А.С. Вишневский, Ассоциация спелеологов Урала
В.А. Мальцев, Вниигеосистем
В.Н. Дублянский, Пермский университет
Ю.В. Дублянский, Институт минералогии и петрографии СО РАН

Крупнейшие пещеры Средней Азии

Опубликовано:
Пещеры: Межвуз. сб. науч. тр. / Перм. ун-т. - Пермь, 2004, с.74-93.

В начале - середине XX в. считалось, что «среднеазиатский тип карста» (А.М. Овчинников, 1949) [3] в силу климатических и геологических особенностей представлен сравнительно бедными поверхностными формами. Для него характерно развитие «внутренних каналов и пещер», из которых описаны Баритовая пещера в Тюя-Муюне (А.Е. Ферсман), ближняя часть пещеры-рудника Кон-и-Гут (М.Г. Попов), гидротермальные Бахарденская пещера (М.А. Ротко) и полости Магиана (Я.А. Левен), Карлюкская пещера (Н.А. Гвоздецкий) и Барсова соляная пещера (А.И. Дзенс-Литовский).

Во второй половине XX в. спелеологические исследования несколько активизировались. На совещании «Карст Средней Азии и горных стран» (Ташкент, 1979), проведенном по инициативе Г.А. Максимовича, было отмечено, что в регионе открыто около 1,5 тыс. небольших и средних по размерам карстовых пещер. Длиннейшей считалась Кап-Кутан (6 км), глубочайшей - Киевская (950 м).

Конец XX в. был богат спелеологическими открытиями. В Копетдаге были детально изучены гидротермокарстовая Бахарденская пещера (известняки, 250/-69); на Гиссарском хребте - Гаурдакская (известняки, 11010/-70), Кап-Кутан-Промежуточная (известняки, 55000/-310) и Бой-Булок (известняки, 14270/-1415); на массиве Ходжа-Гур-Гур-Ата -Фестивальная-Ледопадная (известняки, 13000/-625) и Темная Звезда (известняки, 4000/-168);на Зеравшанском хребте - Киевская (известняки, 1820/-990); в Южном Тянь-Шане - объемные лабиринты гидротермальных полостей Победная (известняки, 1480 м) и пещера-выработка уран-ванадиевых руд Ферсмана (известняки, -220 м); на хребте Петра Первого - 1500-летия Киева (гипсы, 392/+126); на Рангкульском массиве - Сыйкырдуу (известняки, 2050/-268); на куполе Ходжа-Мумын - Днепропетровская (каменная соль, 2500 м) и Большого Цирка (каменная соль, 1150/-120) и пр. [6].

К сожалению, материалы проведенных исследований в основном не были опубликованы; описания и планы многих пещер (Кап-Кутан, Бой-Булок и др.) приведены в зарубежной литературе, малодоступной широкому кругу читателей. Целью настоящей статьи является введение этих данных в обиход отечественной науки.

Объем статьи заставил авторов ограничиться самыми общими сведениями по разным типам пещер Средней Азии - Бахарденской (самая крупная гидротермальная полость-зал), Кап-Кутан, Бой-Булок (самые протяженные и глубокие системы) и пещере Ферсмана (самая интересная гидротермальная пещера-выработка).

Бахарденская пещера

Располагается на юго-западе Туркменистана в пределах Передовой антиклинальной цепи Копетдага (хребет Коу), сложенной верхнеюрскими известняками, надвинутыми на палеогеновые отложения. Пещера известна с конца XIX в., однако ее специальное карстологическое изучение не проводилось.

Пещеру обследовали в 1976 г. геологи В.Н. Дублянский, Л.П. Горбач, И.В. Лыкова и спелеологи Ашхабада (рук. Г.А. Насыров); описание пещеры выполнил В.Н. Дублянский [5].

Бахарденская пещера заложена в толще оксфорд-кимериджских доломитизированных и глинистых известняков с прослоями гипсов и ангидритов. В ее своде обнаружены пять пластов гипса, мощностью 1,2-2,5 м. Известняки круто падают на С-В 30° под углами 60-65°. Они рассечены трещинами ориентированными С-З 300 и 310° с углами падения 30° на Ю-З и 60° на С-З. Трещины напластования и тектонические трещины первой группы обусловили характерные треугольные поперечные сечения полости, трещины второй группы обусловили вывалы глыб известняков и сложный продольный профиль пещеры (рис. 1). Большое влияние на морфологию пещеры оказывают также субвертикальные трещины с простиранием С-В 30-40°, очевидно, связанные с поперечными разрывными нарушениями, пересекающими хребет Коу. Вдоль них происходит разгрузка подземных вод хребта через небольшой термальный источник в сае в 650 м к северу от пещеры.

Рис.1. План и разрезы Бархарденской пещеры (по В.Н. Дублянскому, 1979):
1- известняки, 2 - гипсы, 3 - суглинки, 4 - глыбовый навал.

Таким образом, Бархарденская пещера проработана на пересечении досреднеплиоценовой продольной линии надвигов и сбросов с позднеплиоценовой-раннечетвертичной системой разрывных нарушений. Это определяет вероятное среднечетвертичное время заложения пещеры.

Бахарденская пещера состоит из одного зала длиной 250 м, глубиной 69-55 м (от верхнего и нижнего входов), шириной 12-50 м, площадью 6 3 тыс. м², высотой 4-26 м. Объем пещеры - 75,0 тыс. м³, удельный объем - 300 м³/м. Северный склон хребта Коу наискось срезает зал пещеры, благодаря чему возникли пять провальных входов в нее. В юго-восточной части зала располагается подземное озеро длиной 75 м, шириной 8-23 м, площадью 1050 м², глубиной от 2 до 14 м. Объем воды в озере - 6,5 тыс. м³, расход связанного с ним источника - 30 л/с, коэффициент водообмена (на апрель 1976 г) 0,4 раз/сут. Следы на стенах и литературные данные свидетельствуют о том, что за столетие колебания уровня озера составляли -1,5...+5 м от уровня 1976 г.

Средняя минерализация воды в озере 2630 мг/л при хлоридо-сульфатном кальциево-натриевом составе, значительном содержании кремниевой кислоты (до 147 мг/л), стронция (50,6 мг/л) и сероводорода (10,5 мг/л). рН составляет 7,4, еН – 127 mw. Спектральный анализ сухого остатка показал наличие 25 элементов (Na, К, Сu, Mg, Ca, Sr, Ba, В, Аl, С, Si, Ti, Zr, N, P, V, О, S, Cr, Cl, Mn, Br, Fe, Co, Ni). Такое сочетание микроэлементов при температуре воды 35-37°С предполагает ее высокую биологическую активность. Бальнеологически она почти не изучена [12].

Микроклимат пещеры формируется под воздействием более холодного атмосферного воздуха (январь +0,7, июль +32°С), который вытесняет прогретый и насыщенный сероводородом пещерный воздух. Его относительная влажность близка к 100%.

В Бахарденской пещере обитают летучие мыши (по подсчетам в 1926 г. их было более 37 тыс.), голуби, клушицы, сизоворонки. На полу пещеры имеются скопления гуано летучих мышей и птиц, занимающие площадь более 1300 м². Общий запас гуано превышает 670 м³ [12].

В связи с малым количеством выпадающих в регионе осадков (менее 300 мм в год) сухая часть полости мало подверглась переработке пресными водами. Коррозионные купола возникли лишь в зонах тектонической трещиноватости, где они заложены в основном по прослоям гипса и связаны в действием конденсационных вод. Специфическая гипергенно-биохимическая обстановка способствует образованию на стенах пещеры серых, желтовато-серых и белых кристаллов гипса. Различные новообразования установлены также в илах со дна озера [17].

О гидротермокарстовом происхождении Бахарденской пещеры свидетельствуют не только материалы ее изучения, но и данные гидрогеологических исследований так называемой Копетдагской термальной линии [4].

Бахарденская пещера оборудована для посещения туристами, электрифицирована, в ней проводятся неорганизованные купания. Необходимо исследовать ее гидрогеологический и микроклиматический режимы, выяснить бальнеологические особенности. Нужно более строго охранять этот уникальный памятник природы.

Пещера Кап-Кутан

Исследования пещеры многие годы проводил В.А. Мальцев с коллегами [13-15. 26-28 и др.]. На протяжении нескольких лет редколлегия неоднократно обращалась к нему с предложением написать для сборника «Пещеры» статью. Так как ответа не последовало, использован сокращенный перевод статьи В.А. Мальцева из монографий К. Хилл и П. Форти [23]; оттуда же заимствован план пещеры - (прим. ред. «Пещеры»).

Пещера Кап-Кутан располагается на юго-востоке Туркменистана, на склоне хребта Кугитангтау (юго-западный отрог Гиссарского хребта). Хребет вытянут с юга на север, постепенно повышаясь с 1000 до 3000 м; он представляет собой куэсту с пологим западным и крутым восточным склонами, сложенную верхнеюрскими известняками кугитангской свиты мощностью до 500 м. Стратиграфически выше известняков залегают гипсы и ангидриты гаурдакской свиты, которые сохранились фрагментарно в виде останцов только у подножья южной части хребта [4].

Тектонические нарушения разделяют склон куэсты на блоки, образующие несколько ступеней. По ним заложены десятки сухих каньонов глубиной до полукилометра. Каньоны проходят над пещерой, не вскрывая ее.

Климат района у подножия гор полупустынный, у их вершин - альпийский. На высоте более 1500 м в зимний период образуются снежники, полностью стаивающие к лету. Вода фильтруется по трещинам и полостям, выходя в виде источников в каньонах нижней части хребта.

Пещера Кап-Кутан впервые упомянута в «Библиотеке Историка» Диодора Сицилийского (I в. до н.э.). О ней писал Н.А. Гвоздецкий [3], который считал ее длиннейшей пещерой СССР (около 10 км). Некоторые исследователи полагали, что Кап-Кутан - крупнейшая пещера Центральной Азии [11].

Сейчас к системе Кал-Кутан относят пять больших и около 20 меньших по размерам пещер. Самые крупные - Кап-Кутан-Промежуточная (55000/-310 м), Хашим-Ойик (8000 м) и Геофизическая (4000 м).

Очевидно, все они - фрагменты единой системы, в которую ведут несколько естественных входов, расположенных в бортах каньонов, а также искусственные тоннели, пройденные для добычи мраморного оникса (рис. 2).

Рис.2. План системы Кап-Кутан (по В. Мальцеву)[23]

Морфологически пещеры Кап-Кутана - это крупные залы (до 260 ×70 ×25 м), соединенные протяженными объемными лабиринтами, состоящими из небольших трубобразных ходов. В настоящее время в пещере нет активных водотоков. Только под каньонами в ней известно несколько небольших озер [26]. Микроклимат пещеры изучен слабо. В 1996 г. температура воздуха в пещере менялась от +11°С (в привходовой части) до +23°С в дальних частях лабиринта, а его относительная влажность составляла 60-70 %. Стабильность гидрологии и микроклимата пещеры способствуют формированию и сохранению в ней уникальной мнерализации.

Уникальные минералогические и геохимические особенности отложений пещер связаны с разнообразием источников вещества. Основным «поставщиком» карбонатного вещества являлись битуминозные вмещающие известняки. Такие элементы как S, К, Na, Sr, C1 и F могут быть связаны с гидротермальной деятельностью. Существенную роль в их поставке могли сыграть также остатки покрывающих массив эвапоритовых отложений [13, 15, 26].

Генезис системы Кап-Кутан сложен и до конца не разгадан. На первой стадии закарстования (возможно, в позднемеловое время) были сформированы фреатические лабиринты пещеры, которые позднее были заполнены глинистым материалом. С позднего плиоцена до середины четвертичного периода территория испытывала поднятия, а пещера - омоложение. С этим временем связана гидротермальная кальцитовая, флюоритовая и сульфидная минерализация. Число и плотность флюоритовых жил встреченных в пещере почти на порядок больше, чем на поверхности массива. Как показало изучение газово-жидких включений, флюорит отлагался при температуре растворов 150-200°С. Данные по изотопному составу кислорода в гидротермальном кальците [23] также указывают на то, что минералообразующие растворы имели глубинное происхождение. Разнообразие наблюдаемой сейчас минералогии связано именно с кристаллизацией из этих вод или с дальнейшей переработкой гидротермальных отложений. Вскоре последовала «сухая» фаза, которая продолжается до наших дней.

В Кап-Кутане выявлено шесть главных минеральных ассоциаций:

• обычные (переотложение материала коренных вмещающих пород);
• транзитные (переотложение из покрывающих отложений);
• термальные (сформировавшиеся при вторжении гидротермальных растворов температурой 180-100°С, сохранились до настоящего времени благодаря сухости мироклимата пещеры);
• посттермальные (гидротермальные минералы, частично переработанные последующими процессами);
• "охерь" (красный, пушистый материал, покрывающий стены и своды пещеры, продукт коррозии глинозема, представляющий собой активную биологическую среду);
  Термин "охерь" А.А. Семиколенных заменил на более благозвучный - КГО (красно-глинистые образования) - прим. ред. «Пещеры»
  
• другие (минералы техногенного и биогенного происхождения).

Большинство из этих минералов описано только в конце XX в., так как ранее изучались только наиболее крупные залы с капельными и натечными формами. К настоящему времени обнаружена богатая каверновая минерализация с редкими минералами гидротермального и биогенного происхождения. Изучение минералов в Кап-Кутане не закончено: остается около десятка неизученных и неидентифицированных силикатов и карбонатов. Возможно, что 4-5 из них являются новыми пещерными минералами, а 2-3 - станут новыми минеральными видами. Выделяются два главных типа необычной минералогии Кап-Кутана: «охерь» и цинковые силикаты + флюорит.

«Охерь» - это органоминеральная субстанция, переменного состава и структуры. Внешний слой «охери» (1-3 мм) состоит из гипсового песка, который формирует бесструктурную корку. Второй слой (1-100 мм) - пушистый и пористый - характеризуется изменениями цвета от ярко-красного снаружи до коричневого внутри. Этот слой является зоной жизнедеятельности серо-окисляющих бактерий Tiobacillus (три разных вида), аккумулирующих Fe и Мn. Третий слой - желтый или коричневато-желтый (до 200 мм). Он намного плотнее, чем вышележащие слои. В нем появляются нестабильные минералы - природная сера, несколько сульфидов, и такие минералы, как каолинит, хлорит и ярозит. Четвертый слой тонкий, от темно серого до черного цвета. Он пока не изучен в достаточной мере, но, вероятно, содержит выделения сульфидов. Внутренний слой состоит из сильно измененного известняка со следами активного бактериального изменения.

Второй особенностью минералогии Кап-Кутана является присутствие силикатов цинка и флюорита. Когда флюорит, образовавшийся на более ранней, гидротермальной стадии, попадает в зону «охери», он корродируется H₂SО₄ и генерирует HF-газ. В результате проявляются необычные химические эффекты, образуются флюоритовая «пыль» и очень редкие силикатные минералы: соконит - Zn₃[Si₄O₁₁][OH]₂·nH₂O и фрайпонтит - (ZnAl)₃[SiAl]₂O₅[OH]₄.

Из пещеры Кап-Кутан известны 36 определенных и несколько неопределенных минералов. Это самородные элементы (сера); сульфиды (галенит, метацинабарит, пирит); оксиды (лед, кварц, гётит, гематит, оксиды марганца); гидрооксиды (гиббсит, флюорит); карбонаты (кальцит, арагонит, анкерит, церрусит, доломит, гидромагнезит, хантит, сидерит); фосфаты (не определены); силикаты (аллофан, иллит, хлорит, каолинит, хризотил, лизардит-хризотил, фрайпонтит, монтморилонит, соконит); сульфаты (гипс, эпсомит, феррогексагидрит, барит, ярозит, тенардит); ванадаты (туямуюнит); органические образования (мумие). Они образуют почти все известные формы спелеотем (кроме сублимационного льда), а также дают уникальные спелеоформы, условия образования которых до сих пор дискуссионны. Это ленточные сталактиты, арагонитовые псевдосталактиты, канделябры, гипсовые монокристаллические сталагмиты, геликтиты, эфемеры («снег» из гипса и эпсомита), стенные коры и оторочки, пустотелые сталагмиты, гребни («медовые соты»), флюоритовая «пыль», кальцитовый «песок», «звёзды», сульфидные зеркала.

Пещера Кап-Кутан уникальна по своей минерализации. К сожалению, в 1972-1981 гг. более чем половина мраморного оникса пещеры Кап-Кутан была уничтожена для производства декоративной плитки. Сейчас пещера находится под защитой национального парка. Исследованы новые ее участки, не менее прекрасные, чем разрушенные.

Пещеры хребта Байсунтау

До 1970 г. глубина пещер Средней Азии не превышала 200 м (пещера-выработка Ферсмана). В 70-е гг. спелеологи открыли на хребте Кырк-Тау первую глубокую (около 1 км) шахту Киевская. Поисковые работы 70-80 гг. на хр. Петра Первого, Мальгузарском, Дарвазском, Гиссарском, Угамском, Пскемском и др. долго не давали существенных результатов: только на хр. Каржантау была достигнута глубина -270 м.

В 80-е гг. были начаты исследования хребта Байсунтау, входящего в систему отрогов Гиссарского хребта. Он состоит из нескольких моноклинальных массивов (протяженность 30-50 км, падение на запад под углами от 15 до 30°) высотой 2,4-3,8 км. Массивы Кетмень-Чапты (юго-западная часть хребта), Ходжа-Гур-Гур-Ата (средняя часть) и Чуль-Баир (восточная часть) образуют надвинутые друг на друга пластины, в которых геологический разрез повторяется: снизу залегают граниты, на них ложатся триасовые и нижнеюрские конгломераты и песчаники, выше залегают юрские известняки, местами перекрытые меловыми аргиллитами и неогеновыми песчаниками. Гидрографическая сеть массивов состоит из притоков Аму-Дарьи, имеющих в основном снеговое питание. Каждый горный массив хребта представляет независимую гидрогеологическую систему, состоящую из известняковой моноклинали, в основании которой лежат водоупорные триасовые и палеозойские породы. Отдельные массивы дренируются источниками, располагающимися на 1000-1800 м ниже их гребней (источник Мачай на Кетмень-Чапты, 1300 м; Курганча на Чуль-Баире, 1455 м и др.). Они имеют расходы до 100 л/с и летнюю температуру 10°С. Наличие гидрогеологических систем в ряде случаев доказано опытами с окрашиванием.

В рельефе хребтов выделяются формы нескольких возрастных генераций. К наиболее древним относятся небольшие снеговые кары в массивных известняках, прекрасно сохранившиеся на больших высотах; широкие долины, развитые вдоль склонов (средние высоты); глубокие ущелья, прорезающие склоны хребтов (средние и малые высоты). Все эти макроформы образовались в условиях более холодных и влажных по сравнению с современными. На них наложены карстовые мезо- и микроформы, представленные различными каррами и отдельными округлыми задернованными воронками диаметром до 10 м. Они концентрируются на относительно пологих участках склонов, а также в древних долинах. Входы в пещеры обычно располагаются на восточных обрывистых склонах куэст (в 10-200 м от верха обрыва, близ контакта юрских известняков и триасовых песчаников), а также в гидрографической сети их западных склонов.

В 1981 г. свердловские спелеологи (рук. А.Ф. Рыжков, А.С. Вишневский и др.) открыли на массиве Кетмень-Чапты пещеру Зиндан (высота входа 3100 м, источник Мачай на 1800 м ниже). Она была исследована до 1-го сифона (-300 м); позднее сифон был пройден без акваланга, и протяженность пещеры увеличилась на 1,5 км. В 1982 г. был преодолен завал, пройден сифон и последующие 0,5 км ходов и достигнут 2-й сифон (-520 м). В 1983 г. спелеологов остановил 3-й, непроходимый сифон (-560 м). Система получила название Уральской (2500/-560).

Входы в пещеры массива Ходжа-Гур-Гур-Ата располагаются преимущественно с восточной стороны куэсты на высотах 3400-3700 м. Чтобы попасть в них приходится применять альпинистскую технику. На расстоянии 21 км здесь обнаружено около 50 пещер суммарной протяженностью свыше 26 км и глубиной 2,5 км. По размерам среди них выделяются система Фестивальная-Ледопадная (13000/-625); пещеры Дарк Стар (2086/-83), Учительская (2500/-135), Улугбек (2000/-240), Юбилейная (2200/-210), Прима (1940/-305), Берлога (1600/-160), Исетская (1500/-220), а также Священный грот (115/+21) [22].

В 1987 г. на массиве Чуль-Баир пройдена до -420 м пещера Бой-Булок. В 1988 г. она была исследована до 1-го сифона (-600 м), который был преодолен без акваланга, и было найдено более 2 км новых ходов. В 1989 г. совместная с итальянскими спелеологами экспедиция выполнила теодолитную съемку поверхности, гидронивелирование пещеры, прохождение ее до 2-го сифона. В 1990 г. английские спелеологи открыли протяженную галерею в Старой части, а В. Платонов прошел через завал в Новую часть (+222). В 1991 г. в Новой галерее достигнута глубина -520, вверху - пройден колодец +70 м. В 1992 г. параметры пещеры составили 14270/-1415 (-1158...+257) [7].

Все пещеры района имеют схожее строение. Это неширокие наклонные, извилистые галереи, проработанные по падению или по восстанию пластов известняка или по трещинам, совпадающим с их простиранием, либо каньоны, проработанные по трещинам скалывания. Иногда прослеживается нечеткая этажность ( Юбилейная), а на пересечении трещин образуются большие залы с обвальными накоплениями на дне ( Тоннельная, Священный грот). Особенности заложения пещер района иллюстрируют рис. 3-5.

Рис.3-4. Разрез и план центральной части массива Ходжа-Гур-Гур-Ата [22].
Рис.5. План (А) и разрез-развертка (Б) системы Бой-Булок.

Внутренние колодцы редки и невелики (5-10 м). Лишь пещера Улуг-Бек заканчивается стометровым каскадным колодцем. Для полостей района характерны сечения и микроформы, обычные для фреатических условий образования ( Учительская).

Высота снеговой линии в этой части Средней Азии составляет 3700-3900 м. Поэтому температура воздуха пещер, локализованных на самых больших высотах, близка к 0°С. Систематические измерения выполнены только в пещере Улугбека. В ее привходовой части температура составляет -0,8°С, что обуславливает появление обильных ледяных натечных образований. Вода появляется только на глубине -150 м.

Отложения пещер района сравнительно небогаты. Это продукты температурного выветривания (особенно много их в привходовых частях полостей, открывающихся на обрывы), глыбовые навалы ( Орлиная, Тоннельная, Священный грот, Учительская и пр.), кости животных (в том числе медведя), лед разного генезиса ( Дарк Стар, Улугбек), жемчуг в ванночках гуров ( Фестивальная), небольшие натеки.

Одной из особенностей района является наличие на гребне Байсунтау трех участков с отпечатками следов динозавров (до сих пор следы динозавров были найдены в Грузии близ пещеры Сатаплиа и в Туркменистане близ пещеры Кап-Кутан). Отпечатки принадлежат трем динозаврам разных видов. Большинство их оставили три пальца лапы размером 50-70 см. Средняя длина шага приблизительно два метра. Размер следа и длина шага свидетельствуют, что динозавры достигали высоты 7 м. Схожие по виду следы оставляли северо-американский Тиранозавр или монгольский Тарбозавр. Это местонахождение следов заслуживает специальных исследований.

Вопрос о происхождении пещер района окончательно не решен. Итальянские спелеологи, исследовавшие их в 1989 г., считают, что «все они представляют вертикальные дренажные пути тающих снежных вод» [22]. Развитие пещер близ контакта с водоупором, «фреатический» характер многих поперечных сечений, крупные размеры полостей позволяют предположить, что большинство из них возникло при поглощении древних поверхностных водотоков, имеющих обширную область питания в некарстующихся породах. В неоген-четвертичное время эти полости, по-видимому были вскрыты более молодыми пещерами гляциально-нивального питания. В настоящее время преобладающий тип питания - конденсационный.

Таким образом, хребет Байсунтау - один из интереснейших спелеологических районов Средней Азии, возможности исследования которого далеко не исчерпаны.

Пещеры массива Туя-Муюн

Один из интереснейших спелеологических объектов Средней Азии - массив Тюя-Муюн. Он известен рудным и нерудным низкотемпературным и гидротермальным палеокарстом. Ему посвящена обширная литература, в которой детально рассмотрены его геология и минералогия.

Массив Тюя-Муюн представляет собой широтно вытянутый блок нижнекарбоновых известняков шириной до 600 м. Известняки залегают почти вертикально, разбиты субмеридиональными нарушениями на блоки, мраморизованы, брекчированы, прорезаны жилами кальцита. Они зажаты между породами палеозойской толщи переслаивания (углистые и глинистые сланцы, песчаники, кремнистые сланцы, тонкослоистые известняки, эффузивные породы), отделены от них сбросами и отпрепарированы эрозией [8, 9, 10, 17, 18].

Поверхность массива представляет собой слабо наклоненное на север плато со средней абсолютной высотой 1400 м. К западу его поверхность погружается под палеоген-четвертичные отложения (конгломераты, галечники, песчаники, лессовидные суглинки и др.). Река Араван прорезает массив в центральной его части, образуя узкий каньон Данги глубиной около 300 м.

Открытый карст массива развит на площади 2500×250×600 м. Он представлен трещинами расширенными растворением и небольшими нишами (таффони). Крупные подземные формы представлены пятью пещерами [21], а также рядом небольших фрагментов полостей, частично или полностью засыпанными в результате горно-геологических работ Тюя-Муюнского рудника.

Пещера Ферсмана (4580/-219 м). Пещеру Ферсмана исследовала в 1979 г. международная экспедиция с участием карстоведов И спелеологов из СССР, Венгрии, Чехословакии, Польши и Австрии [21]. Описание пещер выполнил Ю.В. Дублянский.

Детальная съемка позволяет восстановить строение пещеры Ферсмана (рис. 6). Общая протяженность древних карстовых полостей и искусственных выработок в системе Ферсмана составляет 4130 м.

Рис.6. Пещера Ферсмана.
1 - полости, заполненные рудными телами;
2 - искусственные выработки.
Съемку выполнили Я. Хромас, Ю. Дублянский, А. Чаплыгин, К. Больнер и Ш. Краус [21]

Карстовая полость, которая ранее была почти нацело заполнена рудным материалом, а затем освобождена от него при проведении горных работ, начинается с поверхности Центральным лазом (вертикальный колодец, отметка 0,0 м), Западной лазеей (-1,5 м) и Китайским ходком (-5,2 м). Они выводят в верхнюю часть двух субпараллельных вертикальных шахт глубиной около 35 м и диаметром 3-8 м. Из-за обилия на стенах минерала тюямунита (до выработки рудника) эта часть полости получила название Желтая пещера. Она разрабатывалась как месторождение меди со II в. до н. э. Далее в глубину минеральное вещество нацело заполняло трубообразную полость; лишь на отдельных участках стенки полости расходились, и в осевой части полости сохранялось открытое пространство. По мере углубления забоя рудника эти участки вскрывались и получали названия Зелёная пещера (из-за обилия минерала туранита и карбонатов меди) и Белая пещера (из-за обилия белых волокнистых кристаллов гипса). На отметке -39 м Зеленая и Желтая пещеры объединяются и переходят в крутонаклонную шахту, имеющую диаметр 3-7 м. Расширение полости на глубине -125 м было названо сотрудниками уранового рудника пещерой академика Ферсмана. Позднее это название было использовано для всей системы естественных и искусственных ходов рудника.

Для обеспечения разведочных работ в массиве был пройден ряд горных выработок. Их основа - вертикальный ствол шахты глубиной 219,4 м. От него на разной глубине пройдены субгоризонтальные выработки. Через одну из них, заложенную на входе каменной кладкой, сейчас осуществляется доступ в систему (отметка -39 м). С отметки -135 м основная шахта забита обломочным материалом (результат ликвидации рудника) и непроходима. Из штрека на уровне -125 м можно выйти в более глубокие части карстовой полости через вертикальные выработки - сперва в штрек уровня -139 м, а затем в субгоризонтальную карстовую галерею на отметке -147 м. Ее северная часть через 25 м открывается в вертикальный колодец, в нижней части выполаживающийся и кончающийся на отметке -184 м (Северный забой). Южная часть галереи постепенно расширяется и переходит в наклонную шахту глубиной более 60 м и диаметром до 16 м. Кончается она на отметке -220 м (Южный забой), где проходка была остановлена из-за большого водопритока. Бурение, проведенное прямо из забоя, показало, что карстовое рудное тело продолжается еще по крайней мере на 100 м ниже этого уровня [7]. Северо-восточная галерея (-39 м) и галереи на -164 м и -202 м вскрывают изолированные карстовые полости разных размеров (до 25 м в диаметре). Представление о протяженности выработок на разной глубине дает таблица.

Вскрытая при выработке рудного тела полость имеет общую протяженность свыше 450 м и морфологию, в целом, обычную для карстовых полостей. Ее особенностью является многоэтапность проработки - сперва нисходящими растворами, затем термальными водами снизу вверх, и, в завершение, снова нисходящими карстовыми водами [7, 18, 19].

Верхние галереи и ходы системы сухие. Выработки пересекли уровень подземных вод на глубине -174 м. Последний позднее был понижен на 45,5 м разведочно-дренажной штольней. Пол подземных выработок нижнего яруса покрыт водой глубиной до 1 м. По дренажной штольне протекает ручей с расходом на выходе около 15 л/с и температурой 20,5°С [20].

В настоящее время в полости осталось немного отложений, уцелевших после отработки рудного тела. Минеральные образования пещеры Ферсмана имеют ярко выраженный карстовый характер. Разрез начинается со слоя шестоватого кальцита нарастающего на стенки полости. На нем, либо непосредственно на коренной породе залегают прослои мергелистого материала красно-бурого и розовато-серого цвета, а также мелкошестоватого желтого и белого кальцита. На некоторых участках в мергелистых прослоях присутствует кремневая галька. Эти отложения присутствуют только в лежачем боку карстового канала. В местах горизонтальных перегибов и расширений канала они имеют большую мощность, на крутых участках полностью исчезают.

Последующие элементы разреза имеют выраженный осесимметричный характер: на шестоватом кальците и сталагмитовой коре лежит слой «рудного мрамора» (среднекристаллический агрегат тёмно-серого цвета, преимущественно кальцитового состава, обогащенный урано-ванадатами). На «рудном мраморе» лежит слой красно-бурого листоватого барита (окраска обусловлена присутствием дисперсного гематита). Ближе к центру канала он переходит в прозрачный медово-желтый или бесцветный барит, часто образующий крупные (несколько сантиметров) таблитчатые кристаллы. Глубже 160 м между красным и желтым баритом присутствует кварц-гематитовый прослой. В отложениях осевой части полости вновь появляются признаки гравитационного осаждения: часто встречается брекчия из обломков раннего красного и желтого барита, сцементированная слоистыми отложениями пещерного оникса.

В 1909-1910 гг. К.А. Ненадкевич описал в образцах из Тюя-Муюна три новых минеральных вида: туранит, алаит, тюямунит. В 1989 г. на основании анализа химического состава вод Тюя-Муюна В.Н. Дублянский предположил наличие здесь карнотита, что позднее было подтверждено минералогическими исследованиями: В. Цилек (Прага) определил образцах из Тюя-Муюна карнотит в ассоциации с тюямунитом и тангенитом.

Остальные пещеры массива пещеры, судя по морфологии, имеют фреатическое происхождение.

Большая Баритовая (114/-56 м, рис. 7). Расположена на южном склоне массива. Начиналась вертикальной 20-метровой шахтой (в настоящее время вскрыта штольней). Стенки пещеры были практически полностью покрыты мощной корой скаленоэдрических кристаллов гидротермального кальцита (размером до 30-45 см) а также кристаллами барита. Имеются следы более позднего и, по-видимому, фреатического растворения. В некоторых местах гладкая поверхность растворения равномерно «срезает» коренные известняки и гидротермальный кальцит. В нижней части полости была отложена толща красно-коричневых глин мощностью в несколько метров. К настоящему времени пещера практически полностью разграблена [16].

Рис.7. План (а) и разрез (б) пещеры Большая Баритовая.

Аджиадар-Ункур (пещера Дракона, 80/-26 м). Расположена на южном склоне массива над Баритовой пещерой. Гидротермальные отложения развиты ограничено и представлены плотными массами «кальцитовых тарелочек».

Чон-Чункур (60/-35 м). Располагается на крутом северном склоне массива. Стены пещеры покрывают кораллиты (popcorn), принадлежащие к молодой фазе минерализации. В зале у входа в пещеру имеется двухметровый слой лесса эолового происхождения.

Сюрприз (220/-80 м). Располагается в правом борту каньона Данги. Сложная трехмерная пещера, в нижней части достигающая уровня подземных карстовых вод. Гидротермальные отложения представлены скаленоэдрическим кальцитом, гомологичными, по-видимому, "рудному" мрамору пещеры Ферсмана. Кристаллы имеют размеры меньшие, чем в Большой Баритовой пещере (как правило, менее 10 см).

Исследования пещеры Ферсмана и других карстовых полостей района позволяют выделить несколько этапов закарстования массива.

Дорудный спелеогенез (поздний мел-олигоцен) развивался в условиях сильно расчлененного горного рельефа. В результате деятельности нисходящих, гравитационных вод сформировались субвертикальные полости вадозной морфологии значительной протяженности (денивеляция более 250 м). Общее направление движения вод в массиве - с востока на запад. В настоящее время ранние полости частично или нацело заполнены литифицированными водными механическими отложениями (пещеры каньона Данги, Ферсмана).

На этапе гидротермального спелеогенеза сформировались полости Сюрприз, Большая Баритовая, а также сферические пустоты на северном и южном бортах массива. Пещеры, формирующиеся вдоль полостей дорудного холодного карста, приобретают в целом нехарактерную для гидротермокарста морфологию.

На стадии спелеолитогенеза из растворов с температурой 80-30°С [7] образовались отложения гидротермального кальцита на стенках полостей.

Затем началось отложение красно-бурого (из-за присутствия дисперсного гематита) барита и медово-желтого крупнокристаллического барита, который формировался уже из холодных растворов (менее 30°С).

Полости гидротермального карста оказываются инертными по отношению к последующим этапам карстообразования. Их осевой канал относительно быстро заполняется глинистыми осадками, в связи с чем, каналы молодого карста развиваются в известняках в непосредственной близости от древних пещер, только иногда входя в их незаполненные участки (пещера Ферсмана).

Яркая, необычная минералогия и очень интересная история развития делают пещеры Тюя-Муюна идеальным полигоном для серьезных минералогических исследований.

БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК

1. Беркелиев Т. К. Генезис флюорита в пещерах Кугитангтау // Известия АН Туркменистана. 1995. Т. 2.
2. Беркелиев Т. К., Паутов Л. А., Игнатенко К. И. Фрайпонтит - находится в Туркменистане // Минералогический журнал. 1992. Т. 12.
3. Гвоздецкий Н. А. Карст. М.: Географгиз, 1954.
4. Геология СССР. Туркменистан. М.: Недра, 1972. Т. ХХП.
5. Дублянский В. Н. Бахарденская гидротермокарстовая пещера // Карст Средней Азии и горных стран. Ташкент, 1979.
6. Дублянский В. Н., Горбунова К. А. Из истории отечественной спелеологии // Пещеры. Пермь, 1999.
7. Дублянский Ю. В. Закономерности формирования и моделирование гидротермокарста. Новосибирск: Наука, 1990.
8. 3айцев И. К. Вопросы изучения карста в СССР. Л.;М., 1940.
9. Казанский В. И. Геолого-структурные особенности месторождения Тюя-Муюн // Очерки по геохимии и геологии рудных месторождений. М.: Наука, 1970.
10. Кириков А. П. Тюя-Муюнское месторождение радия. Л.: Издание Геолкома, 1929.
11. Кучерявых В. И., Абдужабаров М. А. Кап-Котан-2 - крупнейшая пещера в Центральной Азии // Некоторые аспекты физической географии юго-западного Узбекистана. Самарканд: Изд-во СамГУ, 1982.
12. Максимович Г. А. Основы карстоведения. Пермь, 1969.
13. Мальцев В. А. Минералы системы карстовых пещер Кап-Кутан (Юго-Восток Туркменистана) // Мир камня. М., 1993. № 1 (2).
14. Мальцев В. Пещера мечты, пещера судьбы. Размышления спелеолога в форме вольного трепа. Назрань: Астрель, 1997.
15. Мальцев В. А., Бартенев О. С. Результаты минералогических изучений в Кап-Кутанской пещерной системе в Туркменистане // Проблемы комплексного изучения карста горных стран. Тбилиси: Мецниреба, 1989.
16. Михайлев В. Н. Карст Киргизии. Фрунзе: Илим, 1989.
17. Ротко М. А. Геохимия Бахарденской пещеры // Специальные вопросы карстоведения, М.: Изд-во АН СССР, 1962.
18. Ферсман А. Е. К морфологии и геохимии Тюя-Муюна // Тр. Комиссии по изучению радия и радиевых руд. Л., 1927. Т. 3.
19. Щербаков Д. И. Избранные труды. М.: Наука, 1969. Т. 1.
20. Юшкин Н. П. Минералогия и парагенезис самородной серы в экзогенных месторождениях. Л.: Наука, 1968.
21. Dublyansky Y., Hevesi A., Hromas J., Kraus S., Mahanykova V., Mikhailov V., Mucke D., Sanykova V., Szekely K., Во1ner T. Tyuya-Muyun (USSR, Kirghizia - preliminary results of the speleological researches carried out by the International Expedition in 1989) // 10-th Int. Congr. Speleol. 1990, Budapest. Vol. 3.
22. Grotte e Storie dell'Asia Centrale. Padova: Centro Editoriale Veneto. 1992.
23. Hi11 C., Fоrti P. Cave minerals of the World, ed.2, Huntsville: NSS. 1997.
24. Korshunov V., Semikolennykh A. The model of speleogenetical processes, connected with bacterial RedOx of sulfuric cycles in the caves of Kugitangtow ridge // Break-throughs in Karst Geomicrobiology and RedOx Geochemistry. NY.: Karst Water Institute, 1994.
25. MaltsevA., Korshunov V. Geochemistry of fluorite and related features of the Kugitangtou Ridge Caves // J. of Cave and Karst Studies, 1998. Vol. 60. № 3.
26. Maltsev A., Korshunov V., Semikolennykh A. The model of soil-like system formation in caves of Kougitangtou ridge // Proc. of 12-th Int. Cong. of Speleology. La Chaux-de-Fonds, Switzerland, 10-17.08.1997. Vol. 1.
27. Ma1tsev V. A., Se1f C. A. Cupp-Coutan Cave System. Turkmenistan. Central Asia // Proc. of Bristol Speleol. Soc., 1992. Vol. 19 (2).