Студента 4-го курса
Оразова Мердана
Минск, 2017
К вулканогенным бассейнам (ВБ) относятся бассейны стока верхне-, внутри- н межлавовых вод. приуроченных к различным вулканическим образованиям—конусам вулканов, покровам, потокам застывших лав н т. д. Они представлены многочисленными и подчас обширными покровами, потоками лав и сопутствующими им вулканогенными породами, туфами и другими инрокластами. Вулканогенные образования залегают на поверхности эрозионно-тектонического рельефа н перекрывают артезианские бассейны н гидрогеологические массивы. Подошва вулканогенного бассейна (его основание) неровная — с крупными понижениями, приуроченными к погребенным долинам, озерным котловинам п другим отрицательным формам рельефа, и поднятиями* отражающими возвышенные элементы рельефа — склоны и водоразделы, залитые лавами.
В качестве особого типа вулканогенных массивов рассматриваются геологические структуры преимущественно складчатых областей, сложенные вулканогенными и вулканогенно-осадочными породами. В качестве типичных вулканогенных массивов обычно рассматриваются районы современной и неоген-четвертичной (реже более ранней) вулканической деятельности с распространением непосредственно с поверхности вулканогенных и вулканогенно-осадочных пород (андезиты, базальты, андезитодациты и др., а также туфы, туфобрекчии, пемзы, шлаки и другие пирокласты). Районы этого типа широко распространены на Камчатке, Курильских островах, Малом Кавказе, в Италии, Исландии и др.
Морфологически районы распространения этих пород могут быть представлены лавовыми покровами и потоками, образующими вулканические массивы, нагорья, плато, осложненные эруптивными куполами, террасовидными уступами и языками лавовых потоков, связанных с эрозионными долинами, врезанными в более древние лавовые покровы или в подстилающие породы. Разрез таких образований может быть представлен лавой единичного излияния или сложно построенными толщами переслаивания лавовых тел нескольких циклов излияния, прослоев пирокластов и резко измененных делювиальных образований, образующихся на поверхности лавовых покровов различного возраста.
Рисунок – Районы развития вулканизма Камчатки.
Общая мощность таких сложно построенных вулканических толщ может достигать 800 – 1200 м и более. Видимая мощность миоцен-нижнеплиоценовой формации пластобазальтов Исландии, представленной субаэральными лавовыми покровами и вулканогенно-осадочными образованиями разного типа, достигает 7 – 10 км. Мощность отдельных лавовых потоков до 20 – 50 м и более (Маринов и др., 1989).
В гидрогеологической литературе районы этого типа нередко носят странное название "гидрогеологические суперструктуры": вулканогенные супербассейны и вулканогенные супермассивы (Зайцев, 1986).
Рисунок – Делювиальные отложения у подножий Северо-Чуйского хребта в Алтайских горах – водораздел реки Чуи (на севере от хребта) и рек Карагем и Чаганузун (на юге).
Вероятно, в этом случае применение приставки "супер" является неоправданным. Определение "вулканогенный" достаточно полно отражает геологическую природу районов этого типа ("вулканогенный бассейн", по В.А. Кирюхину и Н.И. Толстихину, 1987). Однако в связи с тем, что для гидрогеологических районов этого типа практически всегда характерно преимущественное распространение трещинных типов подземных вод, вероятно, наиболее правильным является название "вулканогенный массив".
Среди вулканогенных массивов по различию условий формирования подземных вод могут быть выделены два характерных подтипа: районы "предыдущей" (неоген-четвертичной или более ранней) вулканической деятельности и районы современного вулканизма.
Рисунок – Южно-Камчатский парк находится в южной части восточного побережья Камчатки. Своеобразная геологическая история и процессы современного вулканизма обусловили наличие разнообразных форм рельефа.
Подземные воды Южной Камчатки. По широкому развитию на Южной Камчатке вулканогенных толщ четвертичного возраста и современного вулканизма, мощности обводненной толщи пород, высокой степени трещиноватости, площади распространения вулканических покровов и построек, и в конечном счете, большому запасу подземных вод описываемый район входит в особый гидрологический район первого порядка – Восточно-Камчатский вулканический супербассейн, территориально совпадающим с Восточным вулканическим нагорьем. Здесь преимущественно развиты трещинно-грунтовые, порово-грунтовые и пластово-трещинные воды четвертичных вулканогенных образований.
Водоносные горизонты приурочены к потокам и покровам эффузивов, туфы и туфобрекчии иногда являются водоупорами. Кроме того, широко распространены поровые и порово-пластовые воды рыхлых пирокластических отложений четвертичного возраста, мощностью до 20м. В толщах пирокластических отложений насчитывается до 6 водоносных пластов, залегающих на глубинах до 80м. Дебиты скважин здесь составляют 1–4 л/с, реже до 10 л/с, дебиты источников достигают 15л/с. Для эффузивных пород характерно наличие крупных линейных и пластовых выходов вод с суммарными дебитами до 200 л/с.
Восточно-Камчатский вулканический супербассейн характеризуется своеобразным химическим составом подземных вод. В зоне свободного водообмена, на общем фоне гидрокарбонатно-хлоридных вод (до 0,1г/л), выделяются приуроченные к действующим вулканам участки распространения хлоридно-сульфатных вод(до 0,4 г/л). В пределах этих участков встречаются также высокотермальные, ультракислые воды фумарольного типа и азотно-углекислые термы различного состава.
Районы неоген-четвертичной вулканической деятельности. При отсутствии современной вулканической деятельности проницаемость лав и вулканогенно-осадочных образований определяется трещиноватостью и пористостью, формировавшейся при остывании лав, и рыхлым сложением пирокластов. В зависимости от условий излияния и остывания лав их пористость и трещиноватость изменяются в широких пределах.
Наряду с монолитными слаботрещиноватыми (практически "водоупорными") участками лавовых тел характерно существование лав, в которых интенсивная открытая (до 1,5 – 5,0 см и более) трещиноватость развита на всю мощность. Особенно высокой проницаемостью характеризуются лавовые тела с развитием интенсивной сингенетической трещиноватости (столбчатая, глыбовая, плитчатая и другие отдельности).
Проницаемость вулканогенно-осадочных образований изменяется в зависимости от содержания тонкодисперсного материала и степени уплотнения. В связи с этим глинистые туфы, туфобрекчии, пеплы и другие породы нередко являются практически "водоупорными". Часто слабопроницаемые "экраны" образуются также на поверхности лавового покрова в результате оплавления при следующем излиянии и кольматации зоны экзогенной трещиноватости, вулканогенно-осадочных образований и делювиальных пород.
Скважность и проницаемость пород этого типа зависят также от их возраста и снижаются от молодых вулканогенных пород к более древним в связи с процессами кольматации и цементации трещинного и порового пространства и уплотнения. Поэтому в качестве типичных вулканогенных бассейнов обычно рассматриваются районы распространения молодых неоген-четвертичных, в отдельных случаях палеогеновых, эффузивных пород.
В целом скважность (трещинно-поровая пустотность) вулканогенных и вулканогенно-осадочных пород изменяется от 2,0 – 3,0 до 20% и более. Проницаемость от менее 10-2 до 150 м/сут и более. Так, по имеющимся данным (Lindholm, Vaccaro, 1988), максимальная проницаемость базальтов в районе лавового плато Колумбия (США) достигает примерно 3000 м/сут при преобладающих значениях 150 – 1500 м/сут. Вертикальная ("межслоевая") проницаемость интенсивно измененных "оплавлением" осадочных пород и пирокластов изменяется от n × 10 -2 до n × 10-6 м/сут.
Рисунок – Плато Колумбия, США
Характер обводненности вулканогенных толщ определяется климатическими условиями территории, рельефом, мощностью и условиями их залегания, характером "переслаивания" в разрезе высокопроницаемых и относительно водоупорных пород, наличием эруптивных куполов и зон тектонических нарушений и др.
В условиях распространения одного покрова (потока) лавы существенно важным является характер подстилающих пород. При значительной проницаемости пород фундамента даже высокопроницаемые лавы при их ограниченной мощности оказываются практически безводными, поскольку водоносный горизонт формируется ниже в породах, подстилающих лавы. Особенно часто такие условия наблюдаются в засушливых районах в связи с относительно малыми величинами атмосферного питания.
При низкой проницаемости фундамента в трещиноватых лавах формируются обводненные зоны (неравномерно распространенный водоносный горизонт), связанные с участками распространения высокопроницаемых лав и понижениями на поверхности подстилающих пород (гидрографическая сеть, существовавшая до излияния лав, впадины и ложбины различного генезиса и др.).
В сложно построенных толщах вулканогенных и вулканогенно-осадочных пород значительной мощности формирование обводненных зон определяется положением высокопроницаемых (интенсивно трещиноватые лавы, пирокласты и осадочные породы с высокой пористостью и др.) и относительно водоупорных прослоев. В связи с резко невыдержанным распространением водоупоров и наличием многочисленных "гидрогеологических окон" (небольших участков на площади распространения водоносных пород, в которых водоупорная кровля или почва отсутствует, что приводит к взаимосвязи между водоносными горизонтами в толщах вулканогенных пород), как правило, формируется система сложно взаимосвязанных над-, меж- и подлавовых потоков подземных вод.
На одних участках разреза в связи с отсутствием водоупорных "экранов" или низкой проницаемостью породы являются практически безводными. На других – в интенсивно трещиноватых лавах или высокопористых пирокластах формируются мощные потоки "пластово-трещинных" подземных вод, движение которых определяется конфигурацией проницаемых зон и рельефом подстилающей слабопроницаемой поверхности. Латеральные градиенты таких потоков изменяются в пределах 0,005 – 0,01 и более. В ряде случаев скважины вскрывают напорные подземные воды типа межпластовых (рис. 11.4).
Рис. 11.4. Схематический гидрогеологический разрез вулканогенного массива: 1 – трещиноватые вулканические породы; 2 – пирокласты (туфы, туфобрекчии и др.); 3 – слабопроницаемые "экраны": участки поверхности лавовых "потоков", оплавленные при последующем излиянии, прослои слаботрещиноватых лав и др.; 4 – валунно-глыбовые образования; 5 – над-, меж- и подлавовые потоки трещинных подземных вод; 6 – участки интенсивного питания подземных вод; 7 – положение уровней подземных вод; 8 – источники и групповые выходы подземных вод; 9 – местный напор подземных вод; 10 – породы "основания"
Питание трещинных вод вулканогенных массивов формируется за счет инфильтрации атмосферных осадков и поглощения поверхностных водотоков, образующихся в периоды интенсивного выпадения осадков и снеготаяния. Особенно благоприятные условия атмосферного питания характерны для участков поверхностного распространения интенсивно трещиноватых лав и участков, на которых вулканические породы перекрыты развалами камней и глыбовыми накоплениями мощностью 20 – 25 м и более. На таких участках практически все атмосферные осадки (за вычетом испарения) расходуются на питание подземных вод. По данным количественных оценок на базальтовых нагорьях и плато в условиях достаточного увлажнения средние величины питания подземных вод достигают 200 – 350 мм/год и более, что составляет до 40 – 50% годовой суммы осадков (Малый Кавказ, лавовое плато Колумбия и др.).
Разгрузка подземных вод формируется в основном в виде родников и крупных групповых выходов, которые связаны с выклиниванием над- и межлавовых потоков. Основные участки и зоны разгрузки обычно склонами эрозионных врезов и уступами лавовых плато и террас, на которых поверхность земли вскрывает контакты водоносных и слабопроницаемых пород. При сложном строении разреза на высоких уступах часто наблюдаются ярусно расположенные участки разгрузки подземных вод с выходами родников на разновысотных отметках.
Расходы одиночных выходов изменяются от менее 1,0 до 10 – 15 л/с. Суммарные дебиты групповых выходов, дренирующих мощные потоки трещинных подземных вод, достигают 1000 – 2000 л/с и более. Так, суммарный дебит группового выхода Совджур-Мецаморских источников (Малый Кавказ) достигает 20 м3/с. Суммарный дебит источников, связанных с базальтами Гавайских островов, достигает 110 – 140 м3/с (Кирюхин, Толстихин, 1987).
В районах с недостаточным увлажнением (Юго-Восточная Африка) породы вулканогенных плато характеризуются пестрой и в ряде случаев слабой обводненностью. Глубины залегания подземных вод нередко достигают 50 – 90 м и более, многие скважины оказываются безводными. Дебиты родников изменяются от 0,01 до 3,0 – 5,0 л/с, групповые выходы, как исключение, имеют расходы 20 – 25 л/с (Маринов и др., 1978).
В связи с благоприятными условиями водообмена и слабой растворимостью водовмещающих пород для вулканогенных массивов в областях избыточного и достаточного увлажнения характерно широкое распространение ультрапресных и пресных преимущественно гидрокарбонатных натриево-кальциевых вод с минерализацией от 0,02 – 0,1 (горные районы) до 0,3 – 0,5 г/л.
С зонами тектонических нарушений, вулканическими жерлами и участками оруднения нередко связаны выходы более глубоких подземных вод с минерализацией до 3 – 5 г/л. Состав вод С1, S04 – CI, HC03 – S04, Na, Na – Са. Микрокомпонентный состав представлен Al, Mn, Zn, Ni и другими, газовый состав – N2, Не, С02, H2S.
В условиях районов с недостаточным увлажнением подземные воды вулканогенных и вулканогенно-осадочных пород имеют пестрый состав. Наряду с пресными (менее 1,0 г/л) широко распространены воды с минерализацией 3 – 5 г/л, в редких случаях до 30 г/л и более. Состав вод Cl, S04 – Na,Ca; Cl – Na.
Подземные воды областей современного вулканизма. Подземные воды вулканогенных массивов с проявлением процессов современного вулканизма наряду с рассмотренными выше закономерностями характеризуются в ряде случаев аномальным геотермическим режимом и специфическим химическим и газовым составом, связанными с вулканической деятельностью.
В верхней части разреза в трещиноватых лавах и пирокластических образованиях формируются инфильтрационные маломинерализованные (0,1 – 0,25 г/л) подземные воды, гидродинамический режим и химический состав которых типичен для этих пород.
В районах воздействия активных вулканических очагов и на участках гидротермального изменения горных пород в зонах современного тектонического дробления и контактов существуют условия для формирования термальных вод глубинной (1500 – 2000 м, возможно более) циркуляции, имеющих специфический химический и газовый состав.
Основными факторами, определяющими формирование подземных вод этого типа, являются (Иванов, 1976):
• наличие кислых высокотемпературных вулканических газов, поднимающихся на поверхность и частично смешивающихся с подземными водами;
• влияние интенсивных термометаморфических процессов в зонах, примыкающих к магматическим очагам;
• наличие аномально высоких температур на относительно небольших глубинах;
• формирование высокопроницаемых новейших разломов, обеспечивающих, с одной стороны, возможности глубокой инфильтрации атмосферных вод, и с другой – выход на поверхность высоконапорных термальных вод, а в зонах воздействия активных вулканических очагов и высокотемпературных вулканических газов.
Выходы высокотемпературных подземных вод на поверхность проявляются в виде термальных, нередко "кипящих" источников и пароводяных струй, в ряде случаев с гейзерным режимом фонтанирования. Дебиты крупных термальных источников достигают 10 – 15 л/с, в отдельных случаях – 50 – 100 л/с. Температура подземных вод на выходе изменяется от 20 – 35 до 100°С (Восточная Камчатка). На глубинах 1000 – 1500 м температура подземных вод достигает 200 – 350°С и более (Камчатка, Курильские острова, Япония, Мексика, Италия и др.).
Рисунок – Действующие вулканы на Курилах находятся на островах Итуруп, Кунашир и Парамушир.
Химический состав и минерализация подземных вод в зависимости от глубины циркуляции и влияния вулканических газов изменяются в широких пределах (табл. 11.3).
Таблица 11.3
Химический состав термальных источников Камчатки и Курильских островов (Иванов, 1976)
| Пункт наблюдений | Температура, °С | Минерализация, г/л | Ионный состав, экв.% | pH | Содержание H2Si03, г/л |
| Источник железистый, о. Парамушир | 2,2 | S0488 СаЗ6; Na 27; Mg 23 | 2,9 | 0,5 | |
| Серноводские источники, о. Итуруп | 2,7 | S04 84 Al 49; Ca 25; H 23 | 2,2 | 0,15 | |
| Головинские источники, о. Кунашир | 6,4 | SO4 60 + HSO4 40 H 43; Al 32 | 1,5 | 0,4 | |
| Дзензурские источники, Камчатка | 1,9 | (S04 + HS04) 97 (Na + K) 51; Ca 20 | 2,6 | 0,13 | |
| Источник Кислый ключ, о. Кунашир | 55,6 | 3,9 | Cl 66; (S04 + HS04) 34 A1 27; (Na + K) 26; Fe 17 | 2,4 | 0,43 |
| Природный конденсат вулканических газов, вулкан Эбеко, о. Парамушир | 66,8 | Cl99 H 98 | -0,36 | 0,06 | |
| Гейзер Великан, Камчатка | 2,4 | Cl 83; S04 8 (Na + K) 94; Ca 5 | 8,7 | 0,33 |
Приведенные данные свидетельствуют о том, что воды термальных источников имеют преимущественно слабую минерализацию (2,0 – 5,0 г/л). Высокие (60 – 80 г/л и более) значения минерализации характерны только для природных конденсатов вулканических газов. Состав подземных вод преимущественно S04, S04 – С1 и С1. Наиболее специфическим является катионный состав подземных вод, связанных с действующими вулканическими проявлениями, в котором в ряде случаев преобладают ионы Al, Н, Fe, NH4. Характерным также является кислый состав этих вод с рН от менее 1 до 2,9 – 3,3.
Исключением являются азотно-углекислые иазотные термы, образующие крупные месторождения высокотемпературных подземных вод, которые проявляются на поверхности мощными (до 50 – 100 л/с и более) группами источников. Минерализация этих вод изменяется от 0,4 – 1,5 г/л (азотные термы) до 2,0 – 5,0 г/л, состав преимущественно Cl, S04 – (Na+K), Cl – (Na+K), рН 8 – 9,2 (см. табл. 11.3). Газовый состав подземных вод районов современной вулканической деятельности может быть представлен сероводородом, азотом, углекислым газом, реже метаном и водородом.
По современным представлениям (И.К. Зайцев, В.В. Иванов и др.) большинство типов подземных вод районов вулканической деятельности являются современными инфильтрационными водами. Высокие температуры подземных вод связаны с их глубокой (до 1000—2000 м, возможно глубже) фильтрацией вблизи магматических очагов по системам новейших тектонических разломов. Относительно низкая минерализация подземных вод объясняется слабой растворимостью (даже при высоких температурах) основных типов вулканогенных пород. Специфический химический и газовый состав этих вод и низкие величины рН связаны с выщелачиванием минеральных включений и главным образом с процессами смешения (в различных пропорциях) с конденсатами вулканических газов.
Благодаря специфическому химическому и газовому составу, а также высоким температурам многие типы подземных вод областей современного вулканизма являются минеральными термоэнергетическими водами.
Рассмотренные выше основные типы гидрогеологических районов складчатых областей свидетельствуют о том, что для них характерно широкое разнообразие типов подземных вод, условий их распространения и формирования. В зависимости от возраста складчатой области, ее геологического строения и рельефа она всегда представляет собой более или менее сложную совокупность гидрогеологических районов разного типа. В то же время, как было показано выше, даже в пределах однотипных районов в зависимости от их размеров, строения гидрогеологического разреза, рельефа и т.д. условия формирования подземных вод могут существенно различаться.
Вопросы к главе 11
1. Гидрогеологические массивы. Условия распространения и формирования основных типов подземных вод.
2. Основные типы гидрогеологических районов складчатых областей.
3. Артезианские бассейны межгорного типа. Гидродинамическая зональность "конусов выноса".
4. Формирование подземных вод районов "переходного" типа (адмассивы и адбассейны).
5. Вулканогенные массивы. Условия залегания и формирования подземных вод.
6. Формирование химического состава подземных вод районов современной вулканической деятельности.