Вулканогенные массивы


В качестве особого типа вулканогенных массивов рассматриваются геологические структуры преимущественно складчатых областей, сложенные вулканогенными и вулканогенноосадочными породами. Типичными вулканогенными массивами обычно считаются районы современной и неоген-четвер- тичной (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.
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 пиро- кластов. 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 существуют лавы, в которых интенсивная открытая (до 1,5—5,0 см и более) трещиноватость развита на всю мощность. 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. Скважность и проницаемость пород этого типа зависят также от их возраста и снижаются от молодых вулканогенных пород к более древним в связи с процессами кольмата- ции 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, Vac- caro, 1988), максимальная проницаемость базальтов в районе лавового плато Колумбия (США) достигает примерно 3000 м/сут при преобладающих значениях 150-1500 м/сут.
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, или 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 связаны со 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) составляет 20 м3/с, суммарный дебит источников, связанных с базальтами Гавайских островов, - 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 Cl, SO4-Cl, HC03-SO4, Na, Na-Са. Микрокомпонентный состав представлен Al, Mn, Zn, Ni и другими, газовый состав - N2, Не, CO2, 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, SO4-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 (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 - 50100 л/с. Температуры подземных вод на выходе изменяются от 20-35 до 100 °С (Восточная Камчатка). На глубинах 10001500 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. 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 ряде случаев преобладают ионы А1, Н, Fe, NH4. Характерным также является кислый состав этих вод с рН 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, SO4-(Na + K), C1-(Na + K), рН 8-9,2. 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 инфильтра- ционными 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 лечебными и термоэнергетическими. 
<< | >>
Источник: Ю.А. Гледко. Гидрогеология. 2012

Еще по теме Вулканогенные массивы:

  1. Геттар и Демаре на Центральном массиве
  2. Массивы докембрийской континентальной коры - микроконтиненты в пределах подвижных поясов неогея
  3. ВЕРХОЯНО-ЧУКОТСКАЯ ОБЛАСТЬ
  4. Микроконтиненты Палеоазиатского океана
  5. ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ
  6. СКЛАДЧАТЫЕ ОБЛАСТИ
  7. гаННЕПРОТЕРОЗОМСКИИ ЭТАП РАЗВИТИЯ ЗЕМЛИ
  8. § 10. МЕЗОЗОЙСКАЯ СКЛАДЧАТОСТЬ И ЕЕ РЕЗУЛЬТАТЫ
  9. Микроконтиненты в океане Тетис
  10. ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫХ СКЛАДЧАТЫХ ПОЯСОВ
  11. ЗАПАДНО-ЕВРОПЕЙСКАЯ ПЛАТФОРМА
  12. СРЕДИЗЕМНОМОРСКИЙ пояс
  13. § 4. ТЕКТОНИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ В КОНЦЕ ДОКЕМБРИЯ
  14. Лаосско-Вьетнамская и Юньнань-Малайская раннекиммерийские покровно-складчатые системы
  15. ИСТОРИЯ ЗЕМЛИ В РАННЕМ ПРОТЕРОЗОЕ ТИПЫ НИЖНЕПРОТЕРОЗОЙСКИХ КОМПЛЕКСОВ ПОРОД
  16. СЕВЕРО-АТЛАНТИЧЕСКАЯ ГЕОСИНКЛИНАЛЬНАЯ ОБЛАСТЬ
  17. Центральный сегмент европейскихгерцинид