Вулканогенные массивы

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 пиро- класты). 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. Общая мощ­ность таких сложно построенных вулканических толщ может дос­тигать 800—1200 м и более. Видимая мощность миоцен-нижнепли- оценовой 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 тина нередко носят странное название “гидрогеологические суперструктуры”: вулканогенные супербассейны и вулканогенные супермассивы (Зайцев, 1986).

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.

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 1(Н 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 п • Ю~² до п • Ю~⁶ м/сут.

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 во- доупоров и наличием многочисленных “гидрогеологических окон” 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).

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.).

Рис. 11.4. Схематический гидрогеологический разрез вулканогенного массива: / — трещиноватые вулканические породы; 2 — пмрокласты (туфы, туфобрек- чии 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 подла- вовые 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"

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 связаны со склонами эрозионных врезов и ус­тупами лавовых плато и террас, на которых поверхность земли вскрывает контакты водоносных и слабопроницаемых пород (см. гл. 7). 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-Ме- цаморских 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—Cl, НС0₃—S0₄, Na, Na—Са. Микрокомпонентный состав представлен Al, Мп, Zn, Ni и другими, газовый состав — N-,, 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 пирокласти- ческих образованиях формируются инфильтрационные маломи­нерализованные (0,1—0,25 г/л) подземные воды, гидродинами­ческий режим и химический состав которых типичен для этих пород (см. выше).

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 поземных 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. Температуры под­земных вод на выходе изменяются от 20—35 до 100°С (Восточная Камчатка). На глубинах 1000—1500 м температуры подземных вод достигают 200—350°С и более (Камчатка, Япония, Мексика, Ита­лия и др.).

Химический состав и минерализация подземных вод в зависи­мости от глубины циркуляции и влияния вулканических газов изменяются в широких пределах (табл. 11.3). 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—Cl и Cl. 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 pH от менее 1 до 2,9—3,3.

Исключением являются азотно-углекислые и азотные 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), pH 8—9,2 (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 инфилыпрационными 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 pH связаны с выще­лачиванием минеральных включений и главным образом с про­цессами смешения (в различных пропорциях) с конденсатами вулканических газов.

Таблица 11.3

Химический состав термальных источников Камчатки и Курильских островов (Иванов, 1976)

Благодаря специфическому химическому и газовому составу, а также высоким температурам многие типы подземных вод облас­тей современного вулканизма являются минеральными лечебными и термоэнергетическими водами (см. гл. 15).

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 (ад- массивы и адбассейны).

5. Вулканогенные массивы. Условия залегания и формирования подземных вод.

6. Формирование химического состава подземных вод районов современной вулканической деятельности.