авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 8 |

«Министерство образования и науки Российское Федерации Федеральное государственное бюджетное образовательное учреждение высшего профессионального образования «Уральский ...»

-- [ Страница 2 ] --

Таблица 1.7 - Содержание металлов-халькофилов (мг/л) в шахтных водах рудников в период их эксплуатации и после полного затопления [103] Рудник До затопления После затопления рН Fe Cu Zn рН Fe Cu Zn Карабашский 2,5 860 95 145 4,5-5,0 28,5 5,7 2, Красногвардейский 2,5 1000 50 100 5,0 12,5 3,5 7, Им. III Интерна- 4,0 50 35 45 6,0 2,0 1,0 3, ционала Дегтярский 3,1 1000 90 200 6,5 1,0 1,0 1, Гумешевский 6,2 1,0 1,0 Н.с. 7,0 0,1 0,1 Н.д.

В любом случае вышеуказанные авторы считают, что мокрая консервация рудни ков не решает проблемы защиты окружающей среды от загрязнения её тяжелыми ме таллами, и с этим нельзя не согласиться. Главными выводами и рекомендациями в ра ботах О.В. Зотеева и его коллег является проведение химической рекультивации объек тов с откачкой шахтных вод из глубоких горизонтов и извлечением полезных компонен тов.

Серия научно-методических работ в этом направлении по защите водных объек тов на действующих и законсервированных рудных месторождениях Урала и Узбеки стана выполнена под руководством Ю.С. Рыбакова [12, 271] и др. Например, для отва лов Левихинского рудника [124] продемонстрирована экономическая и экологическая эффективность работы установок кучного выщелачивания, а на Карабашском руднике Чижовым Е.А. – эффективность подземного выщелачивания [233]. Химическая рекуль тивация рассматривается как промежуточный этап многоступенчатой технической и биологической рекультивации отработанных рудных полей. Методология оценки степе ни реабилитации территории при высоких техногенных нагрузках, в том числе, оказы ваемых Карабашским рудником, рассмотрены в работе Г.В. Калабина [112].

На техническом этапе рекультивации на Урале широкое распространение получи ло использование промышленных отходов для заполнения отработанных карьерах, зон сдвижения и провалов [110, 253].

Региональные работы по обследованию бесхозных горных выработок на террито рии Свердловской, Пермской и Челябинской областей для целей гражданской обороны были выполнены в 1976 г. Уральской комплексной съемочной экспедицией [275]. Глу бина старых выработок XIX века и начала XX века, в основном золоторудных, платино вых, строительных материалов и т.п., достигала 300 м. Установлено, что большая часть из 200 обследованных объектов завалена (из-за трещиноватости и разрушенности мас сива горных пород) и затоплена подземными водами, поэтому недоступна для обследо вания (Рисунок 1.3). Было признано, что их восстановление не целесообразно.

Разнообразная информация по горнорудным объектам после их затопления и ухо да недропользователя освещается и в широкой печати: в газетах, журналах и на интер нет-порталах, что свидетельствует о высокой социальной значимости проблемы. Созда ны специальные интернет-сайты, например, www.MiningWiki.ru (свободная шахтерская энциклопедия), www.speleostolo.narod.ru (спелеостологические заметки), а также публи кации на региональных и профессиональных страницах, например, www.rsugol.ru (Рос сийский уголь) и др.

Рисунок 1.3 – Обзорная карта района работ.

Масштаб 1: 2 500 000 [Матвейчук, Вахрушев] Прогнозами затопления остановленных рудников на Урале наиболее активно за нимались А.А. Арзамасцев (1989, 1991), С.Н. Елохина (2000, 2004, 2007 и др.), А.И.

Вишняк (2005 г.), В.П. Новиков, И.А. Четверкин (2005) и другие исследователи. В ос новном изучались гидрогеоэкологические проблемы ликвидации конкретных рудников.

В 2011-2013 гг. в открытых источниках появились работы Л.С. Рыбниковой, П.А.

Рыбникова посвященные гидрогеологическим проблемам постмайнинга на Урале [190], в которых фактическими данными подтверждены выявленные ранее на Урале процессы формирования очагов сосредоточенной разгрузки кислых шахтных вод, скрытого ла тентного загрязнения поверхностных вод, увеличения скорости массо-водообмена, фор мирования новых свойств массива горных пород, подтопления и др. [63, 66, 67, 77].

1.3. Эволюция природно-техногенных литогенетических систем Согласно идеям самоорганизации, берущей истоки от учения Полынова и обосно ванных позднее в работах И. Пригожина, открытые природные литогенетические сис темы развиваются (эволюционируют) в направлении упрощения структурных связей, снижения кинетической энергии и увеличения энтропии [151]. Это выражается в разру шении коренных пород и выравнивании ландшафтов водной и ветровой эрозией, грави тационными силами и химическим и физическим выветриванием [114, 116] и т.п. На Урале выделяются поверхности выравнивания, отражающие его историческое развитие [36]. При этом миграционные потоки как разрушают первичные, так и формируют вто ричные месторождения и рудопроявления [33, 166, 167].

В центре геохимической эволюции находится физико-химическое взаимодействие вода-порода-газ-микроорганизмы, которые в совокупности обладают свойствами не доступными в отдельности для каждой её составляющей [34, 236, 237]. Важным показа телям геохимического взаимодействия служит соотношение R:W (порода-вода или вода порода), которое в природных геосистемах изменяется достаточно медленно. Иная си туации в техногенных условиях, когда в сжатые сроки возрастают скорости энергообме на (водо- и массообмена) в литосфере, выражаемые в гидрогеологической практике объ емом подземного стока [121]. Резкое увеличение объема подземного стока в 2-3 раза приводит к формированию промывного режима геофильтрации, активному внедрению атмосферных агентов вглубь массива горных пород.

С позиции интенсивности преобразования техногенный этап развития системы, как было показано выше, принципиально может быть подразделен на две стадии: актив ную и пассивную. Последняя всегда следует за первой, вслед за которой вновь могут во зобновиться активные горнотехнические мероприятия.

Активная стадия революционна, поскольку в ходе эксплуатации месторождения происходит формирование техногенных гидрогеологических структур с мощной техно генной зоной аэрации, центростремительной структурой фильтрационного потока и т.д.

[76, 94]. Влияние природных факторов на режим и баланс подземных вод, структуру фильтрационного потока, а также возможности природной саморегуляции все геосисте мы на этой стадии техногенеза нивелируется дренажными и другими мероприятиями.

Природные факторы уходят на второй план, а активные техногенные мероприятия сово купно воздействуют на систему в целом в её генетическом единстве, включая подзем ные воды. Установлено [57, 59], что главным фактором, влияющим на потерю прочно стных свойств эффузивными породами СУБРа, является изменение влажности после их вскрытия скважинами или подземными горными выработками. Особенно быстро при горнотехническом вскрытии происходит разрушение (химическое и физическое вывет ривание) метасоматитов, слагающих массивы медно-колчеданных и скарново магнетитовых месторождений Урала [54].

На пассивной стадии техногенно-измененная литосфера (на затопленном рудни ке) снова попадает под доминирующее влияние природных факторов развития. В новых природно-техногенных геологических условиях и ландшафтах снова на первый план выходят процессы химического и физического выветривания, подземной и поверхност ной водной эрозии и др., воздействуя уже на активно разрушенный массив горных по род. Выветривание и гравитационное выравнивание (пенепленизация) преобразуют об разованные горным техногенезом природно-техногенные ландшафты, в том числе, об рушением над подземными пустотами. Начинается новый цикл почвообразования, сер нокислотного и углекислого выщелачивания, растворения и осаждение на геохимиче ских барьерах техногенных минералов, восстановление или образование новых бассей нов подземного и поверхностного стока [75, 76].

Литокомплексы и подземные воды начинают существовать в новых природно техногенных структурах и условиях, возникают новые параметры, и даже механизмы самоорганизации, отличные от природных. В достаточно неустойчивой системе («вода горная порода») изменения затрагивают все аспекты существования подземных вод, на чиная от баланса и режима, и до положения кислотно-щелочных и окислительно - вос становительных барьеров [33]. С термодинамической точки зрения система становится неравновесной и часто обогащает подземную водную среду нехарактерными для при родных условий ингредиентами.

Таким образом, активный техногенез горнорудного профиля в корне изменяет вектор природного развития геосистемы, тогда как при пассивном техногенезе идет рег рессия свойств геосистемы в первоначальном направлении (нарастание энтропии).

Мегаактивность горнорудного техногенеза, изменяющего литогеохимические по ля, продемонстрирована в краеведческой монографии по одному из районов Среднего Урала со старейшей историей горнопромышленного производства (Режевской район Свердловской области) [27]. Авторами монографии сравнительная активность техноге неза определена, исходя из продолжительности формирования здесь техногенных ланд шафтов (250 лет) и длительности геологического накопления мобилизованных мине ральных ресурсов (2,5 млрд. лет). В этом случае активность техногенеза, в сравнении с геогенезом, выше в 10 млн раз (2 500 000 : 0,25). Расчет очевидно завышен, поскольку перерождение геохимической специализации территории происходит не по всей глуби не техногенного воздействия. При этом убедительным выглядит материал по техноген ной специализации геохимических ассоциаций в поверхностных природных объектах:

почве, снеге и талой воде, представленный в указанной работе.

Ещё один важный вывод сделан авторами [27] об инерционности техногенеза, ко торый, как саморегулирующая система сам ограничивает экспансию техногенного воз действия, создавая препятствия на пути освоения минеральных ресурсов или существо вания геотехнических систем. К таковым относятся процессы загрязнения компонентов окружающей среды (природных вод, атмосферного воздуха и др.), геодинамическая не стабильность и т.п.

Проявления регионального техногенеза на Среднем Урале подтверждают автор ские исследования (совместно с А.С. Юркиным) химического состава родникового сто ка. С использованием большого объема фактического материала на статистических мо делях выявлены произошедшие за последние 50 лет изменения регионального гидрогео химического фона [90, 92]. Модальные значения минерализации воды в пределах от дельных водоносных зон выросли в два-три раза, изменились и другие показатели ва риационных кривых (концентрация иона сульфата и др.). Причина подобного гидрохи мического тренда связывается с региональными техногенными факторами: аэрогенное загрязнение от газо-дымовых выбросов и пыления отвалов и других объектов, горных и строительных работ, автотранспорта и т.п.

Следовательно, чтобы в дальнейшем человеку цивилизованно существовать на уже освоенной территории, есть только один выход - жесткий контроль над уровнем техногенного воздействия, путем реализации сквозного экологического мониторинга на участках наиболее активного воздействия [27], к которым относятся, в первую очередь, горнодобывающие объекты. Отдельной задачей является установление допустимого уровня воздействия– его нормирование [227], с учетом исторических событий и накоп ленных последствий.

А исторические события на горнорудных объектах Урала показывают, что горно добывающая деятельность на месторождениях или его отдельных участках может про изводиться с перерывами, иногда очень длительными (сотни лет), иногда короткими (менее 10 лет) [18, 78]. Перерывы связаны с политическими событиями (войнами, на пример, при затоплении угольных шахт Донбасса в 1941 году и последующим их осу шением) [131];

сменой социально-экономической политики (например, государственной собственности на частный капитал в Англии в 80-х годах XX-го века и в России в 90-х годах того же века), сопровождавшийся массовым закрытием угольных шахт;

достиже ниями науки и техники, например, появлением мощных дренажных насосов в Германии, Чехии и др. в начале XIX века, в России – в конце того же века, что позволило много кратно увеличить глубину вскрытия и отработки месторождений;

внедрение гидроме таллургического способа на Урале (например, на Блявинском и Гумешевском месторо ждениях), дающего возможность экономически эффективно извлекать полезные компо нентов (золото, медь) на ранее неперспективных участках, и другие обстоятельства (ко лебания конъюнктуры мирового рынка и пр.) не относящиеся к существу рассматривае мой проблемы.

Цикличность горнорудного производства доказывает вскрытие старых затоплен ных выработок при разведке и освоении Гумешевского, Березовского, Турьинского, Шиловского и др. рудников. На Гумешевском руднике обращает внимание химический состав подземных вод в старых горных выработках, вскрытие которых приводит к вне запным и даже катастрофическим водопритокам (прорывам). На угольных и колчедан ных месторождениях воды в старых затопленных выработках часто имеют кислую ре акцию с рН 0,8 – 6,52, на отработанных участках полиметаллических рудников подзем ные воды обогащаются тяжелыми металлами: концентрация меди, цинка, свинца и дру гих металлов может достигать десятки грамм в 1 л [163].

Таким образом, горное производство - один из наиболее древних видов человече ской деятельности, насчитывающий несколько тысячелетий. По масштабам и продол жительности воздействия на подземную гидросферу оно сопоставимо с некоторыми природными экзогенными факторами, например, такими как эрозия рек, изменяющая базис дренирования подземного стока. Необратимые преобразования, обусловленные механическим перемещением горной массы, изменением агрегатного и минералогиче ского состава горных пород, возникают с начала освоения месторождения и продолжа ются даже после ликвидации горнодобывающего предприятия [66, 72, 75, 94].

Закрытие горнодобывающих предприятий путем ликвидации или консервации горных выработок является исторически неотвратимым событием. Более того, как пока зывает российский и зарубежный опыт, возникают условия для массового и иногда не контролируемого закрытия шахт и рудников, которое может неоднократно повторяться в одних и те же пространственных границах.

На постэксплуатационном этапе происходит самоорганизация гидродинамиче ской обстановки применительно к новым природно-техногенным условиям: структура фильтрационного потока полностью или частично восстанавливает центробежный ха рактер, что дало основание относить соответствующую стадию техногенеза по характе ру развития к регрессивной. Но при этом почти всегда остаются нарушенными условия питания и транзита подземных вод, а в некоторых случаях, условия их разгрузки (фор мирование техногенных родников, подтопление и т.п.). В пределах нарушенной части подземной гидросферы формируется специфическая гидрохимическая обстановка, про являющаяся в ином химическом составе шахтных вод и являющаяся унаследованной от активной стадии техногенеза.

Отсюда следует, что оценка параметров горнопромышленного техногенеза и его экологических последствий актуальна не только на стадии активной разработки место рождения, но и после остановки горнодобывающего объекта. В упомянутых условиях, согласно эмпирическим данным, формируются специфические природно-техногенные процессы, требующие управления. При этом научно-методические основы техногенеза постэксплуатационной (пассивной) стадии, как показал анализ опубликованных данных, разработаны явно недостаточно.

1.4. Техногенез подземной гидросферы Как известно, большая часть воды в литосфере (до 95 %) сосредоточена до глуби ны 2 км [41, 98, 138, 259]. Для характеристики нахождения (и движения) воды в лито сфере используются два ключевых понятия, которые дополняют, а у некоторых авторов взаимозаменяют друг друга. Эти понятия - подземная водоносная (гидрогеологическая) система (ПВС) и гидрогеологическая структура (ГГС).

Действительно, подземная гидросфера (или подземная водная система [160]), раз деляется сообразно фильтрационным и прочим условиям на гидрогеологические тела [117, 118]. От свойств и параметров водовмещающих пород зависит структура фильтра ционного потока, химический и газовый состав подземных вод и т.п.

1.4.1. Подземная водоносная система или гидрогеологическая структура?

Гидрогеологическая структура (ГГС) – есть объект гидрогеологического райони рования и гидрогеологической стратификации, которые, как известно, являются фунда ментальными проблемами гидрогеологии, особенно, в прикладной её части - при мони торинге состояния подземных вод. Гидрогеологические таксоны представляют собой объекты изучения, обобщения и картографирования распространения, условий форми рования подземных вод и пространственно-временных изменений их количественных и качественных показателей.

Основные положения, на которых построены гидрогеологическое районирование и стратификация, следующие [29, 181]:

1) обеспечение унификации (информационного единства) объектов гидрогеологи ческого районирования и стратификации;

2) универсальность гидрогеологических районирования и стратификации, опреде ляющих возможность их использования при проведении различных видов геологиче ских работ;

3) существование общего и специальных гидрогеологических районирований и стратификаций. К общему принципу относятся унифицированные районирование и стратификация, которые имеют геосистемную природу, поскольку отражают условия формирования подземных вод гидрогеологических структур и иерархическое отноше ние таксонов различного ранга. Специальные районирование и стратификация (ресур сов, питания, режима, качества подземных вод и др.) разрабатываются для решения конкретных гидрогеологических задач с учетом унифицированных районирования и гидрогеологической стратификации;

4) гидрогеологическое районирование и стратификация должны отражать инди видуальные особенности формирования и водоносности гидрогеологических структур плит, щитов и горно-складчатых сооружений и представлять собой основу объемного (трехмерного) картографирования, т.к. их объекты учитывают особенности гидрогеоло гических структур в плане и в разрезе.

Основной единицей районирования является гидрогеологическая структура, под которой понимается соответствующая ей геологическая структура (ее часть или сово купность геологических структур), обладающая общностью (однородностью) условий формирования и распространения подземных вод, что определяет гидрогеологическую индивидуальность этой структуры, и представляющую собой целостную балансовую (с гидрогеологических позиций) единицу.

В любой гидрогеологической стратификации основным принципом выделения гидрогеологических тел внутри гидрогеологической структуры служит характер и сте пень проницаемости горных пород. Пространственное распространение (локализация) подземных вод также определяется характером фильтрационными свойствами вме щающих пород [98, 159, 205, 220]. Следовательно, гидрогеологическое тело (объект гидрогеологической стратификации) отражает условия нахождения воды в геологиче ском теле.

С другой стороны, гидрогеологические тела, являясь частью гидрогеологической структуры, могут быть названы элементарными гидрогеологическими структурами (ГГС), или кирпичиками, из которых складываются собственно гидрогеологические структуры, являющиеся объектом гидрогеологического районирования. Внутри ГГС может быть выделено несколько элементарных ячеек (тел). Минимальное их количество – в гидрогеологических массивах, вмещающих безнапорные подземные воды, две: во доносная зона экзогенной трещиноватости и подстилающая её водоупорной зоне [22, 42].

Появление в результате техногенеза новых элементов (водоносных или водоупор ных горизонтов и т.п.) или изменение проницаемости природных гидрогеологических тел закономерно приводит к изменению (полному или частичному) всей гидрогеологи ческой структуры.

Согласно [40, 98, 159], подземная водоносная (гидрогеологическая) система (ПВС) есть «обособленное и содержащее воду геологическое тело, характеризующееся общностью пространственного распределения, перемещения и формирования подзем ных вод». Аналогичен смысл понятия «водообменной системы» [132]. Отсюда можно заключить, что «подземная водоносная система» является более масштабным, чем ГГС, понятием. Оно представляет собой гидрогеологическое тело и его внешние связи: ско рость водообмена с окружающей средой, вертикальную взаимосвязь с поверхностными водами и между водоносными горизонтами, режим и баланс фильтрационного потока, его питание, транзит и разгрузку, химический и газовый состав подземных вод и т.п. В любом случае ПВС также разделяется на гидрогеологические тела сообразно фильтра ционным и прочим условиям [117, 159, 229].

Сравнивая понятия, их можно представить в виде «матрешки»: ГГС, есть сово купность гидрогеологических тел, при этом являясь неотъемлемым элемент ПВС – её «ядром» (Рисунок 1.4).

Рисунок 1.4 - Логическая схема взаимосвязи ГГС и ПВС Таким образом, гидрогеологическая структура (совокупность ГГТ - элементарных ГГС) есть неотъемлемый элемент подземной водоносной системы того же порядка. Она определяет внутренние свойства подземной водоносной системы и является её ядром.

К техногенным гидрогеологическим системам (ТГГС) некоторые авторы отно сят «блоки подземной гидросферы, в которых интенсивно осуществляется хозяйствен ная деятельность человека» [172]. В указанной работе, выполненной при поддержке Российского фонда фундаментальных исследований, в вертикальном разрезе ТГГС вы деляется три этажа. В пределах верхнего происходит изменение теплового, гидрогеоди намического и гидрогеохимического режима подземной гидросферы под влиянием на земных сооружений или объектов хозяйственной деятельности. Второй этаж связывает ся с внедрением в подземные горизонты продуктов хозяйственной деятельности (жид кие, твердые, газообразные), изменяющие характер и темпы внутреннего и внешнего водообмена и вызывающие преобразование всех компонентов геологической среды, но, в первую очередь, её жидкой составляющей. Нижний этаж ТГГС формируется в резуль тате косвенного воздействия техногенных нагрузок, которые проявляются в изменение гидрогеодинамического и гидрогеохимического режима. Таким образом, ТГГС пред ставляет собой природные гидрогеологические тела, в которых в различной сте пени изменен режим движения подземных вод [10].

С учетом все возрастающей роли техногенеза, Б.И. Писарским вводится новое понятие природно-техногенных гидрогеологических систем, «во внутреннем и внеш нем энергообмене которых участвуют жидкие и твердые продукты жизнедеятельности человеческого общества, резко изменяющие динамику и физико-химическое взаимодей ствие» внутри системы. Согласно представлениям указанного автора, развитие таких систем происходит в 4 этапа. Первый этап - дотехногенный, практически - это природ ные гидрогеологические системы, когда продукты жизнедеятельности имеются, но практически не влияют на природную обстановку. Второму этапу соответствуют коли чественные изменения в подземной гидросфере (загрязнение, истощение и др.), носящие временный характер. После прекращения активного техногенного воздействия система самопроизвольно восстанавливает естественный характер водообмена. Третий и чет вертый этапы формируются при необратимых техногенных изменениях в гидрогеологи ческой системе, когда при значительных материальных усилиях возможно (третий этап) или практически невозможно (четвертый этап) возращение системы в исходное состоя ние. В том числе при формировании техногенных литологических слоев.

Техногенные литологические слои (или в инженерной геологии грунты) практи чески всегда отличны от природных как по инженерно-геологическим, так и гидрогео логическим параметрам [109, 158]. В инженерной геологии выделяют три основных ти па техногенных грунтов: техногенно-образованные, техногенно-переотложенные и тех ногенно-измененные.

1. Техногенно-образованные грунты синтезированы в результате производствен ной или бытовой деятельности человека. В природе такие литологические образования не встречаются, они полностью искусственные и представлены грунтами культурного слоя, свалками твердых бытовых отходов, металлургическими шлаками, хвостами обо гащения, шламами, золошлаками и золой.

2.Техногенно-переотложенные (перемещенные) грунты имеют природный мине ралогический состав, но их структура и инженерно-геологические свойства нарушены.

Это отвалы горного и строительного производства, гидроотвалы, планомерно отсыпан ные и намытые грунты. Изменены не только их инженерно-геологические показатели, но и геологическое местоположение.

3.Техногенно-измененными грунтами считаются природные грунты, состав и свойства которых изменены в результате инженерно-хозяйственной деятельности. При нято, что химико-минералогический состав отличается от исходного не менее чем на %. Геологическое местоположение грунтов не меняется. Изменение свойств грунтов может происходить в результате целенаправленных мероприятий или попутно при реа лизации различных видов хозяйственной деятельности:

3а) нецеленаправленные изменения состава и свойств грунтов происходит в бор тах горных выработок, в основании отвалов горных пород и шлаков, свалок, золоотва лов, шламо- и хвостохранилищ, в массивах горных пород при подземной газификации углей, серы и т.д.

3б) целенаправленно измененные грунты возникают при технической мелиорации грунтов (искусственное улучшение инженерно-геологических свойств пород «in sity»).

Неупорядоченная неоднородность насыпных грунтов определяет аномальность их гидрогеологических свойств, отличных от грунтов природного сложения.

1.4.2. Виды техногенного воздействия на подземную гидросферу Как уже отмечалось выше, техногенез на современном этапе представляет собой глобальную силу, которая преобразует физику Земли.

Подземные воды являются важным элементом среды обитания человека как ди намичный компонент литосферы. Их состояние в значительной степени определяет эко логические функции литосферы [221, 222]. Непосредственное и интенсивное воздейст вие техногенеза на подземные воды связано с их подвижностью. Последнее также опре деляет активность воды при взаимодействии с горными породами и генетическую связь с поверхностными водными системами и атмосферными осадками. По сути дела, вода – это «кровь» планеты, которая заключает в себе некоторую информацию или «память», а возможно и генетический код естественного хода развития планеты. Очевидно, что гео экологическая роль воды полностью ещё не раскрыта [20]. Наука ещё на пути к рас шифровке природного кода развития земли и литосферы, важную роль в котором при надлежит природным водам [33, 160], а техногенные факторы, сопровождающие жизне деятельность человека, уже изменяют его.

Изменение параметров воды практически в любой точке её взаимосвязанного круговорота может иметь очень отдаленные отклики. Например, аэрогенное загрязне ние, как уже отмечалось выше, изменяет региональный родниковый сток [92], а гидро геологические предвестники позволяют прогнозировать землетрясения на значительном удалении от точек контроля [14] и т.д. Поэтому так важно в эпоху глобализации техно генеза оценивать состояние подземных вод и степень их техногенного преобразования.

Появление новых направлений научных исследований в конце XX века: экологи ческой геологии, экологической гидрогеологии и экологической геодинамики, перево дит понимание преобразующей жизнедеятельности человека на новый уровень [5, 9, 99, 143, 175, 199, 224, 239, 240, 241, 274] и др. Так называемые техногенные (или антропо генные) факторы приравниваются по интенсивности воздействия на геологическую сре ду, и подземные воды, в том числе, к космическим и геологическим. В частности, пред метом исследования экологической гидрогеологии является преобразующее воздействие техногенеза на подземные водоносные системы [241]. Понятийная база новых научных направлений, по общему признанию, ещё до конца не разработана и требует уточнения и осмысления.

Традиционно принято, что техногенное преобразование подземной гидросферы укладываются в два направления [40, 98, 161, 227]. Во-первых, это изменение гидрохи мических условий и качества подземных вод, то есть их загрязнение. Во-вторых, изме нение гидродинамических условий водоносных горизонтов, сработка уровня подземных вод и истощение их запасов. Первый тип воздействия часто сопоставляется с проникно вением (закачкой) техногенных вод в недра Земли, второй – с извлечением (откачкой) подземных вод.

Загрязнение и истощение подземных вод, отмечается в литературных источниках, два взаимосвязанных процесса, отражающие наиболее отчетливо глобальные техноген ные изменения гидрогеологических условий. Загрязнение подземных вод взаимосвязано с загрязнение окружающей природной среды [46, 100], поэтому невозможно предотвра тить загрязнение подземных вод при продолжающемся загрязнении поверхностных вод, почвы и атмосферы. Очень важна роль грунтовых вод, которые несут основную нагруз ку загрязнения антропогенного характера. Загрязняющими подземные воды веществами являются промышленные и бытовые (коммунальные) отходы, а также сельскохозяйст венное загрязнение пестицидами, удобрениями, стоками животноводческих комплексов, отходами птицефабрик и т.п.

Основными типами загрязнения подземных вод, по Гольдбергу В.М., являются химическое, углеводородное, бактериальное (микробное), тепловое и радиоактивное [40]. Загрязнение может иметь временный или постоянный источник, который в сово купности с природными режимообразующими факторами формирует геоэкологические важные показатели подземных вод, например, их химический состав.

Процесс загрязнения очень сложен и многообразен и зависит от характера техно генного источника. Учитывая процессы взаимодействия «вода-пород» [235], загрязне ние подземных вод неизбежно отражается и в составе породы и газовой составляющей, например, образованием гипсов и сероводорода при проникновении кислых сульфатных вод в карбонатные комплексы [129, 203]. Однако в большинстве случаев, при регрессии техногенного воздействия, происходит восстановление природных и потребительских свойств воды, в том числе за счет процессов самоочищения [184].

Множество опубликованных работ посвящено тому, как предотвратить загрязне ние подземных вод или как произвести реабилитацию территории, в частности при уг леводородном, азотном, хлороганическом и других видах загрязнения [2, 40, 162, 184, 224] и др.

В.М. Гольдбергом и другими исследователями отмечается, что изменение гидро химическое обстановки сопровождается нарушением гидродинамической ситуации, особенно, при горных разработках. Изменение гидродинамического баланса открытых водоносных структур (гидрогеологических массивов) при прочих равных условиях обычно локализуется меньшими площадями. Основную роль в такой локализации игра ют естественные водотоки и водоёмы, претерпевающие инверсию – из областей стока они превращаются в область питания. Инфильтрационное питание, интенсифицирую щееся за счет нарушения рельефа, ликвидации естественных покровных отложений и снижения уровня грунтовых вод, и крупные технические водоемы также работают на компенсацию дренажного водоотлива. Неизбежно при осушении горных выработок, от вода, очистки и накопления рудничных и технических вод происходит изменение при родной гидрохимической обстановки, нарушается исходное (динамическое) физико химическое равновесие между отдельными элементами многокомпонентной системы «подземные воды – горные породы». В крупных депрессионных воронках может про исходить проседание поверхности земли.

Как отмечают [141], при горном дренаже на участках подземной разработки сис тем с обрушением кровли образуется «зона резко нарушенной сплошности», что создает необратимое изменение ресурсов подземных вод, их перераспределение между гори зонтами, активизацию физико-химических процессов в зоне аэрации, привнос загрязне ния с поверхности в подземные горизонты и т.п.

Процесс обратный истощению подземных вод - подтопление, связан с техноген ным подъемом уровня подземных вод. В этом случае происходит изменение балансовых составляющих ПВС, закономерности которого неоднократно описывались в литератур ных источниках [161] и др.

Выводы по главе 1. Закрытие горнодобывающих предприятий путем ликвидации или консервации горных выработок является неотвратимым. При этом прекращение горнорудной дея тельности, а также выполнение практически любых рекультивационных мероприятий не может вернуть систему в первоначальное геосостояние. Следовательно, важна оценка параметров горнопромышленного техногенеза и его экологических последствий, как на стадии активной разработки месторождения, так и после ликвидации (консервации) горнодобывающего предприятия (рудника, шахты).

2. После остановки горнодобывающей деятельности активная стадия техногенеза сменяется пассивной. В литературных источниках имеется несистематизированное опи сание неблагоприятных процессов и последствий, развивающихся в литосфере после ос тановки и затопления шахт и подземных горных выработок. Требуется обобщить и сис тематизировать геоэкологические последствия активного техногенеза на постэксплуата ционном этапе. При этом, подземные воды, как динамическая среда, занимает особое место.

3. Гидрогеологические структуры и подземные водоносные системы являются взаимодополняющими научно-практическими понятиями. Первые составляют внутрен ние свойства подземных водоносных тел, вторые - включают их внешние связи (водо-, массо- и энергообмен).

4. Понятие техногенной гидрогеологический системы укладывается в традицион ное представление о двух основных направлениях влияния хозяйственной деятельности человека на гидрогеодинамические условия: 1) изменение гидрохимических условий и качества подземных вод и 2) изменение гидродинамических условий водоносных гори зонтов, сработка уровней подземных вод и истощение их запасов.

5. Выделенные в опубликованных источниках виды воздействия техногенных факторов на подземную гидросферу не включают структурное преобразование гидро геологических структур (гидрогеологических тел), которое автор полагает основным ре зультатом техногенез горнопромышленного профиля, синергетически связанным с ли тосферой, и признаком необратимости техногенного воздействия.

ГЛАВА 2. ПРИРОДНЫЕ УСЛОВИЯ УРАЛЬСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА И ОБЪЕКТОВ ГОРНОРУДНОГО ТЕХНОГЕНЕЗА Уральский каменный пояс (ороген) протягивается с юга на север на расстоя ние более 2000 км, разделяя две части света: Европу и Азию. С запада горную по лосу Урала почти на всем протяжении окаймляет орографический район предгорий западного склона с абсолютными отметками пологих возвышенностей от 350 м в бассейне р. Уфа до 500-800 м в бассейне р. Ай. Предгория восточного склона узкой полосой с высотами от 200-300 м до 700-1000 м на отдельных хребтах, отделяют горно-складчатый Урал от Западно-Сибирской низменности (Рисунок 2.1).

В свой Северной и Южной частях Урал характеризуется среднегорным рель ефом с высотами более 1000 м Б.С. На Среднем Урале рельеф низкогорный с мак симальными отметками 700-900 м Б.С. Абсолютные отметки водораздельных хреб тов в основном составляют 400-700 м Б.С., а урезы наиболее крупных речных до лин 280 - 380 м Б.С.

Основные месторождения рудных полезных ископаемых Урала развиты в пределах его горно-складчатой части [157, 185, 189].

2.1. Климатические условия территории Горный Урал является климаторазделом, влияющим на распределение осад ков, температур и ветров, с отчетливым изменением основных метеопоказателей с севера на юг и с запада на восток. На эти изменения накладывается вертикальная климатическая зональность. В конечном итоге годовой температурный режим от ражает резко выраженный континентальный тип климата с суровой длительной зимой и относительно жарким, особенно в южных и юго-восточных районах, летом [42]. Среднегодовая температура воздуха колеблется от -2,3 0 С (пос. Бурмантово, г. Таганай), до +2,40 С (пос. Чайковский).

Рисунок 2.1 - Физико географическая схема территории Урала Самый теплый месяц июль, самый холодный – январь. Амплитуда колебаний абсолютных температур достигает 75 – 880 С. Годовая норма осадков варьирует от 600 мм/ год на западном склоне до 400 мм - на восточном. Западный склон отлича ется более мощным снеговым покровом, благодаря западным ветрам. На обоих склонах Урала наблюдается уменьшение осадков с севера на юг. С повышением гипсометрического положения количество осадков обычно увеличивается.

2.2. Гидрографическая сеть Урала Уральский хребет дает начало многочисленным рекам, принадлежащим к бассейнам Карского и Каспийского морей [42]. На восточном склоне Урала основ ное значение имеет водосборная система р. Тобол, на западном – р. Кама. На юж ном замыкании Урала речная сеть западного склона принадлежит бассейну р.

Урал. Северная часть западного склона (Северный и Полярный Урал) дренируется р. Печора и её правобережными притоками (см. Рисунок 2.1). Коэффициент густо ты речной сети максимален в бассейне р. Косьва (западный склон), составляет 0, км/км2, а в бассейне р. Туры (восточный склон) – всего 0,13 км/км2.

Реки западного склона Урала более многоводны. Их среднегодовой модуль стока составляет 10-12 л/с км2 на севере (максимален в бассейне р. Косьва – 22, л/с км2) и до 5-6 л/с км2 - на юге, а в пределах водосбора р. Урал – 2,3 л/с км2. В бассейне р. Тобол этот показатель снижается от 7-8 л/с км2 на севере и до 0,5-0, л/с км2 – на юге (Рисунок 2.2).

Речная сеть отражает блочное строение региона. Меридиональные участки рек спокойные с заболоченными отрезками долин, поперечные (субширотные) – носят горный характер с узкими долинами, прорезающими коренные породы. Гор ный характер рек наблюдается только в верховьях. Основной объем стока прихо дится на весну – 50-70 % от годового.

Естественный режим стока нарушается многочисленными прудами и водо хранилищами, делающими речной сток более равномерным в течение года. Ледо вый покров на реках стоит 5,5-6 месяцев (с октября по апрель).

Рисунок 2.2 - Карта изолиний среднемноголетних модулей стока и географо гидрологических зон (по В.Д. Быкову) Химический состав речных вод западного склона пресный и ультрапресный преимущественно гидрокарбонатный кальциево-магниевый. На восточном склоне отмечается широтная гидрохимическая зональность от пресных гидрокарбонатных магниево-кальциевых на севере до солоноватых сульфатно-хлоридно гидрокарбонатных магниево-кальциево-натриевых на юго-востоке.

Озерные котловины в горной части Урала и в предгорьях восточного склона встречаются между увалами и возвышенностями гранитных пород. В предгорьях западного склона озер немного. Характерными являются озера-старицы, леднико вые и карстовые.

Наибольшее количество озер лежит на юго-востоке региона в пределах сред ней части восточного склона Урала. Их глубина может достигать 20 и более мет ров.

2.3. Геоморфологические особенности Уральского складчатого пояса Современный орографический облик Урала возник в результате проявления мезозойко-кайнозойских и новейших тектонических движений, на что указывает высотная ярусность рельефа, развитие на значительную глубину процессов хими ческого выветривания и карстообразования. Главную роль в формировании совре менного рельефа играли неотектонические движения сводово-блокового характера.

Основой геоморфологического районирования Урала служит работа И.М.

Крашенинникова (1939), посвященная Южному Уралу. Заложенные в ней принци пы и критерии были развиты И.П. Герасимовым (1948), Д.В. Борисевичем (1968), а позднее также А.П. Сиговым (1969), А.П. Сиговым и др. (1981). На базе этих ис точников В.В. Стефановским (1990) предложена схема районирования Урала, в которой Уральский ороген подразделен на геоморфологические зоны: кряж и пене плен. Первая включает три зоны: Центрально-Уральскую со среднегорным типом рельефа, Западно- и Восточно-Уральские с холмисто-увалистым типом рельефа;

вторая состоит из двух зон - Зауральского и Зилаирского пенепленов. Зоны подраз деляются на районы по географическому принципу (см. Рисунок 2.1): Заполярные (Пай-Хой), Полярные (за полярным кругом), Приполярные (66030’ - 640 с.ш.), Се верные (640 - 59015’ с.ш.), Средние (59015’ - 55054’ с.ш.) и Южные (55054’ - с.ш.).

Каждый геоморфологический макротаксон приурочен к определённой геоло гической зоны или её части, имеет скульптурное проявление, набор характерных геодинамических процессов и свою историю развития.

Центрально-Уральская зона кряжа представляет собою чётко выраженную горную страну с типичными среднегорным рельефом. По этой зоне проходит глав ный водораздел, высота которого постепенно снижается с севера к Среднему Уралу и вновь повышается к югу. Полоса горного рельефа осевой части Урала имеет су жение и расширение, которые связаны с распространением наиболее древних до кембрийских пород зоны спрединга (Центрально-Уральского поднятия).

В районе Полярного Урала наиболее высокими являются вершины Пай-Ер – 1500 м и Рай-Из – 1027 м, сложенных породами ультраосновной интрузивной фор мации, устойчивыми к процессам выветривания. В Приполярных районах чётко проявляется хребет Исследовательский с горой Народной (1894 м) – высшей точ кой Урала, сложенные в большинстве кварцитами метаморфической формации. На Северном Урале центральный водораздельный хребет известен под названием Поясового Камня, имеет среднюю высоту 700-750 м. К Среднему Уралу полоса среднегорного рельефа выклинивается и вновь выражена в районах Южного Урала (к югу от северной широты 560), постепенно возрастая морфометрически и расши ряясь до 120 км серией крупных хребтов: Урал–Тау, Нургуш, Зигальга и гора Яман-Тау и др. На юге близ широтного отрезка р. Белой горные районы сменяются обширными выровненными поверхностями Зилаирского пенеплена.

Для всех районов среднегорного рельефа Центрально-Уральской зоны ха рактерны связь с геологическими структурами и перепад отметок вершин и урезов водотоков (500-800 м) с высокими энергиями рельефа. Формирование вершин про исходит породами, устойчивыми к процессам химического и физического вывет ривания, долины рек имеют V- образный облик. На склонах происходит физиче ское и криогенное выветривание полигональных грунтов, формирование поллювия (курумник) и солифлюционно-коллювильно-делювиальных шлейфов.

Зоны холмисто-увалистого рельефа западного и восточного склонов обрам ляют центральную среднегорскую полосу. На западном склоне Полярного района к ней относится Пай-Хой – холмистая возвышенность с абсолютными отметками около 400 м с отдельными хребтиками, грядами и увалами, сложенными устойчи выми к выветриванию породами. В районе Приполярного Урала холмисто увалистая полоса резко сужается и среднегорная зона почти непосредственно гра ничит с Русской равниной. На Северном Урале полосы холмисто-увалистого рель ефа расширяется до 70 км и представлена пологими возвышенностям с абсолют ными отметками в пределах 400-550 м. Вершины приурочены к выходам девонских кварцитовидных песчаников терригенно-морской формации. Ориентировка увалов не всегда совпадает с субмеридиональным простиранием палеозойских структур и обусловлена процессами селективного выветривания с образованием субширотных гряд и отдельных холмов. В районе Среднего Урала, за счёт выклинивания зоны среднегорного рельефа и смещения к востоку линии водораздела, холмисто увалистая полоса достигает ширины свыше 50 км. Выровненные водоразделы имеют отметки 350-400 м с отдельными уплощёнными вершинами и хребтиками до 500-600 м.

Зона парм ограничивается на юге Полюдовым Кряжем северо-западного простирания, в пределах которого высота гор достигает 878 м (гора Золотой Ка мень). В районах Южного Урала холмисто-увалистые гряды вновь приобретают субмеридиональную направленность в соответствии с геологическими структурами и имеют отметки до 500-800 м с понижением к западу до 300-500 м. На широте Аши - Миньяра полоса прерывается широтно-ориентированным хребтом Кара-Тау (отметки 608-691 м) и Воробьинными горами (653 м), граничащими на западе по тектоническому разлому с денудационной цокольной равниной. К юго-западу от Аши холмисто-увалистая полоса прослеживается на юг до широтного отрезка до лины р. Сакмара с абсолютными отметками 500-700 м.

На восточном склоне холмисто-увалистая полоса довольно узкой лентой прослеживается до широты Екатеринбурга. В районах Полярного и Приполярного Урала она представлена цепочками гряд и увалов с высотой до 600 м, называемая Малым Уралом, протягивающимся параллельно главному хребту и отделенного от последнего широкой межгорной депрессией. На Северном Урале с широты пос.

Вижай она расширяется, достигая в районе г. Серова 55-60 км. На сложном геоло гическом основании из пород вулканогенной, терригенной и карбонатной форма ций в рельефе полосы выступают отдельные горы и вершины из устойчивых пород.

В южной части Среднего Урала, с широты города В. Уфалей вновь появляет ся холмисто-увалистая полоса восточного склона, протягивающаяся узкой полосой вдоль долины р. Урал. Рельеф сильно сглаженный, с уплощенными отдельными сопками, грядами и пологими склонами. Отметки вершин 400 - 500 м, редко свыше 600 м.

На выположенных междуречьях холмисто-увалистой полосы, особенно на податливых породах к процессам денудации (химическому выветриванию), сохра нились позднемезозойские коры выветривания, сингенетичные и синхронные вре мени формирования этого типа рельефа. Учитывая наличие суглинисто-щебнистых неоплейстоценовых образований на повышенных вершинах, неоплейстоценовых склоновых и аллювиальных комплексов в долинах, возраст рельефа полосы при нимается, как позднемезойско-четвертичный.

Неотектонические поднятия блоков земной коры с этим типом рельефа оце нивается амплитудой в 300 - 400м, на Среднем Урале - до 200 м.

Зона пенеплена с юга и юго-востока обрамляет довольно широкой полосой холмисто-увалистую полосу. Рельеф пенеплена характеризуется сильной денуда ционной сношенностью и представляет собою «почти равнину» со слабо всхолм ленными междуречьями с останцами устойчивых к выветриванию пород, широки ми речными долинами с пологими и вогнутыми склонами (Рисунок 2.3).

Абсолютные отметки составляют 205–350 м, с отдельными вершинами до 450 м. Энергия рельефа незначительная и составляет 80–130 м.

В результате интенсивной денудации на дневную поверхность выведены сильно дислоцированные породы терригенной, карбонатной, вулканогенной, ин трузивной и метаморфических формаций палеозоя и протерозоя, что указывает на значительные поднятия этой зоны в наиболее ранние эпохи платформенного разви тия Уральского орогена. Равнинный характер рельефа обусловлен длительным процессом пенепленизации с интенсивным химическим выветриванием в мезозое, приведшим к формированию мощных (20-40 м) кор выветривания площадного ти па.

На поверхности пенеплена спорадически встречаются континентальные и морские отложения мезозоя, палеогена и неогена. В неотектонический этап про изошло омоложение рельефа и размыв ранее образовавших отложений.

Рисунок 2.3 - Геоморфологиче ская схема Урала (по А.П. Сиго ву. и Я.С. Эдельштейну):

1 – Горный Урал;

2 – Вос точно-Уральская почти-равнина;

3 – Западно-Сибирская низменность;

– границы геоморфологических провинций (а) и линейные зоны рифтовых депрессий, заполненные мезозойскими отложениями (б);

5 – Западно-Уральский пенеплен;

6 – пенеплен Уфимского плато;

7 – по верхность размыва Предуралья;

8 – восточная окраина Русской плат формы Участки пенеплена с активными поднятиями, на которых почти не сохрани лись мезо-кайнозойские образования, получили название приподнятого отпрепари рованного пенеплена;

участки с мощным чехлом – погребённого пенеплена. Воз раст поверхности пенеплена определяется по сингенетично-синхронным позднеме зозойским корам выветривания и четвертичным континентальным осадкам на его поверхности, как позднемезозойско - четвертичный.

Морфоскульптуру среднегорного и увалистого рельефа создают литоморф ные поверхности второго порядка, к которым относятся склоны горных сооруже ний, созданные процессами селективного выветривания при препарировке проте розой-палеозойских структур, сложенных карбонатными, терригенными, вулкано генными, интрузивными и метаморфическими формациями. Денудационные по верхности междуречий пенеплена и равнин субгоризонтальные или слабо всхолм ленные, с останцовыми возвышенностями и обычно перекрыты корами выветрива ния, либо покровным комплексом.

Границы неотектонических блоков совпадают с региональными разломами палеозойских структур, омоложенными неотектоникой, и являющимися естествен ными границами геоморфологических зон.

2.4. Геологическое строение и металлогения Урала Уральский складчатый пояс является региональной линейной системой глу бинного заложения, протягивающейся от Карского моря на севере, до южного по гружения ее в область Туранской плиты и характеризующейся длительным и сложным тектоно-магматическим развитием. На западе она ограничивается Преду ральским краевым прогибом и крупными структурами восточной части Восточно Европейской платформы. На Полярном Урале уральские структуры постепенно меняют свое субмеридиональное и северо-восточное простирание на северо западное и находят продолжение на Пай-Хое, острове Вайгач и в юго-западной час ти Новой Земли. На востоке уральская складчатая система ограничивается на мери диане городов Тюмени и Кургана сибирскими структурами фундамента Западно Сибирской плиты и Тургайского прогиба. На юге в пределах Мугоджарской части она погружается под мезозойско-кайнозойский платформенный чехол Туранской пли ты.

Ширина Уральской складчатой системы, вскрытой современной денудационной поверхностью, в разных районах варьирует от 70 до 310 км. Глубина залегания поверх ности фундамента изменяется в широких пределах, увеличиваясь с запада на восток и с севера на юг от 0-30 до 3000 м (район Приобья).


Сформировавшаяся на древнем раннедокембрийском кристаллическом основании Уральская складчатая система сложена различными по возрасту (от позднепротеро зойских до позднепалеозойских и триасовых), разнообразными по характеру и составу осадочными, магматическими и метаморфическими породами (Рисунок 2.4).

Позднепротерозойские и раннекембрийские фаунистически охарактеризованные осадочные и вулканогенные образования в разной степени дислоцированы с развити ем в них складчатых и разрывных нарушений разных типов и порядков, метаморфи зованы и гранитизированы со стратиграфическим и азимутальным несогласием пе рекрываются менее дислоцированными базальными ордовикскими (чаше нижнеор довикскими) конгломератами, гравелитами и песчаниками с галькой различных до ордовикских пород. Эти образования принято на Урале объединять в единый гео структурный комплекс под названием «байкалиды», сформировавшийся в течение полного цикла геосинклинального развития.

Различные по составу и условиям образования ордовикские и более молодые палеозойские породы перекрывают большую часть уральских байкалид и образуют единый крупный геоструктурный комплекс, сформировавшийся в течение полного ордовикско-позднепалеозойского цикла развития Уральской складчатой системы и получивший название «уралиды» (Херасков, 1943;

Перфильев, Херасков, 1964).

Уральской складчатой системе свойственна высокая нарушенность земной коры и повышенная проницаемость, обусловившие поступление в земную кору ог ромных масс магматических образований и флюидов, в связи с чем структурно тектоническое районирование Урала сопряжено с определенными трудностями.

Особенности районирования Урала рассмотрены в работах И.Д. Соболева, которые не потеряли актуальности до настоящего времени [215].

Рисунок 2.4 - Геологическая карта Урала ( фрагмент цифровой модели «Геологическая карта России и прилегающих акваторий», составленной в 2000 г. Гл. редактор Б.А. Яцкевич) К рисунку 2.4.

К рисунку 2.4.

И. Д. Соболев с соавторами в строении Урала выделяют: Западно-Уральскую зону внешней складчатости, Центрально-Уральское поднятие, Тагильско Магнитогорский прогиб, Восточно-Уральское поднятие и одноименный прогиб, Зауральское поднятие, Тюменско-Кустанайский прогиб (Рисунок 2.5).

Рисунок 2.5 - Схема тектонического районирования Урала (И.Д. Соболев, 1965) Внутри каждой структуры I порядка выделены структуры II, III и более вы соких порядков – антиклинории, синклинории, моноклинорные зоны и др. [215].

Смежные структурные зоны принципиально отличаются друг от друга по зна ку. Положительные структуры первого порядка, имеющие характер геоанти клинальных сооружений, характеризуются развитием в них относительно более древних образований, чем в прогибах.

В зоне Центрально-Уральского поднятия на современной поверхности широ ко развиты байкалиды, сложенные рифейскими (отчасти рифейско-вендскими) и раннекембрийскими осадочными, в меньшей степени вулканогенными породами, ме таморфизованными в условиях зеленосланцевой, эпидот-амфиболитовой и амфибо литовой фаций метаморфизма, вмещающие в ряде крупных структур крупные масси вы и мелкие тела позднебайкалъских и позднепалеозойских гранитов и гранитои дов сиалического ряда. Крупные структуры байкалид в этой зоне имеют преимуще ственно линейную ориентировку в общем субмеридиональном (уральском) направ лении.

В Восточно-Уральском и Зауральском поднятиях в центральных частях крупных антиклинорных структур развиты метаморфизованные и часто гранитизи рованные вулканогенные и осадочные породы. Здесь многие антиклинорные зоны с приуроченными к ним массивами гранитоидов, наряду с линейными формами, имеют характер брахиморфных структур.

Зоны синклинорных прогибов сложены в подавляющей их части среднепа леозойскими вулканoгeнными и осадочно-вулканогенными толщами и местами со хранившимися от размыва средне-позднекаменноугольными отложениями. Крылья Тагилъско-Магнитогорского прогиба представлены преимущественно ордовикски ми и раннесилурийскими вулканогенными образованиями, его приосевая часть сложена позднесилурийско-раннедевонскими вулканогенными и осадочно вулканогенными толщами, а в погружающихся к северу и к югу от приподнятой среднеуральской части зонах прогиба развиты средне- и верхнедевонские и ниж некаменноугольные вулканиты и осадочные породы.

В пределах Восточно-Уральского и Тюменско-Кустанайского прогибов ши роким распространением пользуются осадочные и, в меньшей степени, вулкано генные породы среднего, верхнего девона, нижнего, среднего и верхнего карбона.

Разные части этих прогибов характеризуются различным строением. В северных частях прогибы имеют тенденцию к расширению, а разделяющие их гео антиклинальные поднятия сужаются. В южных частях шарнир Тагильско Магнитогорского прогиба испытывает воздымание (Западно-Мугоджарская часть зоны), а Восточно-Уральский прогиб в своем южном окончании распадается на ряд грабен-синклинальных и шовных структур. На этих широтах Восточно-Уральское и Зауральское поднятия сближаются и разделяются лишь шовными структурами.

Интрузивные образования всех типов и их ассоциации осложняют строение Урала во всех его зонах и, в особенности, в эвгеосинкланальных зонах уралид.

Однако, вместе с тем, более четко подчеркивают главные черты и многие детали этого строения. Прежде всего, это относится к поясам массивов ультрабазитов и габброидов, фиксирующих глубинные разломы, а также к массивам гранитоидов, пространственно и, возможно, генетически связанных с габброидами и, по видимому, приуроченных к разломам также относительно глубокого заложения.

Формы массивов этих интрузивов в приповерхностных частях вырисовываются как весьма разнообразные: в одних случаях согласные с вмещающими породами – фа колитовые, лополитовые и др.;

в других – частично согласные и местами секущие – гарполитовые, штоковые;

в третьих резко несогласные, секущие, дайкообразные. Раз нообразные формы субвулканических образований геосинклинальных этапов развития вулканизма от согласных жилообразных до резко несогласных, нередко с "кольцевой" сетью, – все это дополняет сложность строения уралид, особенно в их эвгеосинкли нальных зонах.

Крупные массивы и мелкие тела варисских и байкальских гранитов и гранитои дов относятся к орогенным этапам развития и формирования уральских байкалид и ура лид. Одни из них возникли в результате кристаллизации гранитовых расплавов, обра зовавшихся анатектически, другие – в результате интрузии гранитовой магмы с отно сительно больших глубин, генерированной, видимо, в ходе реоморфизма и регранитиза ции пород гранито-гнейсового слоя.

Разрывные нарушения широко развиты на территории Уральского орогена.

Они сопутствовали сложным геологическим процессам на протяжении всей исто рии развития и становления Уральской складчатой структуры, и имеют различный возраст и простирание. Наиболее древние заложились возможно в рифейское время в эпоху начала рифтогенеза;

имеют субмеридиональное простирание и сложное строение. Они простираются поясами древних интрузий дунит-гарцбургитовой формации, а также ассоциациями других интрузивов и комплексами метаморфиче ских пород высоких ступеней метаморфизма. Примером древнего нарушения явля ется Главный Уральский разлом (ГУР). Главный Западно - Уральский разлом пред ставлен сложной системой кулисообразно расположенных надвигов субмеридио нальной ориентировки, протягивающихся вдоль Урала на десятки и сотни кило метров. Тектонические пластины, нарезанные этими надвигами, являются основ ными структурными элементами. Амплитуда горизонтальных перемещений опре деляется в интервале от первых километров до первых десятков километров.

Вследствие большой суммарной амплитуды надвига (от 10-20 км по геологическим данным до 70 км – по геофизическим) значительная часть внутренней зоны Преду ральского прогиба перекрыта аллохтонными пластинами Западно-Уральской складчато-надвиговой зоны, а в принадвиговой части у поверхности отмечаются фрагменты крупных складок, частично скрытых под аллохтоном.

Региональные разломы отделяют крупные тектоно-структурные мегаблоки земной коры, имеют также преобладающее субмеридиональное простирание и преимущественно палеозойский возраст, отвечающий времени каледонской и гер цинской фаз складчатости. Примером такого разлома (надвига), по данным Е. К.

Ковригиной (2006 г.), может служить Салатимский разлом на Северном Урале. В современном эрозионном срезе Салатимский надвиг отделяет метаморфизованные отложения окраины Восточно-Европейского палеоконтинента (Зилаиро Лемвинская структурно- формационная зона Западноуральской мегазоны) от па леоостроводужных комплексов Тагильской мегазоны.

К герцинской фазе орогенеза относятся Мурзинский разлом, который (по Г.О. Петрову) ограничивает с запада метаморфические комплексы Мурзинско Адуйского антиклинория. Падение сместителя западное, крутое до вертикального.

По кинематике – это сбросо-сдвиг с амплитудой горизонтальных перемещений 6 10 км, вертикальная составляющая – более 3,5 км.

Серовско-Маукский разлом разделяет образования двух крупных уральских мегазон – Тагильской и Восточно-Уральской. Он представлен серией сближенных сместителей. По кинематике этот сброс, состоящий из нескольких параллельных сместителей крутого западного падения. Самые молодые смещения вдоль этого разлома произошли в кайнозое, амплитуда которых оценивается до первых сотен метров. Омоложенные разломы обычно трассируются структурно денудационными уступами в современном рельефе.

Вопросам металлогении Урала и ее эволюции в процессе формирования зем ной коры посвящены работы А. А.Алексеева, Я.П. Баклаева, А.Г. Баранникова, В.

Б. Болтырова, В.А. Верховцева, А.И. Грабежева, О.Н. Грязнова, В.А.Душина, А.М.


Дымкина, В.А. Елохина, А.А. Захарова, А.А. Захаровой, К.К. Золоева, М.И. Ис магилова, А.П. Казака, М.А.Камаллетдинова, Е.С. Контаря, В.Я. Левина, И.Л. Лу чинина, Б.К. Львова, А.М. Мареичева, С.И. Мормиля, В.В. Мурзина, В.Н. Нече ухина, Л.Н. Овчинникова, В.Н. Огородникова, В.Н. Охотникова, Б.А. Попова, В.А.

Прокина, М.С. Рапопорта, В.Ф. Рудницкого, Д.В. Рундквиста, В.Н. Сазонова, А.А.

Серавкина, В.И. Силаева, А.Г. Тимергазиной, Г.Б. Ферштатера, М.В. Фишмана, Д.С. Штейнберга, В.С. Шуба, Н.П. Юшкина и др.

Урал являлся и является одним из наиболее богатых минеральным сырьем регионов страны. В настоящее время из его недр добывается более 50 видов мине рального сырья. Из металлических полезных ископаемых Урала, прежде всего, сле дует выделить железные руды (c уникальными по запасам Качканарским и Гусево горским месторождениями титаномагнетитов (Таблица 2.1, рисунок 2.6).

Из руд последнего попутно извлекается почти весь российский ванадий. Мно гочисленны скарново-магнетитовые месторождения – ведущий на протяжении 2, веков промышленный тип месторождений железа на Урале. Основу сырьевой базы алюминиевой промышленности России составляет Северо-Уральский бокситовый район, где распространены высококачественные бокситы. Медно-цинковые место рождения колчеданного семейства являются типичными для Урала. Многие ураль ские города, такие как Красноуральск, Кировград, Дегтярск, Карабаш, Учалы, Си бай, Гай возникли в связи с освоением этих месторождений.

В Уральском регионе расположены все российские месторождения силикат ных кобальт-никелевых руд, которые вместе с колчеданными, железорудными и золоторудными объектами определяют горнорудный облик Урала.

Таблица 2.1 - Доля металлических полезных и копаемых Уральского региона в России* (В.Ф. Рудницкий, Н.П. Кокорин, Б.М. Алешин, 2009) % Полезное ископаемое Месторождения Запасы Добыча Железные руды 38,0 14,6 22, Хромовые руды 76,0 21,5 40, Марганцевые руды 37,9 18,9 Пентаоксид ванадия 31,3 55,0 100, Бокситы 49,1 39,2 55, Никель 40,4 - 8, Медь 41,7 27,1 37, Цинк 34,0 22,6 80, 8,5 - 11, Золото коренное в собственных месторождениях * Здесь и далее цифры по материалам Государственного доклада «О состоянии и использовании минерально-сырьевых ресурсов РФ в 2009 г.»

Коренное золото (Берёзовское месторождение) впервые открыто на Урале Ерофеем Марковым в 1742 г. В 1814 г. горным мастером Л. Брусницыным открыто россыпное золото и обоснована рентабельность его разработки. Это послужило мощным импульсом для поисков и освоения месторождений золота в Сибири и других районах России. В настоящее время известно 30 коренных месторождений и около 300 россыпей.

Уральский регион в настоящее время является основным поставщиком руд хрома (Сарановское месторождение, Райизская группа месторождений на Поляр ном Урале), хотя масштабы запасов и добычи далеко не удовлетворяют нужды про мышленности. Известно большое количество мелких месторождений и рудопрояв лений. Имея около 3 % российских запасов урана, Урал обеспечивает около 14 % его добычи. Известны месторождения урана (Далматовское, Добровольное и Хох ловское) в Курганской области.

На Урале имеются серьезные предпосылки создания долгосрочной мине рально-сырьевой базы редких металлов, молибдена и вольфрама, а также редких земель (В.А. Елохин, О.Н. Грязнов, 2010). В рудах месторождений металлических полезных ископаемых содержится значительное количество попутных ценных ком понентов: в титаномагнетитах - титан, ванадий, скандий и др., в медно колчеданных - золото, серебро, селен, теллур, кадмий и др.

Рисунок 2.6 - Схема размещения месторождений металлических полезных ископаемых Урала и сопредельных территорий (В.Ф. Рудницкий, Н.П. Кокорин, Б.М. Алешин, 2009) Обозначения к рисунку 2.6 :

Железо, месторождения и их группы: 1 - Северная (Второе и Третье Северное, Покровское и др.);

2 - Песчанско-Ауэрбаховская (Песчанское, Ауэрбаховское и др.);

3 - Серовское;

4 - Качка нарская (Гусевогорское, собственно Качканарское);

5 - Пийская (Большереченское, Камбаихин ское и др.);

6 - Пашийская (Кусье-Александровские, Суходой-ские и др.);

7 - Кушвинская (Гороб лагодатское, Валуевское и др.);

8 - Тагильская (Высокогорское, Естюнинское и др.);

9 - Перво уральское;

10 - Теченская (Теченское, Таскинское);

11 -Глубоченское;

12 Кусинско-Копанская (Копанское, Медведевское и др.);

13 - Круглогорское;

14 - Бакальская (Шуйдинское, Объединен ное и др.);

14 - Белорецкая (Комаровское, Туканское и др.);

16- Магнитогорская (Магнитогор ское, Малый Куйбас и др.);

17- Аккермановское.

Хром: 1 - Сарановское.

Марганец: 1 - Ивдельская группа (Полуночное, Марсятское и др.);

2 - Тагильская (Сапаль-ское, Липовское и др.);

3 - Клевакинское;

4 - Примагнитогорская группа.

Алюминий: 1 - СУБР;

2 - ЮУБР.

Никель: 1 - Серовское;

2 - Ревдинско-Полевская группа;

3 - Уфалейская группа (Черемшанское, Синарское и др.);

4 - Сахаринское;

5 - Буруктальское;

б - Аккаргинская группа (Старо Айдырлинское, Аккаргинское).

Медь, цинк: 1 - Тарньерское, Шемурское, Валенторское;

2 - Вадимо-Александровское и Песчан ское медистых магнетитов;

3 - Красноуральские (Северо-Калугинское, Восточно-Кушайское);

4 - Волковское (Си-V-Fe);

5 - Высокогорское, Лебяжинское медистых магнетитов;

б - Левихин ская группа (Левихинское, Ломовское, Ново-Ежовское, Ново-Шайтанское);

7- Сафьяновское;

8 - Чусовское;

9 - Маукское;

10 - Султановское;

11 - Карабашские (Южное);

12 - Учалинское и Ново-Учалинское;

13 - Узельгинское рудное поле (Узельгинское, Молодежное, Чебачье, Озер ное, Западно-Озерное, Талганское, Новое);

14 - Александрийское;

75 - Сибайское;

16 - Баймак ская группа (Восточно-Семеновское, Балта-Тау, Бакр-Тау, Таш-Тау, Майское);

77- Юбилей ное;

18 - Подольское;

19 - Октябрьское;

20 - Гайское;

21 - Блявинское, Комсомолькое, Яман Касы;

22 - Джусинское;

23 - Барсучий Лог;

24 - Летнее, Осеннее, Весенне-Аралчинское.

Золото: 1 - Воронцовское;

2 - Березовское;

5 - Татарское;

4 - Крылатовское;

5 - Муртыкты;

б - Миндякское;

7- Кочкарское;

8 - Светлинское.

Платина: 1 - г. Соловьева;

2 - Вересовоборский и Светлоборский массивы и связанные с ними россыпи.

Уран: 1 - Далматовское;

2 - Добровольное, Хохловское.

Ниобий, тантал, цирко.ний: 1 - Вишневогорское.

Бериллий: 1 - Малышевское.

Молибден, вольфрам: 1 - Южно-Шамейское;

2 - Кирдинское.

Сурьма: 1 - Аятское.

Магний: 1 - Верхнекамский бассейн ископаемых солей _ Многочисленны месторождения нерудного сырья (Таблица 2.2). Гордостью Урала являются такие крупные объекты, как Баженовское месторождение хризо тил-асбеста, Верхнекамский (Соликамский) бассейн ископаемых калийных солей и Саткинские месторождения магнезитов, имеющие мировую известность. Значи тельны запасы талькового камня (Шабровское, Сыростанское), графита (Тайгин ское), доломитов и известняков (Билимбаевское, Тургоякское, Агаповское), различ ные по качеству и разнообразию месторождения камнесамоцветного сырья и дру гих неметаллических полезных ископаемых.

Таблица 2.2 - Доля неметаллических полезных ископаемых Уральского региона в России (В.Ф. Рудницкий, Н.П. Кокорин, Б.М. Алешин, 2009) % Полезные ископаемые Месторождения Запасы Добыча Хризотил-асбест 63,6 74,5 99, Калийные соли 50,0 95,0 100, Магнезит 15,0 20,9 100, Тальковый камень и тальк 62,5 83,1 76, Графит 25,0 4,1 50, Доломит для металлургии 33,3 25,3 62, Известняк флюсовый (цементный) 54,4 34,7 39, Глины: огнеупорные, керамзитовые, кирпичные, 25,7 54,9 53, бентониты, палыгорскит, цементные Кварцит 60,0 52,3 38, Кварцевая песчано-гравийная 50,0 31,6 100, Строительные камни 17,4 27,6 20, Слюда, мусковит 25,0 2,3 Плавиковый шпат 4,2 27,0 5, В последние годы открыто и начато освоение Суранского месторождения плавикового шпата, востребованного предприятиями черной металлургии Урала.

Добыча неметаллического сырья удовлетворяет потребности металлургической, химической, строительной индустрии не только Урала, но и других регионов Рос сии. Значительная часть его, особенно калийных солей, экспортируется.

Запасы и уровень добычи горючих полезных ископаемых приведены в таб лице 2.3. Месторождения нефти и газа распространены в Приуралье в пределах Оренбургской области, Пермского края, республик Удмуртии и Башкортостана.

Единичные месторождения известны на юго-западе Свердловской области. С севе ра на юг и с запада на восток доля газа возрастает, и первое место по запасам ( млрд м3) и добыче занимает Оренбургская область. Обеспеченность запасами неф ти и газа составляет 25-30 лет. Перспективными на нефть являются северо восточные районы Свердловской области.

На Урале распространены преимущественно бурые угли (около 88 %);

ка менные известны лишь в некоторых бассейнах. Потребность топливно энергетических предприятий удовлетворяется лишь на 20 %, остальной уголь заво зится из Экибастуза, Кузбасса, Караганды.

Таблица 2.3 - Доля горючих полезных ископаемых Уральского региона в России (В.Ф. Рудницкий, Н.П. Кокорин, Б.М. Алешин, 2009), % Полезные ископаемые Запасы Добыча Нефть и конденсат 20,0 26, Природный газ 10,7 6, Уголь всего: 1,0 4, Торф 50,0 Торфяные месторождения наиболее широко распространены в Свердловской области, в меньшем количестве отмечены на севере Башкортостана и Челябинской области и практически отсутствуют в Курганской и Оренбургской областях.

Наиболее богата рудными месторождениями Тагило-Магнитогорская мега зона. С XVII-го века она является горнопромышленным «лицом» Урала со старей шими Березовским золоторудным, Гумешевским меднорудным, Высокогорским железорудным и другими рудниками. В монографии [Овчинников] содержатся сведения о большом количестве старых мелких шахт на территории Урала, многие из которых в настоящее время находятся в затопленном состоянии.

2.5. Гидрогеологические условия Уральского региона С гидрогеологических позиций Урал и, в первую очередь, его горная часть, принадлежит к открытому типу структур - гидрогеологическим массивам (ГМ) и горноскладчатым областям (ГСО), имеющим известные особенности [Кирюхин].

Современные принципы гидрогеологического районирования, разработанные ФГУГП «Гидроспецгеология» (2007), классифицируют Уральский складчатый пояс как Уральскую сложную гидрогеологическую складчатую область (СГСО), в кото рой выделяются гидрогеологические структуры 2-го и 3-го порядка по структурно тектоническому принципу (Рисунок 2.7).

Уральская гидрогеологическая структура отличается особо сложным строе нием и представлена разнообразными осадочными (терригенными, карбонатными, терригенно-карбонатными), вулканогенно-осадочными, вулканогенными, мета морфическими и интрузивными породами в возрастном диапазоне от архея до нижней перми.

Рисунок 2.7 - Фрагмент карты гидрогеологического районирования территории Российской Федерации (ФГУП «Гидроспецгеология», 2011) Породы переслаиваются, интенсивно дислоцированы, разбиты многочислен ными разрывными нарушениями, прорваны дайками и интрузиями. Особенностью структуры является ее общая гипсометрическая приподнятость над соседними тер риториями, глубокая и интенсивная расчлененность поверхности речной сетью, что обеспечивает высокую степень водообмена и формирование здесь пресных и ульт рапресных подземных вод.

Согласно В.А. Кирюхину (2001), главными типами скопления подземных вод в любых ГМ являются трещинные воды зон выветривания, воды региональной, тектонической и литогенетической трещиноватости, жильные карстовые воды и воды зон тектонических нарушений. По структурно-геологическим условиям мас сивы разделяются на образованные интрузивными телами (ГМи), метаморфически ми породами (ГМм), метаморфизованными осадочными и вулканогенными поро дами на положительных формах рельефа (ГАМ) и некоторые другие. Особое место занимают внутриструктурные карстовые бассейны, отличающиеся более высокой проницаемостью и значительными ресурсами подземных вод. Подземные воды гидрогеологических массивов имеют, в основном, атмогенное питание и дрениру ются современными речными долинами.

Глубина проникновения атмосферных осадков контролируется уровнем трещиноватости горных пород. Все разнообразие трещин, типов и классов подзем ных вод на Урале, согласно классификации А.С. Храмушева (1941), разделяется на два класса: региональная и локальная.

На территории Урала приповерхностная региональная трещиноватость экзо генного происхождения распространена практически повсеместно и обводнена на глубину до 40-60 м, реже 80 м.

Как показали многолетние исследования Уральской гидрогеологической экспедиции, результаты которых обобщены в работах [19, 20, 22, 42], степень про ницаемости массива связана с формационной принадлежность горных пород. По степени и характеру водообильности и, отчасти, по составу ионообменного ком плекса все разнообразие водовмещающих пород может быть разбито на четыре во доносные зоны, привязанные к основным формационным комплексам пород: в карбонатных (терригенно-карбонатных), вулканогенно-осадочных (вулканоген ных), метаморфических и интрузивных образованиях. Все водоносные зоны гид равлически взаимосвязаны, имеют преимущественное атмосферное питание, а их уровенная поверхность в сглаженном виде повторяет рельеф поверхности земли.

Независимо от формационной принадлежности комплексов пород, структура фильтрационного потока экзогенной водоносной зоны образует бассейны местного подземного стока сообразно бассейнам поверхностного стока. В плане они образу ют систему безнапорных бассейнов местного стока с границами, отвечающими от дельным орогидрографическим бассейнам. Дренирование подземных вод происхо дит субаквально в речные долины 3-го и выше порядков и родниковой разгрузкой.

Модули подземного стока изменяются в пределах от 0,1 до 0,5 л/с*км2 на Южном Урале, до 1,0-1,5 л/с*км3 на Среднем Урале и до 2-5 л/с*км2 – на Северном Урале [277]. В силу климатических факторов западный склон Урала обводнен выше вос точного.

Региональное развитие имеют грунтовые трещинные воды пространственно связанные с зоной (корой) выветривания перечисленных выше консолидированных пород. Мощность зоны региональной трещиноватости, приравниваемая к мощно сти горизонта, составляет 20-120 м. Ее минимальные значения (20 м) присущи мас сивам интрузивных пород (ГМи), максимальные (120 м) — карбонатных пород [22].

В породах вулканогенно-осадочного и метаморфического комплексов она оценива ется значениями 40-60 м. Разгрузка подземных вод зоны осуществляется субак вально и нисходящими родниками.

Вмещающие породы водоносной зоны интрузивных образований представ лены разнообразными по составу вулканитами от гранитов и гранодиоритов до габбро и перидотитов. Слабо водоносными или почти безводными являются интру зии гранитной формации. Из-за высокой крепости пород эта водоносная зона зани мает самые высокие гипсометрические отметки. Подземные воды, питающие в ос новном нисходящие источники, в центральной части монолитных интрузивных по род приурочены к верхней гидродинамической зоне, мощность которой изменяется от 0,8 до 8 м. На периферии интрузий глубина экзогенной трещиноватости дости гает 40 м.

Трещиноватость и закарстованность карбонатных пород может достигать глубины 120 м. Водовмещающими породами являются известняки и доломиты с прослоями глинистых и карбонатных сланцев, песчаников и конгломератов, а так же их мраморизованные разности.

Вулканогенно-осадочный комплекс объединяет широкий спектр петрогра фических разностей пород (порфириты, липаритовые порфиры и их туфы, спили ты, песчаники, конгломераты, с прослоями сланцев глинистых и филлитовых, гли нисто-карбонатные отложения с прослоями известняков и т.п.). Метаморфический комплекс пород сложен преимущественно сланцами различного состава (зелеными, слюдистыми, филлитовыми), иногда с прослоями и пачками доломитов, известня ков, кварцито-песчаников, а также кварцитами и кварцито-песчаниками. Роднико вый сток зоны трещинных и трещино-жильных вод в вулканогенных и метаморфи ческих породах чаще всего связан с верхней зоной региональной трещиноватости мощностью 3-20 м.

Помимо трещин выветривания широкое распространение на горноскладча том Урале имеют локальные линейные трещинные зоны аномально высокой про ницаемости, связанные с проявлениями дизъюнктивной тектоники, внедрением ин трузий, контактами карстующихся пород с некарстующимися. Тектонические, ли тогенетические и прочие виды локальной трещиноватости узколокальны и нару шают массивы горных пород до глубины 150-250 и более метров. На этих глуби нах водоносные зоны гидродинамически изолированы и могут транспортировать подземный сток через поверхностные водоразделы. При глубоких горных работах линейные трещинные зоны фиксируются ростом водопритоков на глубинах 250 м (Левихинский рудник) – 450 м (Дегтярский рудник).

Здесь, среди консолидированных пород, рассматриваемых для региональной зоны в качестве водоупора, получили развитие трещинно-жильные воды, тесно связанные с подземными водами зоны региональной трещиноватости, проявляю щиеся на поверхности восходящими родниками. На восточной и западной границе Уральской СГСО вероятна подземная разгрузка в примыкающие артезианские бас сейны. На границе с Западно-Сибирским сложным артезианским бассейном естест венная разгрузка подземного стока с Уральского горноскладчатого сооружения фиксируется крупными родниками, одним из которых является Деевский родник, который включен пунктом постоянного наблюдения при ведении государственного мониторинга состояния недр.

Сводные данные о родниковой разгрузке на территории Среднего Урала, как наиболее освоенной части, обобщены [92]. Наиболее водообильными являются массивы карбонатных пород. Средний дебит родникового стока на территории распространения интрузивных пород в пять раз ниже (Таблица 2.4). Родниковая разгрузка трещинных вод габброидных комплексов и серпентинитовых массивов в основном осуществляется у подножия возвышенностей, обладая при этом незна чительным дебитом (до 1 л/с). Режим источников подвержен резким сезонным ко лебаниям: зимой и летом многие из них могут исчезать. Для гранитных интрузий дебиты временных и постоянных источников чрезвычайно малы и не превышают 0,5 л/с.

Таблица 2.4 - Дебиты родников Среднеуральской ГСО Водоносная зона Количество Дебит, л/с обследован- макси- мини- средний ных родников мальный мальный В карбонатных отложениях 472 40 0.1 2, В вулканогенно-осадочных 268 24 0,01 1, отложениях В метаморфических обра- 765 40 0,01 1, зованиях В интрузивных образова- 566 20 0,01 0, ниях В целом по генеральной 2071 40 0,01 1, выборке Последние данные, полученные при освоении глубоких горизонтов рудных месторождений и сверхглубокого бурения, обобщенные А.Я. Гаевым, Ю.В. Ми хайловым, Ю.А. Шиляевым и др., обнаруживают различные виды трещиноватости и гравитационное движение воды на глубинах свыше 1,0 км [41, 144, 238]. Так, по данным поинтервального опробования скважины СГ-4 сверхглубокого бурения, пройденной на Среднем Урале в пределах Тагильско-Магнитогорской мегазоны, в интервале глубин 1029-1120 м удельный дебит водопритока составляет 9,2 м2/сут [238, 259].

В строении Уральских массивов горных пород, выделяет пять вертикальных зон (сверху вниз) [144]: I - зона рыхлых отложений (коры выветривания);

II – зона региональной трещиноватости;

III - промежуточная зона локальных трещин;

IV – зона локальных трещин;

V – зона первичных трещин (практический водоупор).



Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 8 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.