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/см⁵ и 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^а объема. 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