книги / Минерально-сырьевые ресурсы Пермского края
..pdfв 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.
Большеуральский сложный бассейн корово-блоковых (пластово-блоковых и пластовых) вод
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
КРУПНЫЕ КАРСТОВЫЕ ПЕЩЕРЫ ПЕРМСКОГО КРАЯ
№ |
|
на |
Пещера |
карте |
|
1 |
Дивья |
2Кизеловская (Виашерская)
3Кунгурская Ледяная
4Геологов 2
5Ординская (Казаковская)
6Темная
7Геологов 3
8Российская
9Зуятская
10Нижнемихайловская
11Вишерская
12Новая Подкаменская (Скаутов)
13Мариинская
14Малая Дивья
15Кизеловская Медвежья
16Ребристая
17Большая Махневская
18Большая Пашийская
19Чудесница
20Максимовича (Обвальная)
21Еранка
22Два Уступа
Карстовый |
Вмещающие |
район |
породы |
Ксенофонтовский |
Известняки |
Кизеловский |
Известняки |
Нижнесылвенский |
Гипсы и ангидриты |
Кизеловский |
Известняки |
Иренский |
Гипсы и ангидриты |
Кизеловский |
Известняки |
Кизеловский |
Известняки |
Кизеловский |
Известняки |
Нижнесылвенский |
Гипсы и ангидриты |
Иренский |
Гипсы и ангидриты |
Верхневишерский |
Известняки |
Нижнесылвенский |
Гипсы и ангидриты |
Кизеловский |
Известняки |
Полазненский |
Гипсы и ангидриты |
Кизеловский |
Известняки |
Кизеловский |
Известняки |
Кизеловский |
Известняки |
Чусовской |
Известняки |
Чусовской |
Известняки |
Кизеловский |
Известняки |
Средневишерский |
Известняки |
Кизеловский |
Известняки |
Возраст Протя пород женность,
|
M |
Pts+ar |
10100 |
C,vr s |
7600 |
P,k |
5700 |
Су3-С2 |
4000 |
p,k |
3600 |
C|V3-C2 |
1750 |
Г) ?*N (Я |
1700 |
1 |
|
C|V2-s |
1450 |
P,k |
1410 |
P,k |
1400 |
D2 |
1200 |
P,k |
1200 |
C,v2-s |
1000 |
P,k |
1000 |
C,s |
710 |
C,v2-s |
630 |
C,v2-s |
584 |
D3fm |
522 |
C,v2-s |
512 |
C,v2-s |
500 |
C,v2 |
500 |
C,v2-s |
500 |
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
|
|
Условия и факторы |
|
|
Типы карста |
Примеры |
|
|
|
|
|
|
мощность зоны |
||
Тип |
геотектониче |
литолого |
гидрогеологиче |
гидрохими |
по перекрывающим |
карстовых |
|
|
активного |
отложениям |
районов |
||||
|
структурные |
фациальные |
ские |
ческие |
|||
|
ские |
карста, м |
|
|
|||
|
|
|
|
|
|
|
И |
Платформа |
Локальные |
Сульфатные |
Локальная |
HC03-S 04- |
п — пхЮ |
Голый, |
Полазненский |
|
и прилегаю |
поднятия |
(гипсы, |
обводненность |
Са |
|
покрытый, |
|
|
щие участки |
|
ангидриты) |
|
|
|
закрытый, |
|
|
прогиба |
|
|
|
|
|
перекрытый |
|
1-2 |
Те же |
Крылья |
Карбонатно |
Те же |
Те же |
пхЮ |
Те ж е |
Иренский |
|
|
складчатых |
сульфатные |
|
|
|
|
|
|
|
структур |
(чередование |
|
|
|
|
|
|
|
|
карбонатных |
|
|
|
|
|
|
|
|
и сульфатных |
|
|
|
|
|
|
|
|
пачек) |
|
|
|
|
|
1-3 |
— « — |
Своды валов |
Карбонатные |
Водоносный |
НС03-Са |
п хЮ |
П окры ты й |
У ф им ского |
|
|
|
|
горизонт |
|
|
|
плато |
(карстовый
бассейн)
1-4 |
|
Зоны погру |
Фациально |
|
|
жения |
изменчивая тол |
|
|
и фациаль |
ща (сульфатные, |
|
|
ного заме |
терригенные, |
|
|
щения |
карбонатные |
|
|
пород |
породы) |
IM |
Прогиб |
Локальные |
Соли, залегаю |
|
|
структуры |
щие под карбо- |
|
|
тектониче |
натно-терриген- |
|
|
ских впадин |
ной и терриген- |
|
|
|
ной толщами |
11-2 |
Те же |
Валы, моно |
Пласты, линзы |
|
|
клинали |
гипса, ангидрита |
в терригенной
толще
1
Локальная |
НС03-Са, |
п х Ю - пхЮ О |
Закры ты й |
Киш ертский |
обводненность, |
S 0 4-Ca |
|
|
|
концентрирован |
|
|
|
|
ная разгрузка |
|
|
|
|
карстовых вод |
|
|
|
|
Обводненный |
Cl-Na |
пхЮО |
Закрытый |
Соликамский |
контакт соляных |
|
|
|
|
и покрывающих |
|
|
|
|
их пород |
|
|
|
|
Локальная |
HC03-S 0 4- |
пхЮ |
Закрытый |
Кордонский, |
обводненность |
Са |
|
|
Осинцевский, |
|
S 0 4-Ca |
|
|
Тулумбасов- |
|
|
|
|
ский |
края Пермского ресурсы сырьевые-Минерально
НИ |
Горно |
Складчатые |
Карбонатные по |
Водоносные |
НС03-Са |
пхЮО— пхЮОО |
Голый, |
Кизеловский, |
|
складчатая |
структуры |
роды (известня |
комплексы |
|
|
покрытый |
Чусовской |
|
область |
|
ки, доломиты) |
карбонатных |
|
|
|
|
|
|
|
мощностью |
отложений |
|
|
|
|
|
|
|
пхЮО— пхЮОО м |
|
|
|
|
|
III-2 |
Те же |
Зоны |
Те же |
Водообильные |
Те же |
Те же |
Те же |
Те же |
|
|
разрывных |
|
зоны |
|
|
|
|
|
|
нарушений |
|
|
|
|
|
|
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).
Т ип |
I-2 представлен многослойным разрезом: почвенный покров, элювий, чередование гипс-ангидритовых пачек с известняково-доломито |
выми, характерно наличие карстово-обвальных отложений, отмечается неравномерная локальная обводненность пород. |
|
Т ип |
I-3 представлен более или менее однородным литологическим разрезом (элювий, известняки, доломиты), наличием водоносного гори |
зонта. |
|
Тип |
II-2 представлен локальным развитием карста на участках неглубокого залегания (в сводах локальных поднятий) или моноклинального |
выхода пластов гипса и ангидрита. |
|
Тип |
111-1 и III-2 представлены карстом сильно дислоцированных карбонатных толщ значительной мощности. Карст приурочен к литологиче |
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-