Комиссия спелеологии и карстоведения
Московского центра Русского географического общества

ENG / RUS   Начальная страница   Письмо редактору

Список комиссии | Заседания | Мероприятия | Проекты | Контакты | Спелеологи | Библиотека | Пещеры | Карты | Ссылки

Библиотека > Статьи и доклады:

В.Н. Дублянский
Симферопольский университет


Гидротермокарстовые пещеры юга СССР

Опубликовано:
Пещеры: Межвуз. сб. науч. тр. / Перм. ун-т. - Пермь, 1981, с.16-25.


Первый очерк гидротермокарста СССР, привлекший внимание исследователей к этой проблеме, принадлежит Г. А. Максимовичу [6, 20]. За истекшие десять лет появились новые материалы.


Средняя Азия

В Западном Тянь-Шане исследовано более 40 небольших (7-12 м) гидротермокарстовых пещер, возникших в силурийских и карбоновых известняках, в зонах разломов [7]. Самая крупная из них — Калмакчупунгур находится в бассейне р. Угам. Длина ее 109 м, площадь 1370 м², объем 6840 м³, удельный объем 63 м³/м. В настоящее время все пещеры сухие. На стенах полостей обнаружены кристаллы кальцита и исландского шпата, представленные ромбоэдрическими и скаленоэдрическими разностями. Время образования пещер не установлено. Предполагается, что они имеют смешанное происхождение (термальные воды внедрялись по трещинам в полости «холодного» карста).

В Южной Фергане обнаружено несколько небольших (12-60 м) пещер с реликтами гидротермального крупнокристаллического кальцита ромбоэдрического габитуса [12]. Горные выработки Хайдаркана и Кадамжая вскрыли около 50 слепых сфероидальных, мешковидных и щелевидных полостей длиной до 100 м [11]. Полости заложены в нижнекарбоновых известняках, в зоне ртутно-сурьмяного оруднения. Их стенки покрыты кристаллами барита, кальцита скаленоэдрического габитуса, арагонита (температура образования 150-180°C) и кальцитовыми натеками, образовавшимися при отложении минералов из холодных растворов. Возраст гидротермокарстовых пещер раннепермский.

В Зеравшанско-Гиссарской области выявлен ряд новых гидротермокарстовых полостей длиной от 17 до 60 м [7]. В пещере Гуньджак известны сталагмиты, подобные, по мнению автора [11], гейзерным сталагмитам из пещер Венгрии [6].

Единственная обводненная гидротермокарстовая пещера Средней Азии — Бахарденская. Ей посвящена обширная литература [6], однако специальное карстолого-гидрогеологическое изучение пещеры не проводилось. В 1976 г. ее исследовал автор (с помощью геологов Л. П. Горбач, И. В. Лыковой и спелеологов Ашхабада под руководством Г. А. Насырова).

Бахарденская пещера заложена в оксфорд-кимериджских. доломитизированных, местами алеврито-песчаниковых, известняках с прослоями белых и розовых гипсов и ангидритов. В привходовой части и кровле прослеживается пять таких прослоев мощностью 1,5-2,5 м (рис. 1). Известняки падают на северо-восток под углами 60-65°. В районе пещеры обнаружено несколько трещинных зон простиранием 120-130, 30-40, 60°, связанных с зонами поперечных разрывных нарушений, пересекающих Передовую антиклинальную цепь Копетдага. Вдоль зоны нарушений простиранием 30-40° происходит разгрузка подземных вод. Источник термальных вод располагается на дне сая в 650 м от входа в пещеру.



Рис.1. План и разрезы Бахарденской пещеры:
1 — известняки, 2 — гипсы, 3 — суглинки, 4 — глыбовый навал.

Бахарденская пещера состоит из одного зала длиной 250 м, глубиной 55-69 м (от нижнего и верхнего входов), шириной 12—50 м, площадью 6300 м², высотой 4-26 м. Объем ее 75 тыс. м³, удельный объем 300 м³/м. В юго-восточной части пещеры расположено подземное озеро длиной 75 м, шириной 8-23 м, площадью 1050 м², глубиной 2-14 м. Объем воды в нем в апреле 1976 г. достиг 6500 м³, расход источника - 30 л/с, коэффициент водообмена — 12 раз в сутки. С 1887 г. по настоящее время уровень воды колебался от 1,5 до 5,0 м по сравнению с уровнем 1976 г. По данным многочисленных анализов средняя минерализация воды — 2632 мг/л при кальциево-натриевом хлоридно-сульфатном составе, значительном содержании кремниевой кислоты (63,6 - 147,1 мг/л), стронция (50,6 мг/л) и сероводорода (10,5 мг/л). рН находится в интервале 7,3-7,5, восстановительный потенциал достигает 127 mV. Спектральный анализ сухого остатка свидетельствует о наличии 25 элементов (Na, К, Си, Mg, Ca, Sr, Ва, В, А1, С, Si, Ti, Zr, N; P; V; О; S; Cr, Cl, Mn, Br, Fe, Co, Ni). С бальнеологической точки зрения вода не изучена, хотя в пещере проводятся неорганизованные купания.

Из-за незначительных атмосферных осадков (менее 300 мм) сухая часть полости мало переработана пресными водами. Специфическая гипергенно-биохимическая обстановка (термальные воды, наличие сероводорода, гуано летучих мышей и птиц, высокая температура воды и воздуха, достигающая 32—36°C) способствует образованию на стенках пещеры кристаллов гипса. Часто встречаются псевдоморфозы кальцита по гипсу [6].

Гидротермокарстовое происхождение Бахарденской пещеры бесспорно. Об этом свидетельствует изучение как самой пещеры, так и Копетдагской термальной линии, с которой связан ряд минеральных источников. Пещера заложена на пересечении досреднеплиоценовой продольной линии надвигов и сбросов с более молодой позднеплиоценовой-раннечетвертичной системой разрывных нарушений.


Кавказ

Наиболее ярко гидротермокарст проявляется в шахте Провал на горе Машук [6]. Гора имеет вид купола диаметром 2,5 км, приподнятого на 500 м над долиной р. Подкумок. Она представляет собой криптолакколит, интрузив которого, сложенный трахилипаритами, перекрыт известняками Маастрихта. Известняки разбиты кольцевыми и субмеридиональными разломами, на склонах массива в них обнаружены многочисленные кальцитовые жилы северо-восточного простирания.

Шахта Провал находится на юго-восточном склоне горы Машук. Она заложена на пересечении двух разломов (рис. 2), сформирована термальными минеральными водами и вскрыта при обрушении свода полости. Диаметр входного отверстия около 16 м, книзу шахта суживается до 4,5 м, а затем вновь расширяется до 13-28 м. Глубина шахты 25 м с южной и 41 м с северной стороны. Объем ее 6 тыс. м³, удельный объем 225 м³/м. Озеро на дне шахты имеет глубину от 7,4 до 11,5 м. Это самый высокий из всех существующих в настоящее время выходов минеральных вод. Водный, температурный и химический режим озера хорошо увязывается с режимом группы «верхних» источников (Михайловский, Александровская, Сабанеевская, Тавиевская штольни) и зависит от поступления инфильтрационных вод из дальней (Джинальский хребет) и ближней (гора Машук) областей питания. По химическому составу вода в озере Провал относится к сульфатно-гидрокарбонатно-хлоридному кальциево-натриевому типу при средней минерализации 3650 мг/л и температуре 19,1—41,1°С. Временем возникновения шахты Провал на основании изучения отложений травертинов вокруг горы Машук считают поздний плиоцен-антропоген [15].



Рис.2. Схема шахты на г. Машук (по Ф.А. Макаренко, 1951):
1 — известнякиверхнего мела, 2 — мергели палеоцена,
3 — травертины, 4 — разломы и минеральные источники.

Второй гидрогеологический район Кавказа с проявлениями гидротермокарста — Мацестинское месторождение минеральных вод. В начале XX в. его обследовал Э. А. Мартель [21]. Позднее гидрогеологические условия разгрузки минеральных вод детально описал А. Н. Огильви [8].

Мацестинская пещера расположена на левом склоне р. Мацеста. Два узких хода через 12 м открываются в небольшой зал. Пещера заложена в сенонских известняках. Ее длина 90 м, площадь 300 м², объем 500 м³, удельный объем 5,5 м³/м. В межень пещера сухая. Несколько крупных источников сероводородных вод (минерализация 4-16 г/л, хлоридно-натриевый состав при содержании H2S 62-350 мг/л) выходят ниже входа на 2 м. Режим и минерализация источников зависят от количества атмосферных осадков в ближней (Ахунский массив) и дальней (массив Алек) областях питания. Расход источников колеблется от 0,1 до 14 л/с, температура — от 12 до 16°С. По геоморфологическим данным Мацестинская пещера образовалась в карангатское или сурожское время (QIII). Таким образом, Мацестинская пещера — самая молодая гидротермокарстовая полость СССР.

В других карстовых районах южного склона Кавказа гидротермокарстовые полости до последнего времени не зафиксированы, хотя палеогидрогеологическая обстановка благоприятна для их формирования [3].

Анализ материалов по гидротермокарстовым полостям юга СССР и зарубежных стран свидетельствует об отсутствии однозначных критериев для определения «теплого» или «холодного» происхождения пещер [6, 17, 19, 18]. Рассмотрим некоторые возможные направления их разработки. По форме гидротермокарстовые пещеры можно разделить на три группы. Пещеры-щели заложены по тектоническим трещинам, представляя их расширенные коррозией участки. Галереи пещер часто образуют сплошную сетку, позволяющую судить о направлениях трещиноватости района (Мацестинская, Ференц-хеди-барланг). Пещеры-сферы состоят из радиально-ветвящихся ходов со сферическими камерами и куполами (Виноградная в Хайдаркане, Шатеркёпуста в Венгрии). Пещеры-камеры имеют один или несколько крупных залов, вскрытых провалами свода (Бахарденская, Провал) или горными выработками (Родопская [14]). Из перечисленных типов лишь пещеры-сферы свойственны только гидротермокарсту.

По величине между гидротермокарстовыми и «холодными» карстовыми полостями нет существенных различий. Их размеры могут меняться в широких пределах: длина — от п·10° до п·105 м; ширина (высота) — от п·10-1 до п·101м; объем от п·10° до п·106 м³. Для выделения из множества карстовых полостей подмножества «теплых» пещер можно использовать удельный объем. Для большинства проанализированных «холодных» пещер, а также «теплых» пещер-щелей и пещер-сфер этот показатель меньше 20 (обычно 2-5). Удельный объем гидротермокарстовых пещер-камер всегда больше 100 (Провал — 225; Бахарденская — 300; Родопская — 6000 м³/м).

Гидрогеологические критерии. В карстовых полостях, находящихся на гидротермокарстовом этапе развития, движутся минеральные воды, различающиеся по температуре (20-250°C), минерализации (2—25 г/л) и химическому составу. Одним из желательных условий развития карста является наличие СО2 или H2S. Очевидно, подземные воды карстовых полостей должны иметь специфический микрокомпонентный и изотопный состав.

Полости, прошедшие гидротермокарстовый этап, часто лишены подземных водотоков или содержат холодную воду. В этом случае признаком их гидротермокарстового происхождения может быть наличие поблизости источников с повышенной температурой и специфическим составом (например, источник Тохоня в Венгрии [4]).

Седиментологические критерии. Гидротермокарстовым полостям могут быть свойственны специфические черты термального спелеолитогенеза: сплошное покрытие стен сферолитовыми корами, наличие высокотемпературных минералов или эпитермальных включений в них [7, 11, 12, 18, 19], вторичная доломитизация известняков у стенок карстовых полостей и в приразломных зонах [18]. Однако в ряде случаев отложения на стенах гидротермокарстовых полостей могут отсутствовать (Провал, Мацестинская пещера) или состоять из низкотемпературных минералов (Бахарденская).

Используя три рассмотренные группы критериев, необходимо учитывать палеогидрогеологию района. Обычно описываются случаи, когда гидротермокарстовые процессы протекают в уже развитых формах холодного карста [6, 7, 19]. Автору представляется более вероятным наложение холодных карстовых форм на древний гидротермокарст. К идее о пространственном и температурном «вырождении» гидротермальных систем как основном направлении их эволюции приходят и специалисты по гидротермальным процессам [10].

На основе сказанного попытаемся проанализировать условия формирования конкретных карстовых водоносных систем Кавказа и Крыма.

Новоафонская пещера расположена под Иверской грядой, между реками Мсра на западе и Псырцха на востоке (рис. 3). С поверхностью ее связывает шахта Бездонная яма глубиной 140 м. Каналами древней и современной разгрузки являются сифонные ходы Геликтитовой и Восходящей пещер. В левом борту р. Псырцха расположена пещера Акую, имеющая один зал, вскрытый узкой трещиной (удельный объем 665 м³/м). Новоафонская пещера состоит из нескольких крупных залов, разграниченных глыбовыми навалами и сифонами. Длина ее 1950 м, суммарный объем 1,5 млн. м³, удельный объем 770 м³/м. Новоафонская пещера считалась обычной холоднокарстовой полостью, хотя генезис ее оставался неясным [15].



Рис.3. План (А), продольный (Б) и поперечный (В) разрезы
Новоафонской пещеры:
1 — входной тоннель,
2 — зал Сюрприз,
3 — Геликтитовая пещера,
4 — Восходящая пещера,
5 — воклюзы,
6 — формирующиеся карстовые полости выше воклюзов,
7 — пещера Акую,
8 — грот Абхазия,
9 — грот Грузинских спелеологов,
10 — грот Глиняный,
11 — грот Тбилиси



В 1974-1975 гг. под руководством автора был проведен цикл карстолого-гидрогеологических и гидрохимических исследований. Пещеры Новоафонская и Акую относятся к группе пещер-мешков и имеют аномально высокий удельный объем (665—770 м³/м). На 3-5 м ниже уровня воды в озерах Новоафонской пещеры выходят источники, химический состав воды которых формируется при смешивании в различных пропорциях (от 5:1 — ноябрь, межень до 26:1 — март, снеготаяние) пресных холодных минеральных вод, поступающих из Новоафонской пещеры, и термальных минеральных хлоридных натриевых вод, поднимающихся вдоль разломной зоны с глубины 500-600 м. Пещера заложена в доломитизированных известняках. В ней, несмотря на активный промыв холодными водами, происходят геохимические процессы, приводящие к разрушению кремневых конкреций и образованию гипсовой минерализации. Таким образом, Новоафонская пещера, исходя из всех указанных критериев, представляет собой аномалию среди обычных «холодных» пещер района. Это позволяет сформулировать гипотезу о ее гидротермокарстовом происхождении [2].

Формирование Новоафонской пещеры, очевидно, происходило в несколько этапов (рис. 4). В среднем плиоцене антиклиналь Аж-Амгва до отметок +220—260 м перекрывало мелкое море. После его отступления в районе создались условия для образования покрытого карста. Пластово-трещинные воды высокой минерализации медленно двигались к дальней области разгрузки в акватории Черного моря [9]. В позднем плиоцене закладывается Калдахварский сброс и возникают связанные с ним кулисообразные нарушения. Они служат барражами для минеральных вод. В зоне подпора происходит их подъем и разгрузка на поверхности, сопровождающиеся образованием прикупольных частей Новоафонской пещеры и сифонных каналов Бездонной ямы. В раннем плейстоцене продолжается энергичный врез речных долин и смыв с их водосборов некарстующихся пород. Река Мсра (водосбор 100 км²) сперва имеет более глубокий врез, чем р. Мааниквара (водосбор 16 км²). После формирования в русле р. Мсра ряда поглотителей она теряет сток, а р. Мааниквара, получая сток с других водосборов, ускоряет врезание в толщу известняков. В это время Новоафонская пещера увеличивает свои размеры за счет коррозии смешивания.



Рис.4. Схема формирования Новоафонской пещеры.
Этапы закарстования структуры:
I — средний плиоцен, II — поздний плиоцен,
III — ранний плейстоцен, IV — средний плейстоцен,
V — поздний плейстоцен — голоцен.
1 — известняки,
2 — некарстующиеся породы;
3 — полости: а — известные, б — предполагаемые;
4 — направление потока минеральных вод: а — в плоскости чертежа, б — перпендикулярно плоскости чертежа;
5 — направление потока пресных вод;
6 — источники минеральных вод;
7 — источники пресных вод



В период чаудинской трансгрессии в ней возникает подпор и отлагается нижний горизонт глин. В среднем плейстоцене углубляющиеся долины рек Хипста, Баклановка, Цквара, Мсра прорезают в среднем и верхнем течении альб-сеноманский водоупор. В Новоафонскую пещеру поступают пресные инфлюационные воды, формирующие ее северные залы и каньон. Развитие пещеры замедляется во время древнеэксинской трансгрессии.

В позднем плейстоцене-голоцене долины рек врезаются до современного уровня. Новоафонская пещера вступает в субаэральную стадию развития. Нижняя часть пещеры продолжает периодически подтапливаться, так как сифонные каналы, некогда проработанные восходящими потоками термальных вод, не могут пропустить скоростные инфлюационные потоки пресных холодных вод. Интенсивному закарстованию в зоне смешивания пресных и минеральных вод подвергаются левый берег и днище р. Мааниквара. Закарстование имеет сезонный характер. Абсолютный минимум ионного стока отмечается в осеннюю межень (336 г/с), абсолютный максимум — в период весеннего снеготаяния (1314 г/с). В теплый период (с 16.IV по 15.XI) выносится 53% минеральных веществ, в холодный — 47%. Химическая денудация для района Новоафонской пещеры составляет 43,6 мм за 1000 лет, причем 55% ее приходится на термальные воды. «Холодная» карстовая денудация составляет всего 19,4 мм за 1000 лет.


Крым

Горный Крым считается классической областью развития «холодных» карстовых полостей. Между тем здесь обнаружены явления, характерные для гидротермокарстового (вероятно, мел-палеогенового) этапа его развития. К их числу относятся мощные (до 12 м шириной) кальцитовые жилы на Карабийском и Чатырдагском массивах. Близ них располагаются шахты-поноры Молодежная, Гвоздецкого, Ход Конем, вскрывшие на глубине до 260 м от поверхности древние карстовые полости с исландским шпатом. Они выполнены желто-бурой глиной, содержащей отдельные кварцевые зерна. Друзы и кристаллы исландского шпата достигают в длину 15 см. Они имеют скаленоэдрический облик, температура образования превышает 50°С [16]. Вероятно, в это же время образовались жилы ангидрита в верхнеюрских известняках, песчаниках и конгломератах Ай-Петринского массива [13] и баритовые конкреции в альбских глинах у Тополевки [1]. Можно предположить, что реликтом древнего гидротермокарста является пещера Карани на Карабийском массиве. Она состоит из одного зала с размерами по длинным осям 40 и 60 м, имеющего вид перевернутой чаши. Удельный объем полости 2000 м³/м. Пещера вскрыта более молодой карстовой воронкой.

Изложенное позволяет заключить о необходимости изучения современных древних гидротермокарстовых полостей для восстановления особенностей палеогидрогеологии Альпийской складчатой области.


ЛИТЕРАТУРА

  1. Горбач Л.П., Шехоткин В.В. Баритовые конкреции из альбских отложений Восточного Крыма. — В кн.: Вопросы минералогии осадочных образований. Львов, 1966, вып. 6, с. 211-215.
  2. Дублянский В.Н., Тинтилозов 3.К., Еремин В.И. и др. Гидрогеологические особенности и происхождение Новоафонской пещеры. — В кн.: Природа и хозяйство Грузии. Тбилиси, 1977, с. 40-45.
  3. Качарава Д.В., Габечава Д.Ш. Гидротермокарст западного погружения Грузинской глыбы. — В кн.: Гидрогеология и карстоведение. Перм. ун-т, 1975, вып. VII, с 205.
  4. Кесслер X. Подземные водотоки карстового района Аггтелек. В кн.: Гидрогеология и карстоведение. Перм. ун-т, 1964, вып. 2, с. 188-197.
  5. Макаренко Ф.А. Гидрогеологический анализ травертинов Пятигорска. — В кн.: Тр. лаборатории гидрогеологических проблем. М., 1951, т. X. с. 86-97.
  6. Максимович Г.А. Основы карстоведения. — Пермь, 1969, т. II.
  7. Маматкулов М.М., Атаджанов И.И. О гидротермальных отложениях карстовых полостей Узбекистана и прилегающих территорий. — В кн.: Гидрогеология и карстоведение. Перм. ун-т, 1975, вып. VII, с. 206-213.
  8. Огильви А.Н. О гидрогеологических условиях происхождения мацестинских минеральных вод и об их каптаже. — В кн.: Курорт Мацеста. М., 1928, с. 12-16.
  9. Пастушенко Ю.П. Стадии тектонического развития артезианских бассейнов Черноморского побережья Кавказа. — В кн.: Докл. Сочинского отделения геогр. об-ва СССР. Л., 1968, вып. 1, с. 17-24.
  10. Пэк А.А. Гидротермальная система: уровни исследования и граничные условия процесса. — В кн.: Тр. Ин-та геологии и геофизики Сибирского отделения АН СССР. Новосибирск, 1976, вып. 293, с. 46-58.
  11. Султанов 3.С. К минералогии карстовых пещер Хайдаркана. — В кн.: Вопросы карстоведения. Перм. ун-т, 1970, вып. 2, с. 127-129.
  12. Султанов 3.С. Карст междуречья Шахимардан-Исфара (южная Фергана) и закономерности его развития. Автореф. дис. на соиск. учен. степени канд. геолог.-мин. наук. Ташкент, 1972.
  13. Супрычев В.А., Шутов Ю.И. Первая находка гидротермального ангидрита на Украине. — В кн.: Докл. АН УССР, Киев, 1967, сер. Б. № 8, с. 699-703.
  14. Събев Д. Гигантска пропаст в недра на Родопите. — В кн.: Родопски пещерняк. Чепеларе, 1970, № 50, с. 21-34.
  15. Тинтилозов 3.К. Анакопийская пропасть. Тбилиси, 1968.
  16. Шприца А.С. Сравнительная характеристика карбонатов Крыма поверхностного и глубинного генезиса. — В кн.: Углерод и его соединения в эндогенных процессах минералообразования. Львов, 1975, с. 71.
  17. Якуч Л. Морфологические и эволюционные типы карста Венгрии. — В кн.: Acta geographica, Szeged, 1977, t. XVII, s. 65-103.
  18. Dzulinski S. Hydrotermal karst and Zn-Pb sulfide ores. — Roszn. polsk. tow geol. Krakow, 1976, n. 1-2, p. 217-230.
  19. Kunsky J. Termomineral karst and kayes of Zbrasov. — Zborn. Zemepisne Ceskoslovenske spoletnosti, 1957, t. 62, p. 67-72.
  20. Maksimovich G.A. Hydro-termal karst. — Resumes de communications IV Congres Intern. de speleol. Ljubljana, 1965, p. 41.
  21. Martel E.A. La Cote D'Azur Russe (Riviera du Caucase). P.. 1909, p. 241.




Список комиссии | Заседания | Мероприятия | Проекты | Контакты | Спелеологи | Библиотека | Пещеры | Карты | Ссылки

All Contents Copyright©1998- ; Design by Andrey Makarov Рейтинг@Mail.ru