VI. 3. Криогидрогеологические особенности платформ

В гидрогеологическом отношении платформы представляют собой обширные (надпорядковые) артезианские платформенные области. Они включают в себя артезианские области (АО) и гидрогеологические массивы (ГМ) платформенного типа. В пределах мерзлой зоны частично или полностью расположены следующие гидрогеологические платформенные области: Восточно-Европейская, Западно-Сибирская, Восточно-Сибирская, а также Индигиро-Колымский артезианский бассейн. Эти области состоят из крупных платформенных артезианских бассейнов (АБ) первого порядка, в которые включаются артезианские бассейны предгорных прогибов. Ярусность осадочного чехла платформ обусловливает ярусность гидрогеологического разреза артезианских структур. Существенно, что структурные особенности разных ярусов неодинаковы, границы структур в них не совпадают. Нечеткими являются и контуры антиклинальных поднятий, разделяющих бассейны. Между со-

252

седними АБ существует гидравлическая связь, поэтому границы между ними условны.

Гидрогеологические массивы платформенного типа различаются размерами. Структурами первого порядка являются Ана-барский и Алданский ГМ Восточно-Сибирской сложной артезианской области. В последнюю входят и меньшие по размерам ГМ: Северо-Енисейский, Хантайский, Курейко-Сухотунгусский, приуроченные к ее западной границе. При отсутствии мерзлых толщ — криогенных водоупоров или при их островном и прерывистом распространении ГМ платформ являются внутренними областями питания АБ. Гипсометрически они обычно приподняты над поверхностью последних, что обеспечивает совпадение подземного и поверхностного стока, глубокую промы-тость их гидрогеологического разреза и присутствие преимущественно пресных подземных вод. Такую роль выполняют ГМ Восточно-Сибирской артезианской области в отношении сопредельных АБ. Исключение составляет Анабарский массив, промороженный в настоящее время до глубины около 1000 м, в пределах которого отсутствуют несквозные водоносные талики.

Внутренними областями питания вод АБ платформ являются площади выходов на поверхность пород водоносных горизонтов и комплексов. Внешними областями питания служат обрамляющие горные сооружения. В силу этого наличие или отсутствие мерзлых толщ, их сплошность, характер и местоположение таликов во внутренних и внешних областях питания играют большую роль в современных криогидрогеологических условиях артезианских платформенных областей и строении их криолитозоны.

Гидрогеохимическая вертикальная зональность является характерной особенностью АБ платформенного типа, влияющей на строение криолитозоны в разрезе. В вертикальном разрезе бассейнов выделяются следующие гидрогеохимические зоны: 1) пресных вод с минерализацией до 1 г/л преимущественно гидрокарбонатных кальциевых и натриевых; 2) солоноватых вод (1—10 г/л) переменного и сложного кати-онного и анионного состава, для которых характерно наличие сульфат-иона; 3) соленых вод (более 10 г/л); 4) рассолов (более 50 г/л). Для последних характерно преобладание хлорид-ных вод, натриевых и калиевых, а для глубоких частей структур — кальциевых и магниевых.

Мощности вертикальных гидрогеохимических зон неодинаковы в АБ молодых и древних платформ, сложенных к тому же породами разного генезиса и состава. Минимальная мощность 150—200 м верхней зоны пресных вод характерна для Тунгусского, Лено-Ангарского, Котуйского и Оленекского АБ Восточно-Сибирской артезианской области. Для них же характерна наибольшая мощность зоны соленых вод и рассолов, верхняя поверхность которой залегает на глубине 250—300 м от поверхности плато и до 50—100 м в днищах долин рек. Про-

253

стирается эта зона до фундамента, составляя несколько километров. Зона солоноватых вод прерывиста по мощности и по латерали. Она достигает максимальных величин (100—150 м) под междуречьями, выклиниваясь к долинам рек.

Наибольшие мощности зоны пресных вод составляют в Якутском АБ (400—500 м) и в Западно-Сибирской артезианской области. Исключение составляет находящийся на ее севере Карский АБ, территория которого затапливалась в позднем кайнозое водами морских трансгрессий Полярного бассейна. Засоленность отложений глинистого состава, наличие солоноватых и соленых вод в водоносных коллекторах — характерная черта гидрогеологических структур равнинных территорий, открытых в сторону Северного Ледовитого океана.

Мощность зоны пресных вод возрастает с приближением к областям питания АБ платформ, как внешним, так и внутренним, т. е. соответственно к горному обрамлению и платформенным ГМ. Она сокращается в центральных частях бассейнов. Связано это с уменьшением интенсивности водообмена от периферии к центру артезианских структур. Так, наибольшие зоны пресных вод в Якутском АБ характерны для Алданского крыла, где питание и сток осуществляются с Алданского ГМ прерывистого неглубокого промерзания. Северное, Анабарское, крыло Якутского АБ, как и сам Анабарский массив, глубоко проморожены. И тем не менее пресные трещинные льды в разрезе чехла встречаются до глубины 400—500 м. Это свидетельствует о былом активном водообмене, происходившем до начала сплошного глубокого промерзания этих структур. На этом этапе воды, стекавшие со стороны массива, промыли засоленные палеозойские породы, слагающие чехол платформы. Для этих пород в сопредельных частях бассейна характерно не только наличие соленых вод, но и прослоев галита, сильвенита, гипса и ангидрита.

Многолетний криогенез, т. е. глубокое охлаждение и промерзание пород осадочно-вулканогенного чехла, содержащих воды различной солености и состава, ведет к следующим крио-гидрогеологическим последствиям. Породы зоны пресных вод промерзают, образуя различное криогенное строение пород в массивах, о котором сказано ниже. При этом промерзание гидрокарбонатных кальциевых вод сопровождается выпадением из раствора СаСОз, опреснением льда и кальцитизацией пород. Породы зоны солоноватых вод и верхней части подзоны соленых в зависимости от концентрации и состава солей, а также глубины охлаждения также преобразуется криогенезом. Общим является промерзание части гравитационных вод и переход их в опресненный лед при сохранении в растворе большей части солей и увеличении его минерализации. Этот процесс называется криогенным концентрированием. В результате его в слоистых толщах пород артезианского чехла возникают линзы соленых вод, окруженные опресненным текстурообразующим льдом

254

в трещинах, кавернах и порах пород. При промерзании отрицательно температурные воды в линзах приобретают криогенный напор. В результате они частично отжимаются в другие межмерзлотные и подмерзлотные коллекторы. При понижении пластовых температур до —8°С происходит выпадение в осадок мирабилита (Na₂SO₄-10Н₂О) и сульфатизация пород. Наличие этого минерала на стенках трещин свидетельствует о понижении температуры на соответствующих глубинах до указанного выше значения. Повышение пластовой температуры приводит к растворению соленой водой опресненного текстурооб-разующего льда и к падению напора в межмерзлотных или внутримерзлотных линзах. Оттаивание подземных льдов в толще пород сопровождается появлением опресненных вод — криогенным опреснением; а также положительных гидрогеохимических аномалий на месте линз и подмерзлотных слоев, содержащих криопэги. Охлаждение сильно соленых вод и рассолов в разрезе АБ обычно не ведет к гидрогеохимическим криогенным преобразованиям.

Многолетний криогенез чехла АБ приводит к формированию различных типов разрезов криолитозоны, названных С. М. Фо-тиевым (1976) «криогенными толщами».

При криогенезе пород зоны пресных вод образуются одноярусные мерзлые толщи пород. Верхнеголоценовые толщи (мощностью до 100—150 м) южной геокриологической зоны всегда одноярусны. При мощности криолитозоны 300—400 м ниже ММП обычно существует ярус (горизонт или слои) охлажденных пород с отрицательно температурными (близкими к 0°С) водами. Их повышенная минерализация — результат промерзания и криогенного концентрирования солоноватых или слабосоленых вод. В толще, содержавшей такие воды, возможно сочетание линз меж- и внутримерзлых вод с ММП. При мощностях криолитозоны от 300—400 до 1500 м присутствуют три яруса: верхний — ярус ММП, промежуточный — мерзлых пород с линзами криопэгов и нижний — охлажденных пород с криопэгами.

В чехле АБ платформенного типа нижний ярус состоит, как правило, из водоупорных горизонтов «морозных» пород, представленных массивными известняками, галитом, ангидритом и гипсом, алевролитами и сланцами, и горизонтов водоносных пород с криопэгами. Это кавернозные известняки, мергели, песчаники и трещиноватые изверженные породы. В кайнозойских отложениях роль немерзлых отрицательно температурных горизонтов выполняют глины, засоленные пылеватые суглинки и супеси, а водоносных — галечники, пески, слабосцементирован-ные песчаники и конгломераты.

Таким образом, в пределах артезианских областей платформ в северной геокриологической зоне, где мощности криолитозоны колеблются от 300 до 1500 м, в вертикальном строении ее разреза присутствуют все три яруса, причем нижний ярус ох-

255

лажденных пород и вод (криопэгов) может даже превалировать. Его мощность на севере Восточно-Сибирской артезианской области достигает 1000—1200 м.

Для артезианских областей и артезианских платформенных бассейнов характерным является сокращение мощности яруса мерзлых пород и увеличение яруса охлажденных, во-первых, от их горного обрамления (внешних областей питания) к центральным частям, во-вторых, к северной периферии структур, открытых в сторону Полярного бассейна. В строении криоли-тозоны наследуются черты исходной вертикальной гидрогеохимической зональности этих структур.

Питание, сток и разгрузка подземных вод артезианских областей платформ, преобразованных криогенезом, различны в верхней зоне грунтовых вод и в артезианских водах. Распространение, глубина залегания и сток грунтовых вод зависят от особенностей рельефа и зонально меняются. Их питание везде происходит за счет атмосферных и поверхностных вод ручьев и озер. В зоне островных и прерывистых ММП, где широко распространены дождевально-радиационные талики на поверхности и. склонах междуречий и в днищах долин, питание происходит на повышенных участках, а сток идет в сторону долин ручьев и рек. При равнинном рельефе зеркало грунтовых вод в таликах повсеместно залегает близко к поверхности. Это обусловливает важнейшую криогенную особенность пород чехла — полную льдонасыщенность в многолетнемерзлом состоянии.

В северной геокриологической зоне платформ, где отсутствуют радиационно-тепловые талики, грунтовые воды локализуются в подозерных и подрусловых таликах. Обычно для таких таликов характерна совершенная гидравлическая связь грунтовых и поверхностных вод. При равнинном рельефе в подрусловых таликах уровень грунтовых вод даже зимой близок к поверхности, хотя сток замедляется. Поверхностный сток сохраняется только в крупных и средних реках. В подрусловые талики часто происходит разгрузка артезианских вод, сильно влияющих на состав грунтовых вод в аллювии, особенно зимой.

При наличии рельефа плато и плоскогорий с глубоковрезан-ными долинами рек, высокими уступами террас уровень грунтовых вод в прибортовой (придолинной) части имеет форму депрессионной поверхности, повышающейся от бровки к водоразделу. В результате массивы хорошо проницаемых пород в прибортовой части террас и придолинных частей плато оказываются дренированными. При их многолетнем промерзании они сохраняют в мерзлом состоянии открытую пустотность (тре-щиноватость, пористость, кавернозность); для них характерны льдистость меньшая, чем открытая пустотность, и неполно выраженные криогенные текстуры (рис. VI.2). В таких массивах ММП, сложенных кавернозными раскарстованными известня-

256

Рис. VI.2. Схема строения придолинной части массива ММП в чехле Сибирской клатформы (южная часть северной геокриологической

зоны):

1 — переслаивание известняков, мергелей и доломитов; 2 — траппы; 3 — аллювиальные отложения (галечники, пески, супеси с повторно-жильными льдами); 4 — трещиноватость пород зоны экзогенной трещиноватости в мерзлом состоянии с полно выраженными трещинными криотекстурами; 5 — карстовые пустоты с неполно выраженными (а) и полно выраженными (б) криотекстурами; 6 — трещины отрыва в оползнях «ангарского» типа с неполным заполнением льдом; 7 — границы ММП (а) и подошвы С ТС (б), охлажденных пород (в); 8 — граница дренированной части массива; 9 — воздухообмен с мерзлой частью массива; 10 — направление движения криогалинных вод

ками, мергелями, трещиноватыми диабазами, галечниками и промытыми песками, возможны воздухообмен, возгонка и образование «сублимационного» льда. Эти массивы проницаемы для соленых вод и рассолов. Эта особенность имеет большое значение при строительстве гидротехнических сооружений. Пустоты трудно обнаружить при изысканиях и изучать обычными методами, которыми исследуется проницаемость пород. Поэтому в долинах рек и ручьев опасным является возникновение обходной фильтрации вокруг плотин и дамб, построенных с мерзлым ядром и примыкающих к ММП бортов.

При разведочном бурении и эксплуатации открытых карьеров и шахт, достигших горизонтов и трещиноватых зон с крио-пэгами, производится откачка для понижения их уровня. Утилизация, складирование и захоронение этих вод, отрицательно влияющих на природную среду, обычно являются сложной и дорогой проблемой. Попытки создать на севере Сибирской платформы около водопонижающих скважин пруды-накопители часто приводят к неудаче — невозможности удержать в них рассолы. Эти рассолы проникают в массив ММП с неполным заполнением пустот льдом, используя последние как пути просачивания, постепенно растворяя лед, инфильтруются и уходят из накопителя, разгружаясь в днищах долин. Они поступают в открытые водотоки, засоляя их и делая непригодными для обитания.

Питание артезианских вод осуществляется как внутри рассматриваемых структур, на непромороженных площадях или на юге АБ, где мерзлота отсутствует, на щитах и других выступах складчатого основания, так и вне их пределов, на территории их горного обрамления. Воды из внешних областей переливаются в бассейн по системам потоков подземных и поверхностных вод. В зоне перелива в некоторых АБ происходит образование наледей за счет вод, выходящих на поверхность при уменьшении проницаемости пород и гидравлических уклонов, при сужении подземных потоков по сравнению с горно-склад-чатыми областями. На южной периферии Яно-Колымского АБ известны огромные древние наледные поляны, свидетельствующие об активном наледеобразовании в прошлом, при скромных I размерах современных наледей. В северной геокриологической г зоне питание артезианских вод практически не происходит из-за гипсометрически низкого положения уровня вод в под-русловых таликах крупных рек и отсутствия сквозных таликов под малыми реками.

Сток артезианских вод осуществляется только в верхних ярусах чехла и происходит очень медленно. Чаще всего он сосредоточен вдоль основных дрен — крупных водных артерий, таких как Обь и Енисей в Западно-Сибирской артезианской области, Вилюй, Алдан и Лена в Якутском АБ. В гидрогенные подрусловые талики этих рек осуществляется и разгрузка артезианских вод. На территории Восточно-Сибирской артезиан-

258

ской области, где широко представлены рассолы, их разгрузка в подрусловые талики рек Вилюя, Олекмы, Лены и их притоков создает мощные гидрогеохимические аномалии в грунтовом и поверхностном потоках вод. Особенно сильно повышается соленость этих вод в зимнее время, когда поверхностное питание отсутствует. В днище Лены, в верхнем ее течении, ниже мест выхода соленых вод в аллювии зимой вода не пригодна для питья. А в небольших притоках этой реки вода даже в летнюю межень имеет соленость более 10 г/л. Известна и суб-аэральная напорная разгрузка отрицательно температурных рассолов по разрывным зонам в днищах малых рек и логов.

На севере Западно-Сибирской плиты в новейших структурах поднятий, в ядрах которых выходят слабосцементированные кремнисто-глинистые породы палеогена, существуют следы разгрузки в виде крупных гидролакколитов, достигающих высоты 25—30 и диаметра 250—400 м. Сульфатно-натриевый состав льда ядер гидролакколитов, наличие в них йода и брома свидетельствуют о глубинном происхождении вод, создавших эти образования, многие из которых находятся в состоянии разрушения (Экзогеодинамика Западно-Сибирской плиты, 1986). Помимо разгрузки на континенте происходит и субмаринная разгрузка артезианских вод на арктическом шельфе, изученная слабо.

Аномально низкие давления артезианских подмерзлотных вод являются характерной особенностью ряда АБ платформ, обусловленной их криогенезом. Наиболее ярко эта особенность проявляется в Якутском АБ. Здесь в водоносных комплексах нижней юры, верхней юры и нижнего мела воды обладают аномально низкими пластовыми давлениями. Пьезометрические уровни пресных подмерзлотных вод устанавливаются в скважинах не только ниже уровня воды в Лене, но и ниже уровня Мирового океана. Водоносные горизонты изолированы от поверхности мерзлой толщей мощностью 250 м и более. Области их возможного питания полностью проморожены; снизу они подстилаются мощной толщей пород преимущественно глинистого состава. Ниже залегают карбонатные породы кембрия, содержащие артезианские воды с нормальными напорами. Мерзлые толщи локально прерваны таликами под термокарстовыми озерами и руслом Лены. В их вертикальном разрезе преобладают глинистые породы, в которых установлено слабое нисходящее движение воды. Это, в частности, обусловливает глубокое проникновение температурных колебаний ниже днища озер в донные илистые осадки, обладающие низкой температуроводностью. Вблизи таликов дефицит напоров артезианских вод ниже, чем на удалении от них. Все это свидетельствует о пополнении артезианских вод за счет поверхностных источников и нестационарном состоянии системы.

По данным В. Т. Балобаева (1991), мерзлые толщи этого региона нестационарны и протаивают снизу. Верхнемеловые от-

9*. 259

ложения плотностью 1,6—1,9 г/см³ и влажностью 15—23% протаивают со скоростью 1 см в год, а плотностью 2,0—2,5 г/см⁵и влажностью 5—13% —на 1,2 см в год. При таком протаива-нии за счет перехода подземного льда в воду на площади 1 км² освобождается соответственно 350 и 260 м³ объема. Для всей площади АБ, где идет протаивание снизу и существуют дефициты напора, ежегодно освобождается примерно 30 млн м^аобъема. Последнее служит причиной понижения пластовых давлений артезианских вод в достаточно изолированных под-мерзлотных горизонтах. В разных частях структуры дефицит неодинаков. Пьезометрический уровень воды наиболее низкую абсолютную отметку имеет в Намской опорной скважине (—134,4 м), находящейся в центре структуры; к ее периферии он повышается. Различие дефицита давлений объясняется неодинаковой скоростью оттаивания в разных частях структуры, обусловленной различием тепловых потоков, С. М. Фотиев показал, что наиболее низкие уровни свойственны тем частям структуры, где в подмерзлотном горизонте существуют наибольшие градиенты температур и q_B₃. Таким образом, в рассматриваемых подмерзлотных горизонтах происходят разнонаправленные процессы: с одной стороны, деградация ММП, освобождение объема, способствующие падению давления; с другой — идет просачивание влаги через талики сверху и, видимо, медленная фильтрация снизу через подстилающий литоло-гический водоупор. При этом поступление воды в изолированные промерзанием артезианские слои на настоящем этапе меньше, чем свободный объем, образующийся при деградации мерзлых толщ.

История образования «закрытого» многолетним промерзани-ем АБ выглядит следующим образом. На первом этапе происходит формирование мерзлых толщ на площади бассейна, их сплошность и мощность возрастают к северу. При этом в области питания, имеющей внутриструктурное положение, сохраняются сквозные инфильтрационные талики (рис. VI.3,Л).

Второй этап характеризуется аградацией мерзлоты, в том числе промерзанием инфильтрационных таликов на юге, прекращением питания и созданием криогенного напора. Возникновение последнего является причиной продолжающейся и даже интенсифицирующейся разгрузки подземных вод через на-порно-фильтрационные талики в северных районах с очень суровым температурным режимом и аградирующими мерзлыми толщами. Большие расходы воды, разгружающейся через на-порно-фильтрационные талики и наледи, приуроченные к выходам вод на поверхность, препятствуют промерзанию таликов. Увеличение мощности мерзлых толщ в пределах бывшей области питания составляло сантиметры в год, т. е. происходило достаточно медленно. В результате значительная часть подземных вод успевала выливаться из пластов на поверхность по таликам (рис. VI.3, Б).

260

Рис. VI.3. Схема формирования аномально низкого пластового давления в артезианском водоносном горизонте вследствие динамики мерзлых толщ: 1 —• породы кристаллического фундамента; 2 — литологические водоупо-ры; 3 — хорошо проницаемые в талом состоянии породы; 4 — многолет- немерзлые породы; 5 — обводненные породы; 6 — граница многолетне-мерзлых пород; 7 — восходящие источники; 8 — очаги питания подземных вод; 9 —■ направление движения подземных вод; 10 — направление движения границы ММП; 11 — скважина, стрелками показан появившийся и установившийся уровень подземных вод

Третий этап связан с потеплением климата и началом деградации мерзлых толщ, особенно с уменьшением их мощности за счет оттаивания снизу (рис. VI.3, В). С началом протаи-вания сплошных мерзлых толщ снизу, мощность которых даже на юге составляла 200—400 м, а подошва находилась ниже уровня моря, криогенное давление стало уменьшаться и, наконец, исчезло. Прекратилась напорная разгрузка артезианских вод; напорно-фильтрационные талики, существовавшие на севере еще в суровых геокриологических условиях, перемерзли, как бы запечатав артезианские водоносные пласты. Продолжающаяся деградация мерзлых толщ снизу привела к образованию свободных объемов, дефицитов напоров в водоносных слоях, к подтягиванию в них влаги через слабопроницаемые породы таликов и подстилающие пласты, т. е. к современному состоянию системы.

261

Водоносный комплекс пород кембрия, воды которого обладают нормальными пластовыми давлениями, имеет область питания на Алданском склоне Якутского АБ, где широко развит карст, что в геокриологических условиях, существенно более суровых, чем в настоящее время, обеспечивает сохранение ин-флюационных таликов под реками и питание подземных вод.

Аномально низкое пластовое давление в артезианских водоносных горизонтах встречается и в дрУгих бассейнах северной геокриологической зоны. Например, по данным А. И. Косо-лапова, в Хатангском АБ дефициты давлений в пермском водоносном комплексе достигают 8,11 МПа. Такое сильное падение напоров связано, видимо, с происходящей в настоящее время деградацией мерзлых толщ в местах выхода пород перми на поверхность шельфа под уровнем моря Лаптевых (см. VIII.1).

VIA, ЗОНА ГИДРАТООБРАЗОВАНИЯ

НЕФТЕГАЗОНОСНЫХ ОБЛАСТЕЙ ПЛАТФОРМ

МЕРЗЛОЙ ЗОНЫ

Газы подземной гидросферы платформ являются важным фактором в формировании их геокриологических условий. Взаимодействуя с подземными водами, природные газы при охлаждении литосферы образуют гидраты (см. VI.6). В вертикальном разрезе чехла платформ в северных широтах существует термобарическая область — зона гидратообразова-ния (ЗГО), где газы находятся в гидратной форме. Криолито-зона платформ и ЗГО сочетаются и взаимодействуют между собой при длительных климатических изменениях, вызывая возникновение ряда геологических эффектов. Среди них важным является концентрация газов в ЗГО. Большинство рассмотренных выше АБ представляют собой нефтегазоносные структуры, в недрах которых сосредоточены скопления природных газов метанового ряда. Кроме того, в водах растворены азот, кислород и другие газы. По термобарическим условиям северные части Восточно-Европейской, Западно-Сибирской и Восточно-Сибирской артезианских (и нефтегазоносных) областей должны содержать природные газы в форме гидратов (см. VI.6). Поэтому в вертикальном разрезе этих структур криолитозона сочетается с ЗГО.

По анализам геотермических условий, мощностей ММП, вертикальной гидрогеохимической зональности, особенностей состава, свойств и распределения газов И.В.Черским, В.П.Царевым и С. П. Никитиным (1983) проведена оценка глубин залегания подошвы ЗГО и ее мощностей для Тимано-Печорской провинции Восточно-Европейской платформы, Западно-Сибирской плиты и Сибирской платформы.

В Тимано-Печорской провинции южная граница распространения ЗГО примерно совпадает с границей мощных, в том чис-

262

ле и реликтовых, мерзлых толщ, установленных в этом регионе Н. Г. Оберманом, Н. Б. Какуновым и другими в начале 70-х годов (рис. VI.4). Для подземных вод этой структуры ха-

Рис. VI.4. Схема глубин залегания подошвы ЗГО Тимано-Печорской провинции:

1 — изогипсы подошвы ЗГО (м); границы 2 — распространения ЗГО; 3 — сплошного распространения многолетнемерзлых пород; 4 — складчатого обрамления провинции; 5 — линия геологического профиля (по Н. В. Черскому, В. П. Цареву, С. П. Никитину, 1983)

рактерна относительно невысокая минерализация, незначительно повышающая температуру гидратообразования. Подошва ЗГО находится на глубинах от 300 до 1030 м, и ее максимальная мощность составляет 700 м, причем наибольшему погружению подошвы соответствует наиболее близкое к поверхности залегание кровли (рис. VI.5). ЗГО отсутствует вдоль долины Печоры и в Печорском бассейне, примыкающем к Уралу.

Рис. VI.5. Геологический профиль Тимано-Печорской провинции по линии А—В (расположение профиля см. на рис. VI.4) (по материалам Ухтинского ТГУ): 1 — стратиграфические границы; 2 — нижнепермская (кунгуро-артинская) покрышка; 3 — тектонические нарушения; 4 — изотермы осадочного чехла (°С); 5 — нижняя граница многолетнемерзлых пород; 6 — многолетнемерзлая толща; 7 — зона гидратообразования; 8 — площади бурения; 9 — индексы стратиграфических подразделений (по Н. В. Черскому, В. П. Цареву, С. П. Никитину, 1983)

263

В пределах Западно-Сибирской плиты ЗГО охватывает осевую часть структуры, но отсутствует в западной приуральской провинции и в узкой полосе вдоль долины Енисея (рис. VI.6).

2!\i Ш-/ '■

Рис. VI.6. Схема глубины залегания подошвы ЗГО Западно-Сибирской плиты:

1 — глубины подошвы ЗГО (м); 2 — границы распространения ЗГО; 3 — границы распространения многолетнемерзлых пород (а — сплошного, б — прерывистого и островного); 4 — границы складчатого обрамления плиты. А—В — линия геологического профиля (по Н. В. Черскому, В. П. Цареву, С. П. Никитину, 1983)

Для приуральской части характерны высокие q^₃ и большие градиенты температур. Это приводит к сокращению мощностей

264

Рис. VI.7. Геологический профиль Западно-Сибирской плиты по линии А—В (расположение профиля на

рис. VI.6) (по материалам Главтюменгеологии):

/ —■ стратиграфические границы; 2 — складчатый фундамент; 3 — турон-нижнеолигоценовая глинистая толща; 4 — кровля турон-олигоценовой глинистой толщи 5 — индексы стратиграфических подразделений; 6 — изотермы осадочного чехла, °С; 7 — многолетнемерзлая толща; 8 — подошва многолетнемерзлой толщи; 9 — зона гидратоооразования; 10 — площади глубокого бурения (по Н. В, Черскому, В. П. Цареву,

д. П. Никитину, 1983)

ММП и отсутствию условий для гидратообразования в недрах. Наибольших значений мощность ЗГО достигает в северной, северо-восточной и восточной частях плиты, для которых характерны наименьшие значения q_B₃, g и максимальные мощности криолитозоны (до 500—700 м). Глубина залегания подошвы ЗГО достигает здесь 800—900 м, а в прилегающей части Ха-танго-Пясинского прогиба— 1000 м.

Характерной особенностью ЗГО Западно-Сибирской плиты является ее связь с палеогеокриологическими условиями позднего плейстоцена, когда сформировалась огромная по площади мощная мерзлая зона. Ее реликты распространены не только в современной южной геокриологической зоне в виде нижнего реликтового горизонта двуслойных мерзлых толщ, но и за ее пределами. Реликтовая ЗГО находится даже южнее границы реликтовых мерзлых толщ (рис. VI.7). В Тимано-Печорской провинции и на Западно-Сибирской плите нижняя граница ЗГО проходит ниже подошвы криолитозоны. При этом нулевая геоизотерма находится ниже подошвы ММП на юге на несколько десятков метров, а на севере — на 200—300 м и более.

На Сибирской платформе условия образования и особенности распространения ЗГО своеобразны. Для этой платформы свойственны весьма низкие теплопотоки и очень небольшие геотермические градиенты (см. V.3), низкие пластовые температуры на больших глубинах, что является условием, благоприятствующим формированию мощной ЗГО. Вместе с тем для этой артезианской области характерны малая мощность зоны пресных вод и близкое залегание к поверхности тяжелых, предельно насыщенных хлоридно-натриевых и хлоридно-кальциевых рассолов, существенно понижающих пластовые температуры, при которых газы переходят в гидратную форму. В результате ингибирующего действия таких рассолов мощность ЗГО сокращена, а ее подошва залегает как ниже, так и выше нижней границы криолитозоны (нулевой геоизотермы). При этом максимальные мощности ЗГО прогнозируются не там, где известна наибольшая мощность криолитозоны (1470 м), т. е. на Ана-барском крыле Вилюйской синеклизы, а в Тунгусской синекли-зе (рис. VI.8). Здесь соленость артезианских вод в целом ниже, и возможная глубина залегания подошвы ЗГО может достигать 2000 м при мощности криолитозоны 600—800 м.

Характерной особенностью Сибирской платформы является наличие щитов и выступов докембрийского кристаллического фундамента, в пределах которых ЗГО прерывается (рис. VI.9). Южная граница ЗГО находится севернее южной границы сплошных мерзлых толщ. В гидрогеохимическом вертикальном профиле западной части Якутского АБ, для которого в целом характерны мощные зоны пресных, солоноватых и слабосоле-1ных вод в интервалах глубин от 1100—1300 до 1700—1900 м, Р. С. Кононовой установлены положительные гидрогеохимические аномалии. Ранее они объяснялись криогенной метаморфи-

266

Рис. VI.8. Схема глубин залегания подошвы ЗГО Сибирской платформы:

1 — изогипсы относительных глубин залегания подошвы ЗГО (м);

2 — границы распространения ЗГО; 3 — границы распространения
многолетнемерзлых пород (а — сплошного, б — прерывистого и
островного); 4 — границы Восточно-Сибирской платформы; 5 — вы
ходы на дневную поверхность докембрийских пород фундамента; 6 —
линия геологического профиля (по Н. В. Черскому, В. П. Цареву,

С. П. Никитину, 1983)

задней вод при глубоком промерзании этой структуры в климатический минимум позднего плейстоцена. Однако даже при современных мощностях мерзлоты до 400—600 м увеличение ее мощности невозможно более чем вдвое. Вместе с тем образование ЗГО с нижней границей на этих глубинах по палеогеокрио-логическим реконструкциям термобарических условий вполне реально Вероятно, что образование гидратов газов, при котором молекулами газа связывается вода, а в растворе остаются соли, происходит газогидратное концентрирование. При этом тяжелые высокоминерализованные растворы постепенно просачиваются вниз. В результате ниже гидратной залежи образу-

267

Рис. VI.9. Геологический профиль Восточно-Сибирской платформы по линии А—В (расположение профиля на

рис. VI.8) (по материалам объединения Ленанефтегазгеология):

/ —* стратиграфические границы; 2 — кристаллические докембрийские породы фундамента; 3 — региональные покрышки; 4 — индексы стратиграфических подразделений; 5 — изотермы осадочного чехла (°С); 6 — толща многолетнемерзлых пород; 7 — подошва многолетнемерзлых пород; 8 — зона гидратообразования; 9 — площади глубокого бурения (по Н. В. Черскому, В. П. Цареву, С. П. Никитину, 1983)

ется слой повышенной солености, нарушающей нормальную вертикальную гидрогеохимическую зональность.

Образование и разрушение гидратов природных газов, происходящие под влиянием длиннопериодных климатических колебаний (потеплений и похолоданий), могут приводить не только к изменению конфигурации подошвы мерзлой толщи над газовыми (газогидратами) залежами (см. V.6), но и к концентрации в них газов. Так, В. П. Царев (1976) связывает с динамикой ЗГО формирование ресурсов природных газов в нефтегазоносных структурах.

Динамика ЗГО при похолоданиях и потеплениях приводит е обогащению природным газом верхних частей разреза литосферы до глубин порядка 2000 м. При этом наибольшее количество газа сосредоточивается выше 1200—1300 м. Концентрирование и миграция газов и ГГ в криолитозоне платформ часто приводят к высокому их содержанию в породах, залегающих даже неглубоко от поверхности, на глубине первых десятков метров. Разложение ГГ при снятии внешнего давления, повышении температуры может привести к образованию трещин и других пустот в дисперсных льдонасыщенных отложениях.

Сероводород существует в криопэгах в гидратной форме на небольших глубинах. Только снятие давления или повышение их температуры выше 0°С приведет к его бурному разложению. Содержание этого газа в криопэгах ряда районов Сибирской платформы весьма высоко. Однако при отрицательных температурах разложение гидрата сероводорода не происходит. Это обеспечивает возможность работы людей в горных выработках при условии откачки вод. Вне криолитозоны без применения специальных дорогостоящих устройств, удаляющих газ, и средств индивидуальной защиты сделать это было бы невозможно.

Для накопления ресурсов природного газа в ЗГО большое значение имеет амплитуда колебания ее подошвы. Чем больше колебания подошвы, тем с большего интервала разреза собираются в ЗГО углеводороды и тем значительнее аккумуляция в ней газа. Существенно, что для накопления ГГ не обязательно наличие в разрезе литологических покрышек и ловушек. Нужны только коллекторы и соответствующие термобарические условия в пластах. Льдонасыщенные и газонепроницаемые ММП платформ могут служить криогенным водо- и газоупором. И чем длительнее период их существования, тем больше накапливается природного газа как в обычной, так и гидратной форме у их подошвы. Таким образом, условия газонакопления наиболее благоприятны в северной геокриологической зоне платформ, где мерзлые толщи и ЗГО существуют многие сотни тысяч лет, испытывая только колебания мощностей.

269