в терригенных толщах и Н С 03Са и Mg состав — в карбонатных отложениях. Минерализация вод 0,2—0,4 г/дм3. Воды ком­ плекса практически не используются.

Водоносный комплекс магматических по - род распространен в Центрально-Уральском

поднятии и связан в основном с нижнепале­ озойскими интрузивными телами различного состава, которые распространены на неболь­ ших площадях пятен. Обводненность пород низкая, о чем свидетельствуют малодебит­ ные родники (до 0,5 л/с). Воды в основном H C 03-Na типа, иногда H C 03-S 0 4 натриевые или кальциевые. Комплекс для водоснабже­ ния бесперспективен ввиду малой водообильности и незначительности его распростра­ нения.

Е. А. И конников,

Ю. А. Яковлев, И. Н. Шестов

породами. В зоне Центрально-Уральского поднятия закарстованы протерозойские п н11жне11алео зо искпе из вест ня кп, доло м пты,

мраморы, слагающие антпклннорнп п спнклпнорпи, осложненные разрывными нарушени­ ями (Горбунова, Максимович, 1993; Катаев, Горбунова, 1997).

Результатом проявления карстового про­ цесса в различных геолого-гпдрогеологнче- екпхн физпко-географическпхусловпях явля­ ются карстовые формы, которые делятся на три основных типа: поверхностные, подзем­ ные м переходные от поверхностных кподзем­ ным. Наиболее яркие представители поверх­ ностных форм карста — это карры (относи­ тельно мелкие, глубиной от нескольких санти­ метров до 2 м линейные углубления на поверхности пласта растворимых пород), во­ ронки, котловины, рвы, лога, долины. К пере­ ходным формам относятся поноры (канало­ образные, щелеобразные субвертикальные каналы с поперечными размерами устья до 1 м и глубиной, как правило, 2—3 м), колодцы (вертикальные каналы с поперечными разме­ рами от 1 до 5 м и глубиной 10—20 м). Пред­ ставители подземных форм — каверны, расши­ ренные растворением трещины, полости, пе­ щеры различной конфигурации и размеров. Все типы форм в той или иной степени пред­ ставлены на закарстованных территориях Пермского края (Максимович, Горбунова, 1958; Горбунова и др., 1992; Назаров, 1996).

Наибольшее распространение среди по­ верхностных карстовых форм на территории Пермского края получили воронки различно­ го внешнего вида и происхождения. Широкий генетический спектр воронок сводится ктрем основным типам: коррозионные (поверхност­ ного выщелачивания), гравитационные (обру­ шение свода подземной полости), коррозион- но-суффозионные (вмывание дисперсного материала покровов в трещинно-порово-по- лостное пространство покровов и карстующейся толщи). Участки с высокой плотностью скопления карстовых воронок образуют кар­ стовые поля.

Плотность воронок в пределах районов развития различных литологических типов карста определяется вещественным составом и мощностью покровных отложений, состоя­ нием карстующихся пород, наличием литоло­

гических границ, трещинных зон, геоморфо­ логической ситуацией. Большинство карсто­ вых полей со средней плотностью воронок свыше 50 шт./км2 распространены на терри­ ториях развития сульфатного и сульфатнокарбонатного карста. Классическим примером является территория Ординского карстового участка Иренского карстового района. Здесь воронки встречаются повсеместно: на мест­ ных водоразделах, склонах логов, их днищах. Плотность карстовых воронок на территории участка всреднем составляет 375—400 шт./км2, достигая в отдельных случаях (как правило, в прибровочных зонах крутых склонов карсто­ во-эрозионных логов) условной плотности свыше 10 000 шт./км2. Такие карстовые поля ограничены в размерах и не превышают по площади 1 га. Они характеризуются задерно­ ванным типом карста, где коррозионные и коррозионно-провальные конические или ци­ линдрические воронки-провалы диаметром 2—3 м и глубиной 1,5—2,5 м сопряжены бор­ тами (Катаев, Печенкина, 2000).

Карстовые провалы — это наиболее дина­ мично развивающиеся формы поверхностно­ го проявления процесса. Их потенциальная катастрофичность в основном определяет по­ нятие карстоопасности. На территориях раз­ вития карста Пермского края 70% явлений, связанных с деформациями земной поверхно­ сти и включающих относительно медленные просадки и катастрофические провалы, связа­ ны с сульфатным карстом, 25—30% — с карбо­ натным карстом и единичные, но наиболее масштабные по разрушениям провалы — с со­ ляным карстом. В карбонатном карсте про­ вальные явления редки, чаще возникают про­ садки.

На территориях современных городов, промышленных комплексов и интенсивной сельскохозяйственной деятельности возник­ новение карстовых или карстово-суффозион- ных провальных явлений в результате есте­ ственных причин крайне редко и составляет 2—3%. В большинстве случаев карстоопасность определяется следующими причинами:

— динамическим воздействием на массив (нагрузки от подвижного железнодорожного транспорта, автотранспорта, взрывов в карье­ рах и при проходке подземных горных выра­ боток);

— быстрым изменением гидрогеологиче­ ской ситуации (осушение карьеров, создание водохранилищ, откачка шахтных водоприто-

ков, утечки из водопровода и канализации, откачки для целей водоснабжения);

—интенсивной добычей полезных ископа­ емых, таких как нефть и газ;

—изменением первичного ландшафта и первичных свойств пород, перекрывающих карстующиеся толщи, в результате заглубления трубопроводов, фундаментов зданий и соору­ жений и др.;

—чрезмерной статической нагрузкой на поверхность массива в случаях концентрации промышленных и гражданских сооружений и игнорирования инженерно-геологической си­ туации при планировании городской застройки;

—изменением гидрохимической ситуации при интенсивном внесении химических удоб­

рений (особенно в районах сульфатного кар­ ста) и сбросах промышленных вод в карстовые полости.

Среди подземных форм карста полости и пе­ щеры являются наиболее представительными. На территории Пермского края в настоящее время известно более 700 карстовых пещер сум­ марной протяженностью 72 км. Крупнейшие из них используются и могут быть использованы в природоохранных, промышленных, военных, культурных, научных идругих целях.

В Пермском крае процессы образования и развития карста и его морфологическое разно­ образие обусловлены следующими специфи­ ческими условиями, отличающимися от обста­ новок образования карста в других регионах мира:

— разнообразием геотектонических обста­ новок формирования карстующихся пород

Ампли­

туда,

M

28

46

32

120

43

132

55

78

30

9

12

15

50

6

35

44

20

30

12

49

32

65

края Пермского ресурсы сырьевые-Минерально

В таблице римские цифры (I, II, III) обозначают геотектонические зоны: платформу, переходную краевого прогиба и горно-складчатую. Араб­

ские цифры индекса обозначают типичные для конкретной геотектонической зоны варианты соотношения структурных и литолого-фациальных

условий.

Т и п ы 1-1 и 1-2 представлены карстом сульфатных, в меньшей степени — карбонатных пачек, залегающих в пределах пологих платформенных структур. В максимальной степени закарстованы своды локальных положительных структур, особенно на участках примыкания к долинам тран­

зитных рек.

Т ип 1-1 представлен однослойным (голый карст — гипсы лунежской пачки выходят на поверхность), двухслойным (подэлювиальный, подал­ лювиальный типы карста), многослойным разрезами (закрытый тип карста — на карстующихся гипсах и ангидритах залегают некарстующиеся терригенные отложения).

ским контактам и водообильным зонам.

строение Геологическое

и как следствие —литологических типов кар­ ста;

— литолого-фациальной невыдержаннос­ тью пород кунгурского яруса, определяющей в соответствии с геотектоническими и гидро­ геологическими условиями распределение участков и полей интенсивного карстообразования с карстовыми деформациями (г. Чу­ совой, пос. Суксун, с. Усть-Кпшерть и др.), а также участков их полного отсутствия (Н аза­ ров, 1996; Костарев, 2004);

—преобладанием среди типов карста зак­

рытого (русского), перекрытого (камского, подаллювиального) и покрытого (среднеевро­ пейского, подэлювиального), а также голого (обнаж енного) и задернованного карста (Максимович, 1963);

—широким спектром карстовых форм и проявлений, обусловленным многотипностью гидродинамических профилей (Максимович, Иконников, 1979). Плотность карстопроявлений (карстовых воронок) изменяется от долей единицы (Курашимо-Чернушинский район) до многих сотен и тысяч на 1 км2 при площад­

ной пораженности до 50% и более (Кунгур- ско-Иренское междуречье);

—приуроченностью активного карстакреч­ ным долинам, разрывным нарушениям, тре­ щинным зонам (например, ктрещинам борто­ вого отпора) и литологическим контактам;

—наличием в покровных и карстующихся отложениях суффозионно-неустойчивы х грунтов;

—наличием поддолинных потоков под­ земных вод, часто концентрирующихся в зо ­ нах тыловых швов надпойменных террас и участков долин, где существует более низкий уровень подземных вод, нежели в основной дрене;

—гидрогеохимическими аномалиями кар­ стующихся пород и трещинно-карстовых вод, определяющими агрессивность последних (в частности присутствием в сульфатных по­ родах минеральных включений и линз камен­ ной соли), а также их повышенной раство­ ряющей способностью (Кишертский карсто­ вый район) (Костарев, 1982);

—широким распространением древнего карста, проявления которого приурочены к региональным континентальным перерывам и этапам положительных неотектонических

движений; в неоген-четвертичной истории Прнуралья выделяется от трех до шести циклов активизации карста (наиболее значимый — иредакчагыльский), а в домезозойском этапе развития складчатого Урала определяется не м е н е е 12 периодов континентального развития

территории (Вахрушев, I960);

—унаследованным характером карстообразования;

—весьма различной активностью совре­ менного карста (9—1324 мкм/год); так, для карбонатного карста Уфимского вала коэф ­ фициент активности современного карста (в % за 1 0 0 0 лет) составляет 0 ,0 2 2 , для суль­

фатно-карбонатного карста Иренского рай­ она и территории г. Кунгура — 0,5, а для суль­ фатного и карбонатно-сульфатного карста Кишертско-Суксунского района — 0,9 (Мак­ симович, 1972);

—высокой водообильностью карбонатных пород, фиксируемой крупными карстовыми источниками и значительными удельными де­ битами скважин, особенно на западном скло­ не Среднего Урала и в карстовой области Кун- гурско-Уфимского выступа (Уфимского пла­ то); наиболее значительные (до 1 0 0 0 — 1 2 0 0 м)

глубины распространения карстовых полос­ тей зафиксированы в Кизеловском карстовом районе, где водопритоки в шахты угольного бассейна достигали свыше 3 тыс. м3/час (Бу­ данов, Сидоров, 1964; Катаев, 2001);

—широким развитием на территории Уфимского плато и прилегающих районов кар­ стово-обвальных отложений мощностью на отдельных участках свыше 100 м (Кишертский карстовый район) и карстовых сульфатных останцов (Костарев, Иконников, 1980; Костарев, Малахов, Серебренникова, 2003), которые об ­ ладают совершенно разными прочностными и деформационными свойствами;

—карстовыми землетрясениями силой до 3—5 баллов (Максимович, 1964; Костарев, Усольцев, 1969; Лукин, 1979; Блинова, 2003);

—наличием техногенного карста и усиле­ нием интенсивности естественного карста.

Пермский край является не только одним из значительных регионов развития классиче­ ских литологических типов карста (карбонат­ ного, сульфатного и хлоридного), но и терри­ торией проявления выщелачивания (попутно

ссуффозией) карбонатного цемента в терри-