книги / Минерально-сырьевые ресурсы Пермского края

возникающие и развивающиеся, как правило, под воздействием относительно слабомииерализованных гидрокарбонатно-кальциевых вод обвально-карстовых отложений.

Особенностью развития карстовых явле­ ний в слоистой карбонатно-сульфатной тол­ ще является стадийное изменение гидрогео­ логической роли карбонатных и сульфатных пачек. На ранних стадиях развития карста под­ земный сток сосредоточен вкарбонатных сло­ ях, тогда как сульфатные играют роль водоупоров. На более поздних стадиях, что соответ­ ствует современной ситуации, сульфатные пачки становятся более проницаемыми за счет растворения, а карбонатные становятся отно­ сительными водоупорами вследствие заполне­ ния порово-трещинного пространства вто­ ричным гипсом и глинистыми отложениями. Более жесткие по механическим свойствам карбонатные слои, перекрывающие легко ра­ створимые сульфаты, формируют над полос­ тями относительно прочные своды, позволяя этим полостям развиваться до крупных разме­ ров с поперечником часто более 5 м. При дос­ тижении полостями критических размеров резко снижается устойчивость карбонатного свода, происходит его обрушение и формиро­ вание на поверхности карстового провала.

На участках, где сульфатные пласты пере­ крыты непосредственно обломочными, глини­ сто-обломочными или песчано-гравийными отложениями кайнозоя, формирование поло­ стей приурочено к зоне контакта с покрова­ ми, а внутри пласта карстовые формы развиты слабо. Интенсивность карстообразования и морфологические особенности карстовых форм зависят от литологического состава по­ кровных отложений, их проницаемости и мощности.

В тех районах, где под толщей водопрони­ цаемых дисперсных накоплений, преимуще­ ственно аллювиального генезиса, залегают трещиноватые закарстованные породы, фор­ мируется классический подаллювиальный («камский» — по Г. А. Максимовичу) тип кар­ ста. Вся специфика этого типа ярко проявля­ ется на побережьях Камского водохранилища, в частности, в пределах Полазненского полу­ острова (Горбунова и др., 1992; Катаев, 2003). В геологическом отношении территория по­ луострова сложена переслаиванием нижне­

пермских ангидритов и доломитов, перекры­ тых неоген-четвертичными обвально-карсто­ выми отложениями и четвертичными, преиму­ щественно аллювиальными гравийными, пес­ чаными и суглинистыми, грунтами. Район характеризует высокая плотность воронкооб­ разных деформаций поверхности, особенно в прибрежной полосе. Здесь развиты изометричные и овальные в плане отдельные и слив­ шиеся бортами воронки диаметром 5—10 м, реже — 15—17 м и глубиной 0,8—5,0 м. Разме­ ры овальных воронок в плане от 15,0x25,0 до 25,0x35,0 м. Помимо воронкообразных дефор­ маций, развиты пологие лога. Устья логов от­ крываются в сторону водохранилища, а в вер­ ховьях продолжения логов и их отвершков прослеживаются цепочками воронок. В таль­ вегах логов встречаются следы временных во­ дотоков. Лога имеют сложный суффозионно- карстово-эрозионный генезис.

Большая часть территории полуострова приурочена ко II—III (надпойменным) терра­ сам р. Камы. Именно здесь возникло большое количество провалов (включая территорию пос. Полазна) в период наполнения Камского водохранилища (в 1955—1961 гг.). На совре­ менный период карстопровальная ситуация стабильна — на территории полуострова крупные провальные явления в последние 30— 40 лет не зафиксированы, а мелкие деформа­ ции поверхности суффозпонного происхож­ дения («воронки просасывания») диаметром 0,7—2,0 м и глубиной до 0,7 м появляются не повсеместно и эпизодически.

Сводные данные по бурению на террито­ рии пос. Полазна свидетельствуют о том, что основное количество полостей расположено на глубинах 50—60 м, единичные полости рас­ положены в интервалах глубин 30—40 и 40— 50 м. Вертикальные размеры полостей на гра­ нице ангидрит — доломит варьируют от 0,5 до 6,0 м, чаще всего 1 —3 м. Вобвально-карстовых отложениях вертикальные размеры полостей достигают 14 м.

Особенностью геологического строения полуострова является принципиальное разли­ чие геологических разрезов в зависимости от приуроченности участков ктеррасам. Напри­ мер, в разрезе участков, расположенных на III террасе, под аллювиальными и обвальнокарстовыми отложениями залегают сульфат­

но-карбонатные пачки иренского горизонта, как правило, хорошей сохранности. В то же время вразрезе участков, расположенных пре­ имущественно впределах II террасы, часто ко­ ренные породы до глубин 50 м и более не встречаются. Здесь сульфатно-карбонатные пачки, характерные для строения III террасы, в результате разрушения перешли в состояние обвально-карстовых отложений. Граница ли- толого-фациального перехода от одного типа разреза кдругому соответствует границе меж­ ду II и III террасами — зоне тылового шва II террасы, где обвально-карстовые отложения имеют минимальную мощность или отсутству­ ют вообще. Здесь в обвально-карстовых от­ ложениях встречаются ослабленные зоны (за­ полненные карстовые полости), а также об ­ водненные зоны, сложенные глыбами и щеб­ нем известняка, реже — доломита и гипса с от­ носительно минимальным содержанием гли­ нистого материала.

Формы «голого» сульфатного карста в ус­ ловиях, когда поверхность карстующегося пла­ ста обнажается полностью или перекрыта по­ чвенным покровом, в Пермском Предуралье развиты не повсеместно, а только на ограни­ ченных участках бровки крутых склонов реч­ ных долин, карстово-эрозионных логов или карстовых воронок.

Геоморфологическая обстановка, как и пе­ рекрывающие отложения, является важным элементом комплексаусловий и факторов, оп­ ределяющих особенности пространственно­ го распределения, интенсивность проявления и морфологию карста. Выделяются три типа обстановок, определяющих специфичность развития и проявления карстового процесса: днища речныхдолин, включая пойму, I и II над­ пойменные террасы (прирусловая), склоны речных долин (присклоновая) и водоразделы (междуречная) (Максимович, 1972).

В пределах прирусловой обстановки кар­ стовый процесс проявляется в виде сочетания блюдцеобразных понижений и относительно небольших по глубине и до 3 м в поперечнике провальных впадин с их преобладанием по ко­ личеству, пространственно тяготеющих к ты­ ловым швам низких террас. Количество кар­ стовых впадин вданной обстановке на отдель­ ных участках может достигать 50 штук на 1 км2, а частота провалов достигает 0 ,0 1 вгод на 1 км2.

Особенностью данной обстановки является и то, что под руслом рек сульфатные толщи ин­ тенсивно закарстованы до глубин 10—25 м. Внутренняя закарстованность на отдельных участках составляла, по данным буровых сква­ жин, 25%. Локализация подземного карста связана, прежде всего, с наличием поддолин­ ных или подрусловых потоков (Лукин, 1979)

Склоновая обстановка включает не только склоны речных долин, но и склоны крупных карстовых логов-суходолов или логов с фраг­ ментами руслового потока, периодически исче­ зающего в присклоновых трещинных понорах и вновь появляющегося ввиде эставелл, ключе­ вых горшков или долинных родников. Карсто­ вый процесс на поверхности склона осложнен иусилен гравитационными процессами, вывет­ риванием, процессами склонового дислоциро­ вания. Внутри склона карстовые формы при­ урочены ктрещинам бортового отпора, в верх­ них частях которых повсеместно фиксируются совмещенные бортами карстовые впадины и рвы, а в нижних частях, в зоне колебания уров­ ня подземных вод, формируются полости. В по­

дошве склона вдольлогов или речныхдолин ча­ сто возникает прибортовой поток, фиксируе­ мый по карстовым воронкам, провалам, понорам, небольшим пещерам.

Эти небольшие пещеры принадлежат зо ­ нам вертикальной нисходящей и горизонталь­ ной циркуляции трещинно-карстовых вод. В соответствии с наклоном относительно ли­ нии горизонта пещеры разделены на три типа: горизонтальные, слабонаклонные и верти­ кальные (Катаев, 1999).

Пещеры горизонтального типа, как прави­ ло, являются коридорными, с узкими трещи­ нообразными, короткими, непроходимыми боковыми ответвлениями. Основная галерея имеет коленообразные перегибы и чаще все­ го формируется на пересечении трещин на­ пластования и равноценно развитых тектони­ ческих трещин. В периоды весеннего снегота­ яния пещерная галерея заполняется водой, а затем водные запасы дренируются через тре­ щины и рыхлые отложения пещеры. Пещеры являются коридорно-гротовыми фрагментами трасс локализованного стока подземных вод, вскрытых обрушением кровли.

Пещеры наклонного типа являются резуль­ татом расширения канало-щелевых поноров в

слоистых комковатых гипсах прикровельной части сульфатных пачек. В период весеннего снеготаяния пещерная галерея активно погло­ щает поверхностный сток, локализуемый ло­ гом — весь объем галереи полностью затапли­ вается. Пещеры-поноры встречаются не толь­ ко в приподошвенных частях эрозионно-кар­ стовых логов, открытых в сторону долин постоянных водотоков. Достаточно частым и даже наиболее типичным является развитие пещер-поноров в днищах закрытых (не име­ ющих поверхностного стока) логов проваль­ ного происхождения. Как правило, подобные лога трассируют локальные разломы западно­ го крыла Уфимского вала.

Пещеры вертикального типа приурочены к крутым склонам карстово-эрозионных логов и выполнены в трещинах бортового отпора, расширенных коррозионно-эрозионным воз­ действием вод. Входы в пещеры расположены непосредственно на склонах или бровках склонов глубоких эрозионно-карстовых вре­ зов. Входы представляют собой расширенные фрагменты трещин бортового отпора. В ниж­ ней части от вертикального входа отходят ще­ леобразные горизонтальные ответвления, как правило, небольшой ( < 1 0 м) протяженности.

Горизонтальные ответвления заложены или по трещинам бортового отпора, или по тектони­ ческим трещинам.

Карбонатный карст осевой части Уфим­ ского плато. В структурно-тектоническом от­

ношении территория карстопроявлений соот­ ветствует сводовой части Уфимского вала. В геоморфологическом отношении район за­ нимает площадь Уфимского плато с абсолют­ ными отметками рельефа 250—300 м, испытав­ шего поднятие с позднего палеогена. Поверх­ ность плато расчленена глубокими речными долинами и оврагами.

Зона активного водообмена представлена известняками и доломитами верхней части артинского яруса и нижней части кунгурского яруса. Коренные породы перекрыты делюви­ альными, элювиальными и аллювиальными от­ ложениями, среди которых встречаются гли­ нисто-песчанистые образования озерных кот­ ловин и карстовых депрессий неоген-палео- генового возраста мощностью до 30—35 м.

Подземные воды района залегают на глуби­ нах 50—100 м. Они питаются за счет атмосфер­

ных осадков и перехода части локализованно­ го поверхностного стока в подземный через трещины, поноры. Ось подземного водоразде­ ла проходит по восточной границе зоны рас­ пространения обвально-карстовых отложе­ ний, аразгрузка вод происходит взонах фаци­ ального замещения карбонатов натерригенные породы восточного крыла вала в долине р. Сылвына севере района и в гипс-ангидритах Иренского района на западном крыле вала. В очагах разгрузки суммарные дебиты род­ ников достигают 500 л/с. В ряде случаев воды оказываются подвешенными, что обусловли­ вает относительно неглубокое положение по­ лостей.

Карст района относится к карбонатному типу — открытому, задернованному, подэлю­ виальному и покрытому типам. Суходолы, карстовые лога, овраги, воронки, котловины, небольшие полости, пещеры и гроты являют­ ся наиболее типичными формами проявления карста. Средняя плотность воронок составля­ ет 15 шт./км2.

Карстовые явления связаны с карбонатной толщей филипповского горизонта кунгурско­ го яруса и зоной карбонатных карстовых брек­ чий, формирование которых продолжается от позднепермской эпохи.

Подземные формы карста представлены полостями различной степени заполнения, ко­ торые имеют вертикальные размеры от 1 до 1 0 м (чаще 2 —4 м) и фиксируются при буре­

нии на глубинах от 30 до 50, а внекоторых слу­ чаях — до 60—100 м.

Основной фон территории представляют участки с низкой степенью карстопроявле­ ний. Здесь поверхностные карстопроявления практически отсутствуют. Неглубоко (15— 16 м) расположенные полости малых разме­ ров (до 1 м) приурочены к присклоновым

частям водоразделов. Большая часть вскры­ тых полостей тяготеет к западной границе района — контакту брекчий с сульфатно-кар­ бонатными породами иренского горизонта. Территория распространения ольховской брекчии, являясь, по сути, переходной зоной от карбонатного карста к сульфатному, фор­ мируется разобщенными и подвешенными карстовыми водами. Процесс формирования брекчий не закончен, что и определяет кон­ центрацию полостей в этой зоне.

В долинах рек п суходолов концентрация водотоков определяется трещинными зонами. Для них характерны поверхностные проявле­ ния карста ввиде карстовых логов с цепочками воронок в тальвегах, небольших полей воро­ нок в прпсклоновых зонах н на склонах, а так­ же небольшие пещеры в трещинах бортового отпора (Горбунова и др., 1992; Катаев, 2001 ).

Карст солеи. В пределах Верхнекамского

соленосного бассейна литологический состав пород, интенсивность и амплитуда локальных тектонических движений определили глубину развития карстовых процессов. В послепермское время здесь создались благоприятные гидрогеологические условия для растворения солей. Соленосная толща оказалась в преде­ лах воздействия агрессивных слабоминерализованных подземных вод. Активному раство­ рению и эрозионному воздействию подверг­ лись краевые части соляной залежи и трещи­ новатые участки в сводах структурных поднятий. В отдельных случаях в результате эрозионно-карстовой денудации на подняти­ ях были полностью разрушены верхние гори­ зонты каменной соли и часть калийной зале­ жи. Поверхность соляного тела на денудаци­ онных участках перекрыта глинисто-гипсовым кепроком («гипсово-глинистой шляпой»), в котором формируются мульды оседания, час­ то пространственно соответствующие сводам структурных поднятий.

Выделяют следующие основные типы соля­ ного карста — современный (молодой) и по­ гребенный (древний), природный (естествен­ ный), антропогенный (искусственный) и сме­ шанный (Дзенс-Литовский, 1962; Бельтюков, 2000). В классификации проявлений соляно­ го карста в ископаемых солях выделяется по­ верхностный и подземный карст. Для каждого типа карста характерны свои признаки прояв­ ления, карстовые формы и образования.

Существует мнение о том, что Боровицкая и Дуринская системы субширотных структур обязаны процессам глубинного карста (Куд­ ряшов, Молоштанов, 1999; Кудряшов, 2001). Особенности строения этих структур дают основание говорить о существовании мощных разрывных нарушений, пронизывающих не только комплекс подсолевых отложений, но и всю соляную толщу. Длительная и концентри­ рованная разгрузка вод подсолевого комплек­

са пород по разрывным нарушениям привела к интенсивному выщелачиванию подстилаю­ щей каменной соли и изменению состава ка­ лийной залежи врайонах Дуринского и Боро­ вицкого глубинных разломов. В отдельных слу­ чаях подсолевыми водами была уничтожена вся соляная толща. Дефицит твердой фазы при выщелачивании солей снизу привел к опуска­ нию всей соляной и надсолевой толщ, что при­ вело к формированию линейных отрицатель­ ных субширотных структур.

Современный карстовый процесс на пло­ щади Верхнекамского месторождения солей протекает интенсивно, о чем свидетельствуют величины химического стока. Химическая де­ нудация в зависимости от концентрации под­ земного стока составляет 60—65 мкм/год (Бельтюков, 1975).

В результате активно развивающихся про­ цессов выщелачивания на соляных месторож­ дениях образуются различные специфические поверхностные и подземные карстовые фор­ мы, обусловленные структурно-тектониче­ скими, геологическими, гидрогеологически­ ми, палеогидрогеологическими и инженерно­ геологическими условиями месторождения, литолого-минералогическим составом соля­ ных и покрывающих пород, системой разра­ ботки месторождения. К антропогенному кар­ сту относят полости, образовавшиеся в верх­ ней части соляной залежи в районах рассолопромыслов, а также полости и ослабленные зоны на участках старых и новых разведочных скважин, где соли потеряли свои водоупорные свойства.

Надсолевые рассолы хлоридного типа, формирующиеся в результате выщелачивания солей, предохраняют кровлю соляной залежи от растворения. Природное или техногенное нарушение водно-соляного баланса сопро­ вождается увеличением скорости оттока ра­ створенного вещества от поверхности соли и обусловливает повышение интенсивности ее выщелачивания. Увеличению скорости раство­ рения солей способствуют разрывные нару­ шения, участки повышенной трещиноватости пород, участки соляного массива с различным напряженным состоянием.

Достаточно часто на соляных месторожде­ ниях локальную активизацию антропогенно­ го карста вызывают водопритоки надсолевых

Карстовые формы и образования

Мульды проседания, эрози­ онно-карстовые прогибы, кар­ стовые полости, карстовые озе­ ра

Карстовые полости в солях, карстовые воронки

Мульды проседания, карсто­ вые воронки, камеры выщела­ чивания

Карстовые полости, депрес­ сии, провалы, пещеры на солеотвалах

более крупными формами карстового рельефа являются долины-суходолы меридионального простирания, примерами которых могут слу­

жить лога Ладейный, Мариинский, Свиной и др. К суходолам приурочены и обширные деп­ рессии с пологими склонами — карстовые кот­

ловины.

Внутренняя закарстованность палеозой­ ского комплекса определяется литологически­ ми особенностями карбонатных толщ. Для нижней карбонатной толщи характерно пере­ слаивание известняков и доломитов с песча­ но-глинистыми породами. Мощность отдель­ ных карстующихся прослоев редко превыша­ ет 1 0 0 м, а при наличии интенсивной складча­

тости их выходы на поверхность в виде узких меридиональных полос имеют ограниченные водосборные площади. В данном случае пере­ слаивание затрудняет активную циркуляцию подземных вод и, как следствие, развитие кар­ ста. Характерная для этой толщи глинистость, битуминозность и окремненность существен­ но снижают растворимость карбонатов. При бурении на шахтных полях в районах городов Кизел и Углеуральск встречены редкие поло­ сти с вертикальным размером до 4 м. Пещеры в карбонатных породах этой толщи практиче­ ски не известны.

Закарстованность средней карбонатной толщи связана в максимальной степени с изве­ стняками идоломитами визейского яруса, кото­ рые закарстованы по всему разрезу вне зависи­ мости от глубины их залегания. Их химическая чистота обусловливает относительно легкую растворимость. Втолще встречаются конгломе­ ратовидные и брекчиевидные разности извест­ няков. Средний объемный коэффициент закарстованности составляет 6,47%, а на некоторых участках достигает 20% и более (Бунина, 1935, 1947). Подземные формы карста встречены в интервале высот от +350 до -700 м. С глубиной интенсивность закарстованности снижается, но отдельные полости встречены на глубинах 950—970 м от поверхности земли (Забаринский, 1934; Апродов, 1951; Ежов, 1963). В геоло­ гическом разрезе карбонатной толщи выделя­ ются несколько условных горизонтов закарстованности. Например, в пределах поля шахты «Северная» первый карстовый горизонт соот­ ветствует отметкам +250*270 м и находится на уровне нижней поверхности выравнивания, со­

ответствующей поверхностям VI—VII речных террас, выделенныхвдолинахкрупныхрекрай­ она Усьвы, Косьвы, Бол. Кизела. Второй гори­ зонт соответствует отметкам +180*200 м, т. е. уровню современных магистральныхрекрайо­ на. Третий горизонт соответствует абсолют­ нымотметкам +105*115 мирасположен на 80— 1 0 0 м ниже современного уровня магистраль­

ных рек района. Четвертый горизонт соответ­ ствует отметкам +80*100 м и находится на 1 0 0 — 1 2 0 м ниже уровня современных рек.

К первому горизонту приурочена Кизеловская (Виашерская), пещера, суммарная протяжен­ ность ходов которой составляет 7,6 км, атакже крупные полости, вскрытыевдолинахрек Опа­ ленная и Виашера. Ко второму горизонту при­ урочены крупные нисходящие карстовые ис­ точники района.

Верхняя карбонатная толща, сложенная из­ вестняками и доломитами верхнего карбона и нижней перми, закарстована винтервале абсо­ лютныхотметокот +300 до -300 м. Формы под­ земного карста выявлены до отметок + 1 0 0 м,

что на 50—90 м ниже современного уровня ма­ гистральныхрекрайона Бол. Кизела (+185,0м), Луньвы (+ 195,0 м) и Косьвы (+153 м).

В структурно-тектоническом отношении закарстованы карбонаты, слагающие не толь­ ко антиклинали, например Главную Кизеловскую, но и синклинальные структуры — Косьвинскую, Коспашско-Полуденную и другие. Глубоко залегающие подземные карстовые формы нижней и средней карбонатных толщ по возрасту более древние — палеозойские, соответствующие трем карстовым микроэпо­ хам меридионального подъема территории в средневизейское время, иногдатерриториаль­ но перекрывающие друг друга. Как правило, расположение этих полостей не соответству­ ет элементам современного рельефа. Теорети­ чески допускается формирование подземных полостей до герцинского складкообразова­ ния, а затем их опускание на большие глуби­ ны (Ежов, 1963). Подъем территории вначале палеогена и в начале четвертичного периода обусловил врезание речной сети, частичную ее перестройку, оживление подвижек по древним разломам и, как результат, интенсификацию карстового процесса.

В. Н. Катаев