В.Н. Дублянский, Симферопольский университет
Ю.В. Дублянский, Одесский университет

Образование гидротермокарстовых полостей

Опубликовано:
Пещеры: Межвуз. сб. науч. тр. / Перм. ун-т. - Пермь, 1984 с 37-42.

Проблема гидротермокарста в последние годы все больше привлекает внимание исследователей. В отечественной и зарубежной литературе содержатся описания пещер гидротермокарстового происхождения [2, 5, 9, 10], характеристики современных условий их существования и особенностей минерального заполнения [5, 11]. Однако механизм формирования гидротермокарстовых полостей остается не вполне ясным. Их образование и последующее заполнение связывают с «выщелачиванием карстующихся горных пород нагретыми жидкими и газово-жидкими растворами» [5] либо с «непосредственным растворением пород и минеральной перегруппировкой внутри породы под влиянием растворов» [9].

В настоящей работе предпринята попытка создать модель гидротермокарстового процесса на основе анализа обобщающих работ по гидротермальным системам [1, 6, 7, 8] и новых данных о минералогии, геохимии и карсте Горного Крыма [2,3].

Термодинамической основой модели являются разработки С. Д. Малинина в области физической химии гидротермальных систем с углекислотой [6]. Растворимость СаСО₃ в гидротермальных условиях зависит от температуры, давления, концентрации СО₂, солевых компонент и рН. Концентрация СО₂ в растворе обусловлена влиянием давления и ионной силы раствора.

Обобщенная модель гидротермокарстовой системы представляет собой столб воды, насыщенной СО₂, причем по гидростатическому закону давление увеличивается с глубиной, а температура равномерно повышается до максимума на глубине 3 км (225°С). Насыщенный СО₂ раствор по мере движения теряет углекислоту пропорционально уменьшению глубины, что должно было бы вызвать отложение кальцита. Однако одновременно происходит охлаждение потока, сопровождающееся увеличением растворимости СаСО₃. Результирующий график (рис. 1) свидетельствует о том, что с приближением к поверхности степень растворимости СаСО₃ возрастает. Это приводит к формированию в карбонатных породах карстовых полостей. В близповерхностной зоне характер процесса резко меняется — начинается отложение кальцита. Выпадение из растворов карбонатов происходит нарастающими темпами, пропорционально корню кубическому из парциального давления СО₂ в растворе.

Рис.1. Растворимость СаСО₃ на различных уровнях гидростатического столба [6].
Диапазоны изменения температуры раствора: 1 - 225-25°С, 2 - 225-50°С, 3 - 225-100°С.

Приведенные расчетные и экспериментальные данные [6] свидетельствуют о принципиальной возможности формирования эндогенных карстовых полостей в зонах движения гидротермальных потоков [4]. В процессе временного температурного вырождения гидротермальных систем [81] меняется глубина «обращения» процесса растворения-отложения. При температуре потока у поверхности 100°С она составляет около 500 м, а при 25°С — 250 м (рис. 1).

Основанием для палеогидрогеологических реконструкций являются представления А. А. Пэка [8] и Ж. Гогеля [1] о пространственном вырождении гидротермальных систем. В ходе геотектонического развития структур, сложенных карстующимися породами, каждый цикл поднятий и сопровождающих их денудационных процессов обеспечивает перемещение в зону отложения карбонатного материала все новых частей геологического разреза с уже существующими гидротермокарстовыми полостями (рис. 2). При этом происходит формирование как кальцитовых жил, заложенных по тектоническим трещинам, так и заполнителя карстовых полостей (исландский шпат, арагонит и пр.).

Рис.2. Этапы образования (I), заполнения (II) и вскрытия (III) гидротермокарстовых полостей на фоне поднятий горного массива:
А - зона образования полостей,
Б - зона отложения карбонатного материала:
а - денудационная поверхность;
б - тектоническое нарушение;
в - карстовые полости (заполненные водой или частично выполненные остаточными глинистыми отложениями);
г - отложения кальцита в зонах приразломной тектонической трещиноватости;
д - карстовые полости (полые либо частично выполненные остаточными глинистыми и карбонатными отложениями);
е - карстовая полость"холодного" происхождения.

Предлагаемая модель отражает особенности протекания гидротермокарстового процесса в Горном Крыму, где наряду с классическими карстовыми полостями «холодного» генезиса имеются полости предположительно гидротермального происхождения, а также мощные кальцитовые жилы и проявления исландского шпата [2, 3, 10]. Их образование, очевидно, произошло на мел-палеогеновом гидрогеологическом этапе, до сих пор почти не исследованном [10].

В позднем мелу-палеоцене Главная гряда представляла собой невысокий с пологими склонами хребет, начиная с послеальбского времени полностью не перекрывавшийся морем. В период наиболее крупных барремской, аптской и альбской трансгрессий в него глубоко вдавались заливы межгорных прогибов. Формирование структурно-денудационного рельефа гряды происходило на фоне небольших (50—100 м) периодических поднятий. Зона активного водообмена имела сравнительно небольшую мощность. В верхней части зоны замедленной циркуляции, вдоль разломных зон, служивших путями движения гидротермальных растворов, формировались кальцитовые жилы, а в ее нижней части — гидротермокарстовые полости.

В эоцене — раннем миоцене восходящие движения усилились. Это привело к увеличению зоны активной циркуляции и снижению температуры гидротермальных растворов у поверхности. Сформированные ранее гидротермокарстовые полости оказались в пределах зоны отложения карбонатного материала. Этим объясняется существование полостей, заполненных остаточной глиной с крупными кристаллами исландского шпата (Форосское и Когейское правления, полости, обнаруженные в стенах шахт Ход Конем, Гвоздецкого, Молодежная и пр.) [2, 3, 10].

В среднем миоцене-антропогене начались интенсивные сводовые поднятия. В связи с резким увеличением мощности зоны активной циркуляции (до 1000 м и более) и ослаблением гидротермальной деятельности кальцитовые жилы уже не образуются. Происходит формирование «холодных» карстовых полостей, в отдельных случаях вскрывших древние гидротермокарстовые полости, имеющие минеральный заполнитель (шахты-поноры Ход Конем, Гвоздецкого, вскрытая пещера Карани).

Детальные минералогические и термобарогеохимические исследования кальцитовых жил и заполнителя карстовых полостей Горного Крыма [3] позволяют установить ряд весьма важных в теоретическом и практическом отношении особенностей мел-палеогенового этапа развития водонапорной системы Горного Крыма. Кальцитовые жилы и карбонатный заполнитель гидротермокарстовых полостей образовались из субтермальных растворов на регрессивной стадии метасоматоза. Остывание магматических очагов, с которыми связывается хорошо изученный позднетриасовый, ранне- и среднеюрский, ранне-меловой вулканизм Крыма, привело к формированию в позднем мелу — раннем неогене кальцитов нескольких температурных генераций. Кальцитовые жилы, наиболее близкие к очагу активного вулканизма (Алчакский участок), судя по температуре гомогенизации включений, возникали при температуре гидротермальных растворов 230—100°С. Остальные кальцитопроявления Горного Крыма сформированы при температуре растворов 76—28°С. Этим температурным интервалам соответствуют данные о гидротермальной деятельности в Крыму [10], в частности, сведения о температуре кристаллов кварца из вулканогенной толщи Лозовского массива (360°С); о режиме остывания флюидов в кристаллах кварца и кальцита в порфиритах мыса Ифигения (280— 75°С); о температуре образования комплекса минералов, сопутствующих киновари в Веселовском, Туакском, Лозовском проявлениях (250°С и ниже); о температуре образования ангидрита в ассоциации с кальцитом и гипсом в известняках, песчаниках и конгломератах Ялтинского массива (97°С). Отсутствие аномальных включений в кальцитах свидетельствует об остывании гидротермальной системы без инверсий температурного режима, а наличие пяти генераций включений, характеризующихся средней температурой 70, 60, 50, 40 и 30°С, — минимум о пяти тектонических подвижках, происшедших за время их образования.

Судя по солевому составу жидкой фазы включений, минералообразующие растворы содержали ионы С1^- и Na⁺ (связаны с остаточными морскими водами), НСО₃^- и Са²⁺ (связаны с вмещающими известняками) и К⁺ (привнесен из магматических очагов). Глубинное происхождение минералообразующих растворов подтверждает состав газовой фазы включений. В ней присутствуют СО, СО₂, СН₄, редкие газы и отсутствуют газы атмосферного происхождения (О₂, N₂).

Таким образом, изучение гидротермокарстовых полостей и их заполнителя дает весьма ценную информацию о палео-гидрогеологии карстовых массивов [2, 5].

ЛИТЕРАТУРА

1. Гогель Ж. Геотермия. М., 1978.
2. Дублянский В.Н. Гидротермокарстовые пещеры юга СССР. — В кн.: Пещеры. Перм. ун-т, 1981, вып. 18.
3. Дублянский Ю.В., Дублянский В.Н. Кальцитовые жилы Горного Крыма. — В кн.: Проблемы изучения и использования неморских карбонатных отложений для химической мелиорации почв. Перм. ун-т, 1982.
4. Дублянский В.Н., Кропачев А.М. К проблеме эндогенного карста. — В кн.: Карст Дальнего Востока: научное и практическое значение карстологических исследований. Владивосток, 1981.
5. Максимович Г.А. Основы карстоведения. Перм. ун-т, 1969, т. II.
6. Малинин С.Д. Физическая химия гидротермальных систем с углекислотой. М, 1979.
7. Трухин Ю.П., Петрова В.В. Некоторые закономерности современного гидротермального процесса. М., 1976.
8. Пэк А. А. Гидротермальная система: уровни исследования и граничные условия процесса. — Тр. ин-та геол. и геофизики. Сиб. отд. АН СССР, 1976, вып. 293.
9. Якуч Л. Морфологические и эволюционные типы карстов Венгрии. В кн.: Acta geographica. Szeged, 1977, t. XVII.
10. Dubljanskiy V.N. Kras hydrotermalny alpejskiej strefy faldowej poludniowej czesci ZSRR. — Kras i speleologia, Katowice, 1980, t. 3 (l2).
11. Kunsky J. Thermomineral karst and caves of Zbrasow. — Zborn. zemepisne Ceskosl. spoletnosti. Praha, 1957, t. 62.