Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Криолитозона и подземные воды Печоро-Уральского региона

ВАК РФ 04.00.07, Инженерная геология, мерзлотоведение и грунтоведение

Автореферат диссертации по теме "Криолитозона и подземные воды Печоро-Уральского региона"

Российская академия наук Сибирское отделение Ордена Трудового Красного Знамени Институт мерзлотоведения

На правах рукописи

ОБЕРМАН НАУМ ГРИГОРЬЕВИЧ

КРИОЛИТОЗОНА И ПОДЗЕМНЫЕ ВОЛЫ ПЕЧОРО-УРАЛЬСКОГО РЕГИОНА

04.00.07 - инженерная геология, мерзлотоведение и грунтоведение

ДИССЕРТАЦИЯ

на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук в форме научного доклада

Якутск 1992

Работа выполнена в Государственном геологическом предприятии "Полярноуралгеология" и в Институте мерзлотоведения СО Российской Академии наук

Официальные оппоненты - доктор геолого-минералогических наук,

профессор H.H.Романовский доктор геолого-минералогических наук, профессор О.Н.Толстихин доктор геолого-минералогических наук, ведущий научный сотрудник С.М.Фотиев

Ведущая организация - Санкт-Петербургский горный институт,

кафедра гидрогеологии

Защита состоится 21 октября 1992 г. в 9 часов на заседании специализированного совета по мерзлотоведению Д 003.48.01 при Институте мерзлотоведения СО Российской Академии наук по адресу: 677018, Якутск, Институт мерзлотоведения СО РАН, конференц-зал.

С диссертацией в форме научного доклада можно ознакомиться в библиотеке Института мерзлотоведения СО Российской Академии наук

Доклад разослан " " 1992 г.

Ученый секретарь специализированного совета по мерзлбто-веденшо, к.т.н.

0.И.Алексеева

;. лЯ i

SlfibiiHüTu&A Общая характеристика работы

Актуальность. В Печоро-Уральском регионе (рисЛ) осваиваются Печорский угольный бассейн, Тимаяо-Печорская нефтегазоносная провинция, рудные месторождения Урала. Возникают города, промышленные объекты, магистрали, стимулируя рост потребностей в водоснабжении, обострение экологической обстановки. В то же время поток новых данных о криолитозоне (криогенных толщах; Геокриология СССР, 1988, с.62) и подземных водах территории выявил необходимость кардинального изменения ряда прежних представлений,тормозящих выбор оптимальных путей ее освоения и удорожающих последнее. Поэтому теоретическое обобщение материалов и разработка современных научных концепций, вскрывающих на основе поступившей информации новые закономерности формирования криогенных толщ (KT) и подземных вод региона, - неотложная задача науки и практики.

Мерзлотная и гидрогеологическая изученность территории. Распространение многолетнемерзлых пород (ММП) в платформенной части региона изменяется к северу от островного до сплошного при возрастании их модности с 50 до 250 м и более (Суходольский,1971). В Приуралье геокриологическая зональность нарушается таликами по сети обводненных тектонических разломов (Акимов, 1961). Плейстоценовые ММП сохранились предположительно лишь на Пай-Хое (Иванова, 1964). Расчетная мощность KT в Амдерме 400 м, у восточного подножия Заполярного Урала - 350м; фактическая температура до -5,5°(Пономарев, 1937; Гидрогеология..., 1970). Предполагалось: сплошность распространения ММП на Урале возрастает к северу, от западного склона к восточному и с высотой; их мощность в осевой части Приполярного, Полярного, Заполярного Урала и Пай-Хоя в основном 200,300,400 и 350 м (Бара—нов,1952; 1977). Криогенный разрез низких морских террас включает охлажденные порода с криопэгами и пласты погребенного льда (Толстихин,1936; Пономарев,1937). Льды того же генезиса вскрыты в Воркуте, на глубине более 50 м (Увар-кин,1960). На Урале отмечены "ключевые" наледи, площадь их редко превышает I км^ (Кеммерих,1961; Алексеев,1974).

Трещинные воды Урала приурочены к коре выветривания, мощностью 20-70 м, и тектоническим разломам, водоносным до глубин в "несколько десятков метров". На одной площади, в гнейсах PR, отмечены 3 водоносные зоны, нижняя - на глубине 240 м (Гидрогеология..., т.42 и 16, 1970; Горбачев, 1976), В Приуралье трещинно-

E3i [ПЬ Q EE Os E5k Eh И Ш ЕЗ»ЕПи

Рис.1. Схема криогидрогеологического районирования Печоро-'Уральского региона

Гидрогеологические надструктуры:к-Печорская артезианская область,Б-Ураль-скал складчатая,В -Пайхойсяо-Новоземелгсхая; структуры: А'-Лечврсхая,Л',-Лжма-Лечорская^-Болшеземелмхах, Аг-Печоро-Предурал>сках, В'-Пайхойсхая; типы гидрогеологических структур:а-артезианский бассейн, S-адартезианский Бассейн, &-массив, г-аЗмассие, в-наложенный массив,е-наложенный аЗмассив; \-l-tudu крисгидрогеологичесхих структур: i-структуры с несплошным распространением МШ,2-со сплошным распространением МШ, отярытые.З-то же, захрнтые, 4-структуры разнопромороженхые, S-1-бассейны с реликтовыми ММ)7: 5 - криоартезианские, 6 -реликтово-криОартезианские, 7- артезианские бассейны с несплошным распространением реликтовых ШП: 8-9-границы:в-реги-она, 3- гидрогеологических навструктур(а), структур f б),криогидрогеологичес-ких структур (в); 10 -линия криагидрогеологического разреза; ^-опорная выработка и ее номер.

пластовые воды терригенных пород перми-гриаса встречаются на глубинах до 200-300 м, ниже обводненность "незначительна или практически исключена". Зоны разломов в основном безводны, местами по ним разгружаются глубинные флюиды. В Печорской синеклизе господствуют порово-пластовые воды юрско-меловых отложений; север ее почти не изучен. Мощность зоны пресных вод платформы 50-400 м (Пэ— богач,1965; 1970; Канунов,1970). Выделены западная, центральная и восточная системы гидрогеологических массивов и адмассивов Урала и Пай-Хоя (Зайцев, 1973), артезианские бассейны: Ижма-Лечорс-кий, Большеземельский, Печоро-Предуральский (Пябович, 1966). Северная часть последнего отнесена к адартезианским структурам (Кальм, 1973).

С зональной и местной спецификой геокриологических условий платформы связаны: распространение грунтовьхвод; мощность зоны пресных вод; водообильность скальных криогеннометаморфизованных пород; водообмен по таликам (в несквозных, под термокарстовыми озерами и понижениями, движение вод отсутствует) (Суходольский,1970, 1982). Мерзлыэ породы не влияют на режим вод палеозойской толщи (Кальм,1967). Морские воды, проникающие в породы побережья, крио-генно концентрируются и отжимаются на глубину (Пономарев, 1937).

Нерешенные проблемы: сохранилась ли плейстоценовая (реликтовая) КТ в платформенной части региона, каковы закономерности распространения и деградации ее? Каковы зональная,поясная,региональная, локальная изменчивость фактических (а не предполагаемых) характеристик КТ Пайхойско-Уральской области и закономерности этой изменчивости? Сомнительна адекватность классических представлений и реального гидрогеологического строения указанной области и Приу-ралья. Упоминавшиеся проявления криогенного преобразования гидрогеологических условий региона неполны, иногда - малодостоверны. Практически отсутствуют критерии обособления водоносных зон криогенной дезинтеграции пород (ЗКД) от зон иного генезиса. Не выяснены тенденции распространения в регионе гидрогеогенных наледей и пластовых подземных льдов. Лишь декларирован генезис последних; не определена региональная специфика наледообрязования.

Цель и задачи исследования. Главная цель работы - выявление закономерностей распространения, формирования, взаимовлияния КТ и подземных вод Пайхойско-Уральской складчатой области и смежной части Восточно-Европейской платформы (в пределах Печоро-Уральско-

го региона). В задачи работы входило:

1. Выявить специфику гидрогеологического строения и связанные с ней особенности гидрогеологии Пайхойско-Уральской складчатой области и Предур&льского краевого прогиба.

2. Проследить связи распространения, температуры, мощности и строения КТ Пайхойско-Уральской области с климатом, основными типами морфоструктур,геолого-тектоническим, гидрогеологическим факторами; установить закономерности изменчивости этих параметров.

3. Установить закономерности распространения,температуры,мощности и строения плейстоценовой КТ Печорской равнины; зависимости мощности, строения этой толщи и её деградации от физико-географических, геологического и гидрогеологического факторов.

4. Выявить признаки водоносных ЗКД пород и закономерности криогенных преобразований условий формирования подземных вод,гидрогеологической зональности региона.

5. Выяснить специфику распространения крупных наледей региона и факторы ее обусловившие; углубить представления об особенности формирования гидрогеогенных наледей умеренного типа. Просле -дить тенденции распространения в регионе многолетних пластовых льдов четвертичной толщи; расшифровать их генезис.

Методика исследований. В работе автор исходил из известного, но не всегда учитываемого, положения о взаимовлиянии ММП и подземных вод, опирался на труды М.И.Сумгина, | Н.И.Толстихина,|П.И.Ме-льникова, В.А.Кудрявцева, И.К.Зайцева, Н.Д.Буданова, А.И.Попова, В.В.Баулина, О.Н.Толстихина, Н.Н.Романовского, С.М.Фотиева.Н.П. Анисимовой, Э.Д.Ершова, Н.М.Фролова, В.Р.Алексеева, В.Т.Балобае-ва, Б.Е.Антыпко и др. Методология предусматривала натурное комплексное геокриологическое и гидрогеологическое изучение территории, анализ и обобщение полученных и привлеченных данных, картографирование ее. Среди полевых исследований, проводившихся по общепринятым методикам, были съемочные, подземно-съемочные, авиадесантные, буровые, опытно-фильтрационные, геотермические, гидрохимические; наблюдения за режимом подземных, поверхностных вод, температурой пород, наледями, метеорологическими элементами.

Исходные материалы и личное .участие автора. Информационная база включает отчеты, архивные данные, публикации исследователей региона (упоминавшихся, а также Л.Н.Белякова, И.Ю.Быкова,В.А.Де-деева, Б.Я.Дембовского, В.С.Зархидзе, В.Э.Карповича,И.А.Конжина,

В.А.Лынова, А.С.Микляева, О.П.Овчинникова и др.); но в основном -полевые материалы, полученные в 1964-90 г.г. автором и руководимым им коллективом: Ю.А.Гвоздевым, Е.Ф.Новоселовым, М.М.Свириден-ко, И.Г.Шеслер и др. В последнем случае задействованы только первичные данные, их обработка и интерпретация выполнялись лично автором; им же определялись направление и задачи исследований.Установленные автором закономерности базируются на большом фактическом материале. Так, данные о температуре пород Урала и Пай-Хоя привлечены по 55 ключевым участкам (более 350 "выстоенных" после проходки скважин, свыше 800 измерений по 37 штольням).Использованы результаты откачек, замеров водопритоков по 2000 выработок, включая шахты и штольни, проанализированы материалы более ста вскрытий пластовых льдов скважинами и т.д.

Научная новизна работы заключается в следующем:

• I) выявлено, что специфика гидрогеологического строения и связанные с ней особенности гидрогеологии Пайхойско-Уральской области, Предуральского краевого прогиба обусловлены распространением впервые выделенных серий обводненных этажнозалегающих зон и региональной изменчивостью характеристик этих серий;

2) прослежены связи распространения, температуры, мощности и строения КТ Пайхойско-Уральской области с климатом, основными типами ыорфоструктур; установлены: различия в глубинах залегания подошвы КТ на западном и восточном склонах Урала, обусловленные неравенством кондуктивного теплового потока; зональность влияния конвективного теплового потока на мощность КТ; динамичность формирования и деградации яруса охлажденных пород и, соответственно, - строения КТ при развитии серий водоносных зон;

3) установлены закономерности распространения, температуры мощности и строения плейстоценовой КТ Печорской равнины, палеозо-нальность этих параметров, зависимость азональности мощности КТ в Северной зоне от палеогеографического фактора, связь строения данной толщи с региональной спецификой подземных вод и зональностью температуры пород, геологические и гидрогеологические предпосылки деградации реликтовой КТ на ряде площадей;

4) выявлены признаки водоносных ЗКД пород и закономерности криогенных преобразований условий формирования подземных вод,гидрогеологической зональности региона;

5) выяснены специфика распространения крупных наледей регио-

на и факторы её обусловившие; углублены представления об особенности формирования гидрогеогенных наледей умеренного типа. Прослежены тенденции распространения в регионе многолетних пластовых льдов четвертичной толщи; расшифрован их генезис,

Практическую значимость работы определяют:

1) развитие научных концепций о закономерностях формирования, взаимовлияния КТ и подземных вод региона;

2) использование полученных автором научных результатов при: мерзлотно-гидрогеологической, инженерно-геокриологической съемке; разведке месторождений полезных ископаемых; подсчетах эксплуатационных ресурсов пресных подземных вод, запасов газогидратов;сооружении магистральных трубопроводов, размещении промышленных объектов; геоэкологических исследованиях (3,8,9 и др.);

3) создание автором и с его участием около 40 карт м-ба 1:500000 - 1:2500000, схем: Схемы мерзлотного районирования Тима-но-Уральской области, М., МГРИ,1974; Геокриологической карты СССР, М.,МГУ,1977; Карты мерзлотных условий Нечерноземной зоны РСФСР, М.,ГУГК, 1984; Схем геокриологического районирования Урала,гидрогеологического районирования Европейского Севера СССР,М.,Недра, 1988; Схемы гидрогеологического районирования Полярного и Приполярного Урала, Красноярск, Сиб.НИИГиМ,1984; Карты гидрогеологических объектов Тимано-Печорской провинции, перспективных для водоснабжения, Сыктывкар, КНЦ УрО АН СССР,1989 и др.;

4) использование результатов исследований и выводов автора в фундаментальных трудах, учебниках (Общее мерзлотоведение,1978; Гидрогеотермические особенности криогенной области СССР,1978;Подземные воды криолитозоны, 1983; Геокриология СССР, т.1,1988; Региональная криолитология, 1989; Engineering Geology of the Earth, 1989; Инженерная геология СССР, т.1У, 1990 и др.).

Апробация. Основные научные выводы, включенные в диссертацию в форме научного доклада, обсуждались на 35 конференциях, совещаниях по геокриологии, гидрогеологии, инженерной геологии, геологии: Географического общества СССР (Воркута, 1969,1974; Сыктывкар, 1974); Коми республиканских (Сыктывкар, 1970-1984); Всеу-ральских (Свердловск,1983; Пермь,1986; Челябинск,1989); междуведомственных (Ленинград,1972; Валдай,1973; Москва,1974: Воркута, 1979; Зеленый, 1982); Всесоюзных (Москва,1970; 1974;г'Воркута, 1971; 1985; Петропавловск-Камчатский,1979; Зеленый,1983; Благове-

щенск, 1986; Сыктывкар,1988; Магадан,1989); расширенных заседаниях Научного совета по криологии Земли АН СССР (Москва,1984-92){международных: П конференции по мерзлотоведению (Якутск,1973),27 Геологическом конгрессе (Москва,1984), Симпозиуме "Геокриологические исследования в Арктических районах" (Надым, 1989).

Публикации. Список основных научных трудов, представленных к защите диссертации в форме научного доклада, содержит 35 названий (25,0 печ.л., в том числе 10 работ объемом 8,4 печ.л. в соавторстве), Всего по теме диссертации автор опубликовал 71 работу объемом 32,3 печ.л.

При выполнении работы автор ощущал постоянную поддержку, по- • льзовался советами своего Учителя со студенческой скамьи Н.И.Тол-стихина, многих сотрудников Геологического факультета МГУ,ПНИИИСа, ВСЕГИНГЕО, которым глубоко признателен. Искренне благодарю Н.П. Анисимову, Г.М.Фельдмана, В.В.Шепелева, В.М.Пигузову, любезно прочитавших рукопись и сделавших ценные критические замечания.

Глава I. Особенности гидрогеологии Пайхойско-Уральской складчатой области и Предуральского краевого прогиба

В верхней части разреза Уральской, Пайхойской и Печоро-Пред-уральской структур (рис.1) выделяем по типу и величине водопроницаемости пород ряд укрупненных гидрогеологических подразделений.

В складчатой области, где фоновая пористость пород менее 1-55?, обособляем водоносные зоны трешиноватости: 1)метаморфичес-ких образований протерозоя на поперечных поднятиях Урала; 2)вулканогенных и 3) кремнисто-сланцевых пород палеозоя на поперечных опусканиях и восточном склоне его; 4) карбонатных отложений палеозоя в западной в основном части хребта (30). Водоносными являются трещины: тектонические, выветривания, криогенной дезинтеграции пород (26,30). Первые распространены на поперечных опусканиях описываемой мегаструктуры: в кровле автохтона и перекрывающих его тектонических покровов (26) с амплитудой надвигания 0,5-50 км;по контактам чещуй внутри этих покровов (2). Контрастные воздомания горных массивов вызывают разгрузку геостатического давления,сопровождаемую их интенсивным растрескиванием (Марков, 1980); поэтому последнее неизбежно и на поперечных поднятиях Урала. Следовательно, тектоническая трещиноватость как и другие упомянутые её виды, имеет региональное распространение.

Анализ имевшихся данных и результатов исследований автора

позволил установить, что породы, подстилающие зону выветривания, не являются региональным водоупором, а практически повсеместно вмещают обводненные зоны, залегающие этажно. На глубинах до 3001100 м прослеживается 4-9 "этажей" водопроницаемых зон - серии их (30,2); табл.,рис.2. Серия водоносных (слабоводоносных) зон это - совокупность этажнозалегающих массивных обводненных геологических тел, однотипных в целом по проницаемости и неоднородных по ее величине. Водоотдача пород выделенных серий, исключая зону выветривания, неизменна в целом по глубине и достаточно существенна: дебиты скважин, опробовавших зоны разных-серий, варьируют от 0,1-0,5 до 5-7 л/с (табл.). Фоновый коэффициент фильтрации 0,1-5 м/сут. Рудничные притоки на глубинах 80-130 м равны 80м3/час.

-(Вне региона, на Среднем Урале, они даже возрастают до глубин 250-300 м и лишь глубже стабилизируются; Семячков,1989).

Автором выявлено, что распространение водоносных зон серий, их водообильность и другие гидрогеологические параметры различны на чередующихся по простиранию Урала поперечных поднятиях и опусканиях его. Модуль подземного стока на поднятиях равен 2- 6 л/с км^ (наибольший - на особо высокоамплитудном Кожимском); на опусканиях - 0,2-3 л/с км*\ В каждой из геокриологических зон такая дифференциация величин модуля лишь незначительно зависит от суммы атмосферных осадков, глубины эрозионного расчленения массивов, литологии их пород, будучи обусловлена в основном распространенностью жильных вод (26). Вмещающие их тектонические трещины наиболее часты на поперечных поднятиях, воздымание которых с сопутствующим снятием глубинных напряжений сопровождалось растрескиванием всего массива. На площадях же опусканий трещинообразование затронуло лишь приконтактные зоны развитых здесь шарьяжей.

У контактов слагающих шарьяжи чешуй, даже на глубинах более I км, водоотдача пород резко возрастает (табл.,скв.8). Крутизна выполаживаюшихся с погружением трещинных зон фронтальной части шарьяжа способствует внедрению по ним вод неглубокой циркуляции, снижению минерализации флюидов и росту напоров вблизи контакта с автохтоном, вмещающим воды иной минерализации, химического и газового состава (табл., скв.8). Автохтон имеет другой, в сравнении с аллохтоном, структурный план, иные порой типы скоплений подземных вод и, вероятно, разные гидродинамические особенности. Поэтому на таких площадях обособляем наложенные (шарьяжные) гид-

Характеристика серий водоносных (слабоводоносных)зон трешиноватости Таблица

Сква- Се- п0полы жины * рии иРиды

17-обо-бщенная

СГ-4 I

8

2 3

гнейсы, сланцы

базальты, туфы

кварци-товидный

песчаник

известняки

Глубины залегания зон *2м

47 80 и 240 и 13*3и 580 и 8 и 185 и

Интервалы опробования, м

Дебит, л/с

слан-

цы

80- 5 песчани-

обоб- ки,алев-

щенная ролиты,

аргил-

литы

38,39- то же

обоб- и конг-

щенные ломе-

раты

140 317 370 1100 130 243 514,576,693 85 и 125 210*3и 309 426 и 627 990 и 1040х5

1115*6 49 и 107,140 163,223,277 337 и 392 478 и 537 794*311 н.с. 30,63,120,162 230 313 и 368 439и506,678*3 750*5, Зи 894 1010 и 1153*3

3-47 3-80; 3-140

3-240; 3-317 0-13; 267-1242

267-1242

4-20; 14-150 14-204; 14-304

446-773 41-120; 125-179 184-290;293-406 0,6 405-483; 405-777.0,3 -1034; -1098 0,6 - 1118 43-105; 105-154 7,8 161-322

Уровни воды.м

0,2 +

0,03 и 0,5 +; +

- и 0,11 +; +

- и 6,6 +0,4

6.0 и 5,2 5; 16

2.1 и 0,16 0; 9 0,2 и 0,24 32; 33

0,20 41 2 и 0,8 12; 5 и 2 3; 3 и 0,3 7; и 5,5 +10; + 2,0 • + и 1,4 21; 26 3,5 5 и 0,6 +5; +6

20-350; 72-415 1,3 22-520; 360-604 0,07 и 1,1 +11; 3 80-847;307-1036 0,3 и 0,00 24; 72

31-254 220-300 263-313;263-368 56-510; 396-686 52-770; 54-989 34-1050;565-1168

*4

8.3 2

1.4

7,7 и 10,0 +10;+ 1,7 и >1,9 17;350 1,0 и 0,2 21 I и 3 15; 16

0,06в

0,17а; -0,26

0,7а; 57г 60г; 54г 92г

-Í 0,8г Has 0,5б;-

N*39r 0,6а; 0,66

0,96 S 1.06 0,9; 1,36 2,3г 0,5а

0,5; 0,36 -; 0,6г

х - по автору и ГГП"Полярноуралге-ология".СГ-4 по И.Н.Шестову);

х-выделены ло:ре-зистивиметрии.рас-ходометрии;началу самоизлива скважин,изменению его дебита,напора;признакам ,подтвержденным данными откачек; 3

* -по поглощению, разжижению бурового р-ра,изменению уровня;

к^-с о с тав: а-НСО, -Са,б-НС03-Ма,в-

504-Са, г-С1-Иа;

и® - в подошве тектонического покрова и под ней.

4

II ш

«икткри си. шеломы* к Д(о А'а

5 1 6 1

А'а А'а А«6 Бе Бз

5 5 .. 2,1 1 г г

h Е^З ЕШ* GEiGs

и£1Т

Рис.2. Криогидрогеологические разрезы по линиям-- Н, II-II,III-III (к рис.1)

f-лшл; 2- морозные породы; S-охлаждетые переслаивание мерзлых и охлажденных пород; г - геологический индекс гидрогеологического стратона; 6-скважина, сверху-её номер, стрелка соответствует напору лод-зсмных еод, цифра и буква у стрелки-минерализация, г/л, и химический состав воды: а-HCOs-Ca, S- НС03-Уа, в - ¡04-Ш, г-Ct-f/a ; 7-грани-цы геокриологические (aj и геологические (б).

рогеологические структуры (26). Их распространение показано на схеме районирования европейского Севера СССР (2) и на рис. I.

Хлоридные натриевые воды, местами поступающие в зону активного водообмена по северо-западным дизъюнктивам, имеют минерализацию 2-4 г/л на поперечных опусканиях и лишь 0,4-0,5 г/л на поднятиях. Формирование подобной гидрохимической зональности над сходными структурами фундамента и в них объясняют (Гаев,Хоментовский; 1982) тектоногидравлическим движением флюидов. Купола пьезометрической поверхности, формирующиеся при скрытой разгрузке жильных обычно - пресных вод, имеют диаметр 0,15-3 км, высоту 10-100 м. Наибольшие величины прослеживаем на площадях поперечных поднятий, отличающихся повышенными перепадами гидростатических напоров.При малых расходах разгружающихся вод- купола отмечаются лишь зимой, с прекращением сезонной инфильтрации, нивелировавшей аномалию (26). На поглощающих участках разломов глубина депрессионных воронок до 160 м.

Анализ геолого-тектонических условий Печоро-Предуральского бассейна приводит к выводу, что его основной гидрогеологический стратон- комплекс терригенных пород перми-триаса вмещает разнотипные скопления вод (3). Во внутреннем борту структуры породы прошли средний (поздний) этап катагенеза, их фоновая пористость 2-10$; во внешнем борту они находятся на раннем его этапе, имея пористость 10-25?. В менее литифицированной толще развиты порово-трещин-но-пластовые воды, в более измененной - пластово-трещинные, трещинные. С учетом этого в бассейне впервые обособлены структуры двух типов: артезианские и адартезианские (рис.1). Трещинные обводненные этажнозалегающие зоны терригенной толщи объединяем в серию водоносных (слабоводоносных) зон (3). Переоценка материалов предшественников, наши натурные исследования позволяют утверждать, что зоны распространены не до глубин 200-300 м, как считалось(см. стр.3,5), а минимум до 1-1,3 км(3); см.табл.,серию 5. Распространение зон согласуется с положениями теории (Гзовский и др.,1976) формирования дизъюнктивов: трещиноватые породы прерывисто-непрерывны по простиранию, приурочены не только к разрывным дислокациям, но и к площадям, лежащим на их продолжении и в стороне от них. То есть, подтверждается тектонический генезис большинства водоносных зон. Гипсометрия их сравнительно выдержана на расстояниях до 80 км, максимумы и минимумы встречаемости закономерно чередуются по глубине.

Характер изменений водоносности серии с глубиной зависит от структурных особенностей Предуральского прогиба (3). Поперечные поднятия Урала, в отличие от опусканий, вызвали на смежных площадях прогиба сжатие пород и потому - смыкание многих водоносных трещин. В результате возникла региональная дифференциация площадей по степени трещиноватости пород. Соответственно изменения водоносности последних с глубиной различны в структурах прогиба, смежных с поперечными поднятиями Урала (Воркутинская ступень,Ин-тинская зона) и опусканиями: Коротаихинский, Абезьский прогибы. В пределах ступени дебиты скважин снижаются до глубин 200-300 м, соизмеримых со средней мощностью зоны активного водообмена, определяемой по смене восходящего водообмена нисходящим и наоборот. Глубже, минимум до 600 м, расходы почти неизменны: около 0,51,0 л/с (табл.,скв.80). На глубинах 800-1000 м годовые шахтные притоки достигают, по Н.В.Макаренко, 45-90 м3/час. В Коротаихинс-ком прогибе встречаемость вод в зоне затрудненного водообмена в несколько раз больше, чем в Воркуте. Водообильность интервалов: 0-300 и 300-1200 м - одного порядка: дебиты достигают 3-10 л/с (табл., скв.38,39). Поэтому с началом отработки глубоких горизонтов притоки возрастают в 2 раза, а коэффициент водообильности шахт вдвое выше, чем в Воркуте и Инте.

Нами выяснено, что развитие вод в субвертикальных разломах, соединяющих субгоризонтальные зоны серии в единую гидравлическую систему, также зависит от структуры прогиба. Зависимость проявляется в региональной изменчивости гидрогеологической зональности. Смыкание трещин в породах поперечных поднятий препятствует глубокому проникновению приповерхностных вод и разубоживанию солоноватых, соленых флюидов, разгружающихся по северо-западным, северовосточным разломам. И пониженная мощность зоны пресных вод, 100400 м (Кальм, 1973), - одно из следствий незначительности разубо-живания. Разгрузка жильных вод обычно скрытая, формирующая в зоне активного водообмена цупола пьезометрической поверхности высотой 10-50 м (3). Температура флюидов в источниках до 28"(Габович, 1965). Существенно иные условия на поперечных опусканиях. Типичны водопоглощанцие разломы. Глубины линейных депрессионных воронок пьезометрической поверхности 20-70 м, ширина 2-7 км. Жильные воды представлены лишь солоноватыми и пресными флюидами. Характерна мощная зона пресных вод: до 600 и до 1000 м и более - в

Абезьском и Коротаихинском прогибах (3). Температура источников не более 10°.

Выводы. Установлено, что в складчатой области и в смежном-внутреннем борту Предуральского прогиба распространены серии обводненных этажнозалегающих трещинных зон, сформировавшихся при шарь-ировании тектонических покровов и контрастных воздыманиях поперечных структур Урала. Серии развиты до глубин, минимум, ЗОО-ПОО м, в прогибе - 1300 м. Водоотдача пород, подстилающих зону выветривания (зону активного водообмена в прогибе), неизменна в целом по глубине: дебиты скважин от 0,1-0,5 до 5-7 л/с. Выявлено уменьшение распространенности и водообильности зон (в соответствии со спецификой трещиноватости пород) от поперечных поднятий к опусканиям Урала, а в прогибе, в зоне затрудненного водообмена, - от поперечных опусканий к поднятиям. Оно сопровождается увеличением минерализации жильных флюидов в складчатой области, двукратным сокращением мощности зоны пресных вод в прогибе, другими изменениями гидрогеологической зональности. В прогибе обособлены во внешнем борту - артезианский бассейн, во внутреннем - адартезианский. На площадях распространения региональных тектонических покровов в складчатой области выделены шарьяжные гидрогеологические структуры.

Глава 2. Криолитозона Урала, Пай-Хоя и сформировавшие её факторы

Температура пород и распространение КТ. Для описываемой области характерны: уменьшение радиационного баланса к северу от 24 до 17 Вт/м (Гаврилова, 1981) и от наветренного атлантическим воздушным массам западного склона Урала к подветренному восточному на 5 Вт/м*", убывание поглощенной радиации на 2 Вт/м^ с подъемом в горы на 100 м (Троицкий и др., 1966). В результате среднегодовая температура воздуха понижается в северном направлении с -4 до

с высотой - на 0,4°/Ю0 м, в предгорье азиатской части хребта, местами, - до 0,0°/Ю0 м; от западного его склона к восточному на 0,5-2,5°. От первого из этих склонов ко второму сокращаются суммы атмосферных осадков с 800-1500 до 400-600 мм, средняя мощность снежного покрова - в 1,2-2,4 раза, густота речной сети-до 1,5 раз.

Особенности климата формируют специфику широтной зональности, высотной поясности и циркуляционной асимметрии геокриологи-

ческих условий области. Составленные нами схемы геокрилогического районирования Урала и Пай-Хоя (35,2,4) наглядно иллюстрируют эту специфику, отражая основные закономерности распространения КТ,дифференциации по площади их мощности и температуры. Северная геокриологическая зона охватывает Пай-Хой, Заполярный Урал, низко-и среднегорные вершины Полярного и Приполярного Урала; Юкная-за-нимает склоны этих вершин. На каждые 100 км продвижения к югу абсолютная отметка границы между зонами возрастает на 250 м. Хкная зона простирается на западном склоне горного сооружения до 68°с.ш., на восточном - до Северного полярного круга; и зона сезонномерз-лых пород распространена в европейской части на 160 км севернее, чем в азиатской (16,21,5,2,4), Температура пород в Шной зоне О* -3°, в Северной - минус 34-9°. Она снижается вдоль подножия гор на 1°/Ю0_км; с высотой рельефа - на 0,5-0,Зо/Ю0 м (5,21,2) и до близких к 0,0°/Ю0 м при локальных инверсиях температуры воздуха на восточном склоне Заполярного Урала. На типичных отметках осевой части Пай-Хоя, Заполярного, Полярного и Приполярного Урала: 200,1200,1100 и 1400 м фактическая (или расчетная) температура пород соответственно равна: минус 4,7,5 и 5°. На восточном склоне Урала она ниже, чем на западном, на 0,5-1,5° (35,5,2).

В работах (35,5,2) показано различие геокриологических условий морфоструктур основных типов: хребтов, плато, межгорных депрессий, его связь с вариациями сочетаний локальных факторов,влия-вдих на формирование КТ в морфоструктурах этих типов. Факторы неодинаковы по силе и направленности действия. Отепляющее влияние снега достигает 5° и более (21,2). При фоновой мощности его 2 м и плотности 0,18 г/см3, в сдренированном делювии отсутствует даже СМС (Шная зона: запад Приполярного Урала, а.о,300-600 м). При сезонной инфильтрации речных вод в аллювий годовая амплитуда температуры на глубине 10 м около 10-12° (32); при их инфильтрации в скальные породы - близкая по величине амплитуда на глубине 30 м (8). Конвективный вынос глубинного тепла повышает температуру пород на 3-7°. Аномалии, связанные с каждым из прочих факторов: экспозиция, крутизна, наветренность склонов, литология пород, наледо-образование и др., оцениваются в 1-3° (18,21,2). В пределах хребтов (бесснежных, сдренированных, почти лишенных из-за крутых склонов поступления инфильтрационных вод) распространение КТ сплошное. Оно сменяется прерывистым и даже редкоостровным в межгорных деп-

рессиях, отличающихся повышенным снегонакоплением, обычно обводненных, отепляемых разгружающимися подземными водами. Плато занимают промежуточное положение: благоприятные условия инфильтрации дождевых вод сочетаются с мощной зоной аэрации; участки с мощным снежным покровом соседствуют с участками,лишенными его. Температура пород хребтов на 5-10° ниже, чем в межгорных депрессиях.

В Северной зоне КТ занимает более 90% площади. Преобладающий тип таликов, по классификации Н.Н.Романовского, гидрогенный; подтипы подрусловой, подозерный; виды: несквозной (глубина таликов -10—100 м), реже - сквозной (11,19,5). Под перемерзающими обычно водоемами морского побережья талики отсутствуют (18,2), Поэтому подзона прерывистого распространения КГ занимает здесь вдвое меньшую площадь, чем предполагалось С.Е.Суходольским (1982). Иногда встречаются талики гидрогеогенные, гляциогенные, радиационно-теп-ловые (19,2,32). Возможность локального развития последних при сплошном распространении МЫЛ с температурой до -5° (Кудрявцев и др., 1974) подтверждена результатами сравнения данных по Заполярному Уралу (где теплосодержание дождевых вод 2700 ккал/м^) с графиком С.М.Фотиева (1978); расчетами влияния отепляющих факторов и фиксацией дождевально-радиационных таликов в зонах водопоглощающих разломов (при мощности снежного покрова более I м) (19,5).

Доля площадей, занятых КТ в Южной зоне, сокращается в южном направлении с 90 до Ъ%\ КТ развита на торфяниках, северных и наветренных склонах, участках альпинотипного рельефа. Многочисленные в основном сквозные радиационно-тепловые, гидрогенные, гидрогеогенные талики приурочены к южным склонам, площадям с мощным снежным покровом (участки лесов, кустарников, подветренные склоны, плоские вершины в ветровой тени), к участкам водопроницаемых пород, гидрографической сети (19,21,5,2). На Приполярном Урале, где теплосодержание дождевых вод до 4600 ккал/м^, верхний предел развития ради-ационно-тепловых таликов достигает плато, а.о. 1000 м. К северной оконечности Заполярного Урала этот предел постепенно смещается, согласно широтной зональности, к а.о. 400 м. Над водоносными региональными разломами талики повсеместны (35). Особенности формирования температуры таликов региона рассмотрены в работах (19,21,26, 32,2,4); типичные термограммы представлены на рис.3.

Мощность и строение КТ. Глубокое промерзание Урала вынуждает нередко экстраполировать температуру ММП при неполном их вскрытии.

I

21-490(230); 29-37в(50), 11-¿25(370), 12-1219, ¡3-721(150),36-150)талики гидрогенные: П-114, 22-422,31-112;радиатонно-тепловые а) приеодарагдельние: 12-351,24-720, 34-Ш; 5) склоновые: 14-151,25-6*5,27-320,30-50!; гидрогеогенные: 15-253,23-333. *-Л! г, Г-7,11.12, ¡8-25,27,30-34,36,43,55,70-по автору; //8,43 -по автору и др.; ¡0,11,12-поБыкову ИМ; 13, /4 - по Суходол* -скому С.Е 4, 9,15,16,29,35,62,65,73 - из фондов ГГП.Полирноуралгеологих ".

Приемлемая надежность расчетных величин, анализируемых наряду с фактическими в тексте, подтверждена другими методами фиксации мощности ММП: по разбурке ледяных пробок в скважинах, визуальному описанию керна, термокаротажу, встрече водоносных зон.

Криогенная толща Урала, возникнув в плиоцене, испытала многочисленные качественные изменения: от возрастания мощности до 1-1,5 км в сартанскую эпоху до полной деградации в предгорье, на части площади низкогорья и значительного сокращения мощности КТ в осевой части хребта в голоценовом оптимуме и в казанцевское время (20,2). Динамичность КТ обусловлена низкой влагоемкостыо, менее 1%, слагающих ее пород, обеспечивающей,судя по критерию В.Т.Балобаева (1989), стационарность их теплового состояния. Поэтому модность КТ определяется, в первую очередь, температурой земной поверхности и зависит в основном от широтной зональности, высотой поясности и меридиональной асимметрии современного теплообмена на поверхности. Соответственно, мощность КТ увеличивается к северу от 10-200 м в Южно'й зоне до 700900 м в Северной, примерно на 120 м с продвижением вдоль хребта на 100 км (11,18,19,21,2); на 40-60 м с повышением рельефа на 100 м (21,5) и от западного склона Урала к восточному на 50 м и более(35, 5,2). На типичных отметках осевой части Пай-Хоя, Заполярного, Полярного, Приполярного Урала глубина залегания подошвы КТ:600,800,600, 500 м (35,2,5).

Наибольшая мощность КТ формируется в пределах хребтов (и на водоразделах); наименьшая - в постмезозойских депрессиях (и долинах); рис.3 № 31,29;19,18. Анализ показал (35,5),что это обусловлено влиянием локальных факторов формирования температуры пород, обеспечивающим наибольшую охлажденность хребтов и наименьшую - депрессий (см. выше). Такой дифференциации мощностей КТ способствует (по аналогии с Сибирью; Балобаев,1989) перераспределение плотности теплового потока горным рельефом.

Локальные изменения мощности КТ связаны и с контрастностью теплопроводности основных типов пород Урала: сланцев, эффузивов, карбонатов, с одной стороны, и гипербазитов, кварцитов, с другой. Мощность КТ резко возрастает и в литологически однотипных породах со сходной температурой: при переходе из Южной зоны в Северную (2,4) и с западного склона Урала на восточный (рис.2,скв.8,16). То есть,очевидно влияние и других эндогенных факторов. Их характеристики таковы. Плотность кондуктивного теплового потока на Урале 28 мВтДг

¡Моисеенко,1986). В занимающей почти весь его восточный склон Таги-ю-Магнитогорской мегазоне с повышенной мощностью коры и фрагментар-шм гранито-гнейсовым слоем - 22-25 мВт/м^ (по Ю.В.Хочай).Здесь и ю Пай-Хое почти повсеместны мощные тектонические покровы, резко сни ¡ающие (судя по другим регионам; Моп^еШ ,1989) плотность теплопо-юка. Строение и мощность земной коры западного склона Урала и Преа-Тэальского прогиба одинаковы, поэтому равны,видимо, и величины плот-юсти теплопотока в них, составляющие в прогибе в среднем 46 мВт/м^ Карта теплового...,1987). Примерный диапазон плотности конвективно-•о теплопотока в складчатой области 12-31 мВт/м^($ролов и др., 1978).

Анализ распределения по площади плотности теплового потока,соот-гашения его составляющих, особенностей геокриологических и гидроди-амических характеристик складчатой области, выполненные на их осно-е расчеты - выявили региональную и зональную изменчивость роли тих составляющих в формировании мощности КТ. Рассмотрим вначале зо-альную изменчивость влияния конвективного теплопотока. В Шной зое мощность КТ меньше глубины развития экзогенной трещиноватости по-од. Поэтому трещинные воды широко распространены; причем на преоб-адающей площади зоны, у подножия Урала, происходит региональная ре-грузка их. Это обеспечивает повсеместность влияния подземных вод а распространение КТ (проморожены обычно лишь водоупоры) и ее мощ-ость (26). Повышенные глубины развития зоны активного водообмена, о 500-700 м, и интенсивность упомянутой разгрузки определяют зна-ительность отепляющего воздействия подземных вод. Величина конвек-ивного теплопотока, рассчитанная по формуле Н.М.Фролова (1983) с четом средних характеристик Приполярного Урала, равна 35 мВт/м^. о есть, конвективная составляющая в Южной зоне превышает кондукти-чую, среднюю по Уралу.

Близкие результаты получаем и при расчетах по схеме М.М.Митника. 3 последних учтена средняя, по натурным данным автора, скорость 4льтрации контактирующих с КТ подземных вод - ПО м/год и темпера/ра таликов (рис.3,№ 34). Расчетный суммарный теплопоток над обвод-энной толщей восточного и западного склонов Приполярного Урала ра-эн 71 и 82 мВт/м^, в том числе конвективная составляющая - 47 и э мВт/м^. Значительность величин этой составляющей - главная при-ша сокращения,часто в 2-3 раза, мощности КТ или полной ее дегра-!ции. Лишь локально, в слабопроницаемых породах, глубина многодетно промерзания коррелируется с плотностью кондуктивного теплопото-

ка (расчет по формуле В.Т.Балобаева,1989; рис.3, № 13,29).

Резкое уменьшение площади тальк водоносных пород в Северной зоне, в сравнении с Хкной, обусловливает двукратное уменьшение модуля подземного стока в подзоне преимущественно сплошного распространения КТ на Заполярном Урале (26); на порядок-в подзоне сплошного ее развития, на Пай-Хое. В результате расчетный конвективный тепло-поток на участках разгрузки подземных вод снижается в указанных районах до 15 и I мВт/м*". Соответственно и влияние этих вод на формирование гидрогеогенных таликов, КТ смежных участков многократно убы вает в сравнении с Ежной зоной. Скорость фильтрации подмерзлотных вод 0,1-0,5 м/год. Поэтому расчетный конвективный теплопоток от них к подошве КТ равен нулю. Это подтверждено сходством мощностей КТ фактических и вычисленных с учетом только конщгктивного теплопото-ка. Следовательно, при неизменности последнего суммарный теплопоток к подошве КТ резко уменьшается от Южной зоны к Северной, обеспечивая, при прочих равных условиях, увеличение расчетной мощности КГ в среднем на 150 м. Различие суммарного теплопотока на западном и восточном склонах Урала продуцирует возрастание глубины промерзания к его азиатской части, достигающее в Северной зоне, согласно расчета, 200 м и более.

В разрезе КТ преобладают ММП. В. пределах хребтов и плато распространен надмерзлотный ярус морозных пород мощностью до 100 м и более (35,2). Она уменьшается до 30 м на Пай-Хое, на дренированных участках, сложенных песками с влажностью 3-5%.

Подмерзлотный ярус охлажденных до минус 3-5° пород распространен на морском побережье. Формирование яруса началось в период поздне-плейстоценовой трансгрессии Арктического бассейна, когда придонные морские криопэги стали инфильтроваться в подстилающую толщу пород. Завершилось оно в субаэральных условиях, при возникновении или усилении промерзания толщи (9,11,26). Мощность яруса 400-800 м (11,10, 2). Столь большие величины ее объясняем развитием серий водоносных зон,гидравлическая связь которых облегчила конвекцию криопэгов на большие глубины. Эта связь подтверждена прямыми наблюдениями (19), взаимодействием зон при откачках, сходством статистических уровней (табл.,скв.8). Сопоставимость значений химических коэффициентов подземных вод, изученных до глубины 800 м (II), с величинами их у криометаморфизованных морских вод (Толстихин,1976;Фотиев,1978)сви-детельствует о конвекции криопэгов на эту глубину. Подземный водо-

обмен, усилившийся при воздымании горных массивов, способствовал вытеснению криопэгов пресными водами и деградации описываемого яруса. Ярус отсутствует уже в 20-4о км от моря (Ш), на Ш и более высоких морских террасах; рис.2,Ш-Ш.

В Южной зоне,в цомезозойских депрессиях,выполненных рыхлыми осадками, развиты плейстоценовые МШ, перекрытые талыми отложениями(рис.

36) или талыми слоями и голоценовыми ММП(2). Мощность реликтовой толщи до 360 м. В Северной зоне,на участках локального повышения температуры пород, КТ расчленена межмерзлотными таликами, сформировавшимися по водоносным зонам (19); рис.2.

Выводы^ Прослежены зональность, поясность,циркуляционная асимметрия распространения, температуры и мощности КТ Пайхойско-Уральской области. Северная геокриологическая зона охватывает Пай-Хой,Заполярный Урал, низко- и срецнегорье Полярного и Приполярного Урала. Южная - занимает их склоны; ее границы простираются в европейской части области на 160 км севернее,чем в азиатской. Температура пород снижается вдоль Урала на 1°/Ю0км, с высотой на 0,6-0,3°/Ю0м и от западного его склона к восточному на 0,5-1,5°.Мощность КТ возрастает к северу до 700-900м, к азиатскому склону на 50м и более, на 40-60 м с повшением рельефа на 100 м. Показана специфика параметров КТ основных типов морфоструктур Урала, формируемая комплексом локальных экзогенных и эндогенных факторов. Криогенная толща хребтов отличается самой низкой температурой, сплошным распространением, повышенной мощностью, наличием в ее разрезе нацмерзлотного яруса морозных пород мощностью ЮОм и более. Этой толще в межгорных депрессиях свойственны высокая температура, прерывистое, рецкоостровное распространение, пониженная мощность. В осадочном чехле домезозой-ских депрессий, под талыми отложениями, развиты плейстоценовые ММП мощностью до 360м. Характеристики КТ плато имеют промежуточные значения.

Установлено, что уменьшение составляющих теплового потока:конпу-ктивной-от западного склона Урала к восточному и конвективной-от Южной зоны к Северной вызывает увеличение фоновой мощности КТ до 200 и 150 м. Причем в Южной зоне преобладает, среди эндогенных факторов, влияние конвективной составляющей,а в Северной-концуктивной.Выявлено, что гидравлическая связь этакнозалегагощих водоносных зон способствовала возрастанию мощности яруса охлажденных пород до 400-800 м на низких морских террасах и его деградации на высоких.

Глава 3. Криолитозона Печорской равнины и факторы ее формирования и деградации

Анализ геокриологических, палеоклиматических, палеогеографических геолого-гидрогеологических данных позволил выделить на Печорской равнине реликтовые (плейстоценовые) ММП (10,14). В результате примененного впервые в регионе исторического подхода при геокриологическом районировании обособлены 3 зоны ММП: однослойных (плейстоценовых,го-лоценовых); двухслойных (голоценовых и плейстоценовых, разобщенных пачкой тальк пород); реликтовых, перекрытых этой пачкой (10,14).Последняя зона выделена предположительно, по единичным сведениям. Правомерность обособления ее и других зон подтверждена термометрическими данными (Бэулин и др. ,1978; Быков, 1981; и др.);(34);рис,З.Перечи-сленные таксоны включены в качестве подзон в Северную и Екную геокрр ологические зоны (Фотиев,1978).

Некоторые особенности голоценовой КТ. Она занимает преобладающую часть равнины, кроме ее юга. Распространение КТ подчиняется широтно{ и меридиональной зональности. Граница Северной и Екной зон отклоняется к северу на площадях неглубокого залегания трещиноватых пород внутреннего борта краевого прогиба. Талики Северной зоны в основном гидрогенные,на особо благоприятных для накопления снега участках-радиационно-тепловые (Суходольский, 1982). Среднегодовая температура гидрогенных водопоглощающих таликов малых рек у границы с Северной зоной достигает 6°(8). Температура ММП понижается к северо-востоку от 0 до минус 3,5-5°. Их модность увеличивается в том же направлении с 10 до 100-150 м; лишь во внутреннем борту прогиба - до 350400 м. Аномально большие мощности объясняем повышенной теплопроводностью развитых здесь метаморфизованных конгломератов и, вероятно, пониженным (из-за погружения фундамента с глубин 5-7 до 13 км) теп-лопотоком. Мощности ММП варьируют в однотипных поверхностных услови ях, в соответствии с прерывисто-непрерывным распространением водоно ных зон этой структуры, от 50 до 400 м.Характерны межмерзлотные талики (рис.2).

Реликтовая КТ равнины (рис.1) сформировалась под влиянием клима та среднего-верхнего плейстоцена (10,20). Это доказывают расчеты времени образования МШ(Ю) по формулам А.А.Шарбатяна (1973),В.Т.Ее лобаева(1985,1989). Анализ составленных геокриологических схем,карт (10,16,25,1,2,6) позволил выявить наиболее общие закономерности фо] мирования основных параметров плейстоценовой КТ и ее деградации.Па -

леозональность толщи проявляется в ее сплошном распространении не только в Северной, но и в большей части Шной зоны(28,б).Сквозные талики прослежены под руслами рек Печорской губы,Печоры, Усы и возможны под самыми глубокими озерами. С отепляющим воздействием менее крупных водных объектов связаны только опускания кровли КТ на 75175 м (10,22,2); рис.3, № 71-долина Колвы и № 72-склон к ней. Над весьма редкими зонами скрытой разгрузки термальных вод реликтовая КТ деградировала (28,2), сохранились лишь голоценовые ММП пониженной ыощностиСрис.ЗД'с 62,43) .Распространение толщи становится несплошным только при ее реликтовом залегании:' усилившийся приток тепла с поверхности земли вызвал повышение температуры, снижение мощности КТ и тем обусловил возрастание прерывистости ее распространения. Сквозные талики шириной 0,5-1,5 км сформировались здесь и над крупными трещинными, чаще субмеришональными, зонами. Значительность увеличения площади таликов подтверждается "исчезновением" депрессий давлений подмерзлотных вод, замещением криогеннометаморфизованных флюидов инфильтрационными гидрокарбонатными кальциевыми водами (гл.4; рис.2,I,скв.47,73).

Температура пород на глубине 200 м повышается,согласно палеокли-матической зональности,в Северной зоне с -2 до -0,7° ,в Южной-яо -О,2°¡соответственно,качественно различны и термограммы КТ(рис.З, У-УП).

В голоценовом оптимуме реликтовая КТ частично протаяла.Причем в Северной зоне-локально и неглубоко, поэтому позднее эта толща сомкнулась с голоценовыми ЫМП(20). О таком протаивании ее на юге зоны свидетельствует наличие в разрезе КТ,на глубинах 25-70 м,интервала с отрицательной температурой пород близкой к 0°,отождествляемого,по данным ВЭЗ, с межмерзлотным таликом (28).В Шной зоне указанного смыкания не произошло;кровля плейстоценовой КТ постепенно погружается от северной к южной границе зоны с 80 до 150 м. Позднеголоцено-вое неполное промерзание оттаивших пород преобразовало сформировавшийся в оптимуме региональный надмерзлотный талик в региональный межмерзлотный и сменяющий его,при выклинивании голоценового слоя МЩ,надмерзлотный.При этом модность талика возрастает с 20

до 150м(10,16,22,25,28,2). Она увеличивается еще на 30-130 м в областях питания региональных меж- и надмерзлотных вод(на водоразделах). Это-следствие инфильтрации атмосферных осадков в оптимуме(22, 25,28).Последняя обеспечивала,по крайней мере.сохранность заглубленной части талика (расчет по формуле А.Б.Чижова,1966). Ныне этомуСпо-

собствуют повышенные скорости подземного потока на таких участках.

Глубина залегания подошвы плейстоценовой КТ в Шной зоне увеличивается,в целом, зонально (28);в Северной-азонально,в южном нагграв-лении(Ю,14,25,1,28,2);рис.2,1-1.Азональность не связана с влиянием верхнеплейстоценового ледникового покрова:на площади его былого развития и вне ее (Карта четвертичных...,1974) мощности реликтовой КТ однозначны. И воздействие теплового потока на региональную изменчивость ее мощности в основном не прослеживается (22,28,3).Анализ фактических данных и выполненных автором картографических построений, расчетов привел к выводу о том, что азональность глубин залегания подошвы реликтовой КТ предопределена северной в целом направленностью поэтапной регрессии Арктического бассейна с Печорской равнины (10,14). Асинхронность субаэрального (субаквального) развития площадей обусловила разную длительность промерзания толщ,возникавшего преимущественно в осушавшихся районах (20). В итоге сформировались резко различные мощности ММП. Их максимальные величины достигают 500,350 и 250 м на площадях,промерзавших(осушенных):с 1)0ц4.2)9щ^и 3)фщ (10,20,1,28).Аналогичное,но менее контрастное соотношение характерно и для мощностей КТ этих площадей.

Температура пород на глубине I км возрастает от первой из выделенных групп площадей к третьей,выравниваясь при дальнейшем углублении^). Причина-в следующем. В плейстоценовых бассейнах,в отличие от субаэральной среды,вековая амплитуда температуры на поверхности земли была близка к 0°(до 2-3°;Баулин,1981,1985). Поэтому в районах I группы амплитуду определяли длиннопериодные колебания климата в среднем-верхнем плейстоцене,а в Ш группе-более короткопериодные верхнеплейстоценовые.Сходство фактической разности температуры на глубине I км в районах этих групп и расчетной-свидетельствует о связи дифференциации температуры в подмерзлотной толще с упомянутыми особенностями палеогеографической обстановки.Тем самым подтверждается правомерность обособления указанных групп площадей.

Согласно расчетов по формулам В.Т.Балобаева.ЫМП районов Ш группы образовались в сартанское время. Допустив полное стирание "памяти" ММП о более раннем периоде, получим для районов I группы полуторное превышение фактической глубины залегания подошвы мерзлой толщи(^ис. 3;скв.72,73) над расчетной. Следовательно, эта толща древнее 9щ • Минимальный ее возраст в районах 1,П,Ш групп,вычисленный по формуле А.А.Шарбатяна, равен 39,28,16 тыс.лет. Реальное время существования

реликтовых ММП, учитывающие эпохи их стабилизации,деградации(казан-цевскую,каргинскую,голоценовую),соответственно:105,64,26 тыс.лет. То есть,подтверждена палеогеографическая обусловленность региональной изменчивости мощности реликтовой КТ в Северной зоне Печорской равнины.Связь между мощностью КТ и слабоизученными газогидратами не выявлена (34).

Плейстоценовую КТ слагают ММП и охлажденные отложения(с криопэга-ми).Взаиморасположение и соотношение их в разрезе изменяются регионально и зонально:по мере опреснения криопэгов с удалением от берега моря вглубь суши и с изменением состояния грунтов при повышении их температуры.Охлажденные породы низких морских террас слагают под-мерзлотный ярус КТ.локальные меж,-надмерзлотные талики и вмещают соленые и рассольные криопэги(10,П,23,2э,2,3). Мощности яруса и ММП сопоставимы или он преобладает в разрезе КТ (рис.2;3,№о0).Мощность яруса,150-200м, в несколько раз меньше, чем в складчатой системе. Причина- в типичности для платформы мощных литологических водоупо-ров,ограничивающих свободную конвекцию криопэгов. В результате глубина инфильтрационного проникновения криометаморфизованных морских вод невелика, в сравнении с Пай-Хоем, и не превышает 200 м.

Как известно, истинная скорость движения подземных вод обратно пропорциональна пористости пород. Соответственно, у порово-пластовых вод платформы она на порядок ниже,чем у жильных и трещинных складчатого сооружения.Поэтому на платформе,в отлшие от последнего,кри-опэги еще не вытеснены инфильтрационным потоком,и вмещающие их охлажденные породы сохранились и в континентальных районах.Здесь, в Северной зоне, характерно лишь подмерзлотное залегание охлажденных пород, содержащих соленые криопэги. Мощность яруса этих пород ЬО-100 м (20,23,20,1-3).Она возрастает до 200-300 м над водовыводиши-ми разломами, благодаря большему конвекционному опусканию более минерализованных жильных вод (2,3,34); рис.3,№ 48. При температуре реликтовой КТ вьше минус Io до половины ее разреза слагают охлажденные породы (Быков,1981). Поэтому в Южной зоне они распространены меж,под и над ММП(3,6).На участках замещения суглинистой толщи пес-чаной-охлажценные породы с пресными и солоноватыми криопэгами сменяются МШ; рис.2, скв.47.

Реликтовая КТ сохранилась в регионе вследствие сочетания сравнительно низкого кондуктивного теплового потока,53 мВт/м в Печорской синеклизе (Моисеенко,1986), и развития до глубин 0,э-1 км тепло-

инерционных юрско-плейстоценовых, в основном, пород. Эта КТ отсутствует лишь на западной и восточной окраинах территории (10,16,25,2, 6);рис.1. Причина в первом случае, в. Притиманье, - в повышенной до 70 мВт/м^ плотности кондуктивного теплопотока. В Предуральском же прогибе, при повсеместном (кроме периферии внутреннего борта)разви-тии пород с влагаемкостью более 3-5$,средняя плотность теплопотока на 15% меньше, чем в синеклизе. Поэтому мощность и распространенность реликтовой КТ не должны уменьшиться. Однако, эта толща.причем пониженной мощности, распространена лишь во внешнем борту структуры (10,20,34,б);рис.1,2. Причина региональной аномалии,как показало сопоставление условий существования плейстоценовой КТ в упомянутых структурах, - гидрогеологическая.

Так, в Печорской синеклизе указанная толща расположена в зоне затрудненного водообмена, залегающей обычно с глубин 50-100 м. Уклоны подземного потока здесь 2^8хЮ~4(3), средняя скорость фильтрации вод 0,5 м/год. Расчетный суммарный теплопоток над водоносной подмер-злотной толщей равен его кондуктивной составляющей. То есть, региональное влияние подземных вод на сохранность реликтовой КТ отсутствует. Во внутреннем борту Предуральского прогиба инфильтрационный привнос тепла в полуобнаженные трещиноватые породы в 2,5-5 раз превышает поступление его в четвертичный покров(2) остальной территории. Развитие в этом борту серии водоносных зон, пронизывающих пер-мотриасовую толщу(табл.1,рис.2),обеспечивает почти всесторонний прогрев ее в мощной зоне активного водообмена (3,6). Конвективный вынос тепла из последней превышает вынос его в синеклизе в 2,5 ра-за(Фролов и др.,1978). Конвективный теплопоток к подошве КТ, вычисленный для типичных скоростей фильтрации вод (15-20 м/год),резко увеличивает расчетный суммарный теплопоток до 70 мВт/м^. Судя по Притиманью, этой величины достаточно,в условиях региона,для полной деградации реликтовой КТ, что и имеет место.

Выводьи Выделена плейстоценовая КТ в Печорской синеклизе и во внешнем борту Предуральского прогиба. Установлена палеозональность основных параметров этой толщи. Сплошность ее распространения нарушена редкими сквозными подрусловыми и гидрогеогенными, а также- несквозными гидрогенными и дождевально-радиационными таликами. Площадь сквозных таликов возрастает в подзоне реликтовой КТ. Температура пород на глубине 200 м повышается в Северной зоне с -2 до-0,7° в Южной - до -0,2°. Кровля реликтовой толщи погружается в Южной зо-

не, в южном направлении, с 80 до 150 м(в несквозных таликах - еще на 30-175 м), а глубина залегания ее подошвы уменьшается с 500 до 300 м. Выявлена азональность мощности плейстоценовой КТ в Северной зоне и связь азональности с разновременностью субаэрального промерзания грунтов при трансгрессиях-регрессиях Арктического бассейна. Мощности МШ в районах, осушенных с: Оц^.Ощ^ и достигают 500,

350 и 250 м. Установлены основные особенности строения реликтовой КТ, связанные с развитием охлажденных пород, вмещающих криопэги.Положение этих пород в разрезе,их мощность изменяются регионально и зонально:по мере опреснения криопэгов с удалением от берега моря вглубь суши и с изменением состояния грунта в зависимости от температуры. Совместное влияние этих факторов в Северной зоне снижает мощность яруса охлажденных пород с 200 м на низких морских террасах до 50-100 м в континентальных районах,в Юкной-сближает величину мощности яруса с мощностью всей КТ. При этом под-,меж- и надмерзлотное залегание охлажденных пород сменяется подмерзлотным, а в Южной зоне меж-, под- и надмерзлотным.

Показано, что плейстоценовая КТ сохранилась в регионе при внутри-земном теплопотоке около 50 мВт/м^ и отсутствии конвективной составляющей последнего. Деградация этой толщи в Притиманье объяснена воздействием повышенного до 70 мВт/м^ кондуктивного теплового потока. Доказана связь деградации ее во внутреннем борту Предуральского прогиба с увеличением конвективного теплопотока до 25 мВт/м^.

Глава 4.Криогенные преобразования гидрогеологических условий.

Водоносные зоны криогенной дезинтеграции (ЗВД) пород распространены во внутреннем борту прогиба, в складчатой области(15,2б,3). В результате сравнительного анализа специфики ЗВД и трещинных зон иного генезиса определены основные признаки ЗВД на платформе(15,3):

1) мощность зон обратно пропорциональна мощности четвертичного покрова, уменьшавшего глубину многолетнего промерзания скальных пород;

2) на водоразделах,промерзавших глубже, чем понижения рельефа,зоны мощнее; 3) ЗВД не смещены по падению тектонических разломов;4)гипсометрия зон "зеркальна" рельефу, ее связь с ним затухает с глубиной; 5) относительная "молодость"зон обусловливает меньшую закольма-тированность трещин и потому часто повышенную водообильность их в сравнении с тектоническими трещинами, в таликах-противоположная тенденция; б) ЗВД не вмещают специфичных глубинных вод.

Многочисленность разных по характеристикам криогенных эпох стала

причиной формирования нескольких ЗВД (20)-комплекса их. Одна из зон залегает у подошвы ММП, другая - межмерзлотная, две удалены от них по глубине (3). Приемлемая сопоставимость глубин залегания двух нижних и межмерзлотной ЗВД с палеомощностями ММП, определенными по косвенным данным (20) и расчетам, позволяет соотносить время формирования зон соответственно с верхним плейстоценом и оптимумом(б8°30* с.ш.). Зона у подошвы ММП возникла в позднем голоцене. То есть, водоносны наиболее "молодые" ЗВД.

В низкогорье Урала притоки в штольни, вскрывшие контакт талых и мерзлых пород, в 4 раза выше, чем в литологически однотипных талых образованиях. Причина-в наличии приконтактной ЗВД и криогенном подпоре ее вод (26).

Криогенные изменения условий формирования подземных вод.затрагивают их режим. Его особенности, по автору, таковы. В Южной зоне¡разно временный, до 1,5-2,5 мес.,весенний польем уровней надмерзлотных вод,обусловленный изменениями по площади проницаемости СМС(7,12, 19); многократное уменьшение глубин залегания и годовых амплитуд уровней над-, межмерзлотных вод из-за криогенного сокращения мощности проницаемых пород;снижение температуры флюидов при инфильтрации снеготалых и дождевых вод через CMC и низкотемпературные талики, с протаиванием CMC температура надмерзлотных вод повышается,у подмер-злотных она понижена весь период инфильтрации(13); развитие криогенного берегового регулирования грунтовых вод(12). Последнее особенно типично для Северной зоны(19),где приречный вид режима-осно-вной для грунтовых вод. В СТС и промерзающих таликах возникают монотонные или прерываемые спадами зимние подъемы уровня вод. Частично иссушенный наледообразованием аллювий при оттаивании поглощает их, вызывая резкий спад уровня; его годовой максимум устанавливается по завершению оттаивания,асинхронно даже на одной реке (32).

Тесная связь режима грунтовых вод с метеорологическими факторами и сток к рекам от несквозных таликов по межмерзлотным (7,12,19,32, 3)-исключают формирование застойных вод в несквозных таликах всех видов в Южной и, местами, Северной зон. 0 проточности этих вод свидетельствуют: единая в каждом речном бассейне поверхность грунтовых вод,увеличение расхода их вниз по потоку, площадная гидрохимическая зональность в речных бассейнах, сезонность колебаний уровня над- и межмерзлотных вод._[в зоне затрудненного водообмена Боль-шеземельского бассейна, Пай-Хоя установлены (10,23,3) депрессии

пластовых давлений подмерзлотных вод; рис.2. (Н.И.Толстихин объяснял такие аномалии отжатием вод при промерзании и отсутствием восполнения при деградации KT). Самые низкие уровни вод^минус 3050 ы, - в районах с наибольшей мощностью и сплошностью ММП в центральной части структур. Депрессии возникли при формировании мощной плейстоценовой KT: подмерзлотные воды отжимались к площадям с меньшими мощностями ММП, в сторону регрессировавшего Арктического бассейна; в оптимуме направление стало противоположным. Современное промерзание пород низких морских террас обеспечивает отжатие вод к центральным районам структур и к Баренцеву, Карскому морям. В первом случае это подтверждается направленностью уклона пьезометрической поверхности криопэгов (3), рис.2; во втором - разгрузкой их в море (II), озерах, реках побережья: средняя Коротаиха, Сарем-бой и др. К этим структурам устремлен сток и из смежных гидрогео-криологически открытых структур (3,2).

Криогенная метаморфизация состава грунтовых вод обусловила: широкое распространение в Южной зоне гидрокарбонатных магниевых и в Северной-натриевых, магниевых вод; повышение их минерализации, соответственно, до 0,3 и I г/л на Урале, до I и 3 г/л на платформе (3,4). Эти изменения соотносим с I и П стадиями криогенного метаморфизма состава вод (Анисимова,1985). Подземные воды водоразделов Южной зоны преобразуются летом в магниевые (3). Слой этих вод, мощностью 15-50 м, залегает под CMC и сливающимися ММП мощностью до 70 м. Его формирует инфильтрационное вымывание гидрокарбонатов магния (накопленных при промерзании - оттаивании вод) из CMC, СГС и, видимо, метаморфизация инфил ьтрущих с я вод при контакте со стенками таликовых щелей.

В Печорской синеклизе под- и межмерзлотные пресные гидрокарбонатные кальциевые воды зонально замещаются натриевыми, затем - солоноватыми сульфатными натриевыми, хлоридными натриевыми и солеными хлоридными натриевыми (3); сходная зональность и в складчатой области (рис.2).Типичны гидрохимические инверсии(20). Две основные развиты этажно в верхней части зоны затрудненного водообмена (в синеклизе - до глубины 500-600 м); рис.2,скв.69,52,1,4. Судя по изменениям минерализации и химических коэффициентов подземных вод, горизонтальная и вертикальная гидрохимическая зональность возникла при криогенной метаморфизации морских и континентальных в разной мере разубоженных флюидов. Инверсии свидетельствуют: нижняя -об уменьшении минерализации под зоной криогенного концентрирова -

ния подаерзлотных вод, контактировавших с KT в плейстоцене; верхняя - об увеличении криогенного опреснения с глубиной, по мере повышения температуры палеопромерзания. Опреснение фиксируется в водах реликтовой KT, частично протаявшей в голоцене.

Региональную гидрохимическую инверсию прослеживаем в ныне талой части Ижма-Печорского бассейна (рис.1), в средне-верхнеюрскоы комплексе. На глубинах до 150 м минерализация кальциевых и натриевых вод 0,3-1,1 г/л; глубже, под верхнеюрским водоупором, распространены лишь гидрокарбонатные натриевые воды с минерализацией 0,4г/л, постепенно снижающейся к глубинам 350-450 м до 0,15 г/л. Почти безнапорные хлоридные натриевые воды с минерализацией 0,1 г/л залегают на глубинах 300-400 м в пермских песках, на юге Большеземель-ского бассейна. Прогноз наличия таких "азональных горизонтов" на платформе (Фотиев,1978) подтвержден. Формирование инверсий обусловлено криогенным опреснением подземных вод в плейстоцене (3).

Для получения обобщенного представления о криогенном преобразовании гидрогеологических структур составлены схемы районирования региона (23,26,2,3); рис.1. Оценка преобразования основывалась на теоретических положениях Н.И. и О.Н.Толстихиных, H.H.Романовского, С.М.Фотиева, с дополнением: выделены а) реликтово-криоартезианские бассейны-плейстоценовые криоартезианские структуры, вмещающие вследствие криогенной перестройки в голоцене региональные меж- и над-мерзлотные пресные воды; б) артезианские бассейны с несплошным распространением реликтовых ЫЫП. Преобразованность структур возрастает к северо-востоку, согласно геокриологической зональности. И от адартезианских бассейнов к артезианским, в связи с закономерным снижением экзогенного и эндогенного конвективных теплопотоков, определяемым, при прочих равных условиях, спецификой фильтрационных характеристик структур этих типов.

Выводы. ЕЬяснено, что комплекс этажнозалегаших водоносных ЗКД распространен во внутреннем борту Предуральского прогиба и на Урале; сформировался в Определены основные признаки водоносных ЗКД на платформе: зависимость мощности зон от модности буферных при промерзании рыхлых отложений, от рельефа; повышенная во-дообильность; отсутствие смещений по дизъюнктивам и аномалий,генерируемых глубинными водами. Установлены зональные особенности режима грунтовых вод. В Южной зоне-уменьшение годовой амплитуды и глубин залегания уровня из-за частичной промороженности вмещающих

пород, разновременность питания в зависимости от проницаемости CMC, снижение температуры в этот период.В Северной зоне основной вид режима - приречный криогенно-подпорный. Обосновано отсутствие застойных вод в несквозных таликах Южной, местами Северной зон.Выявлена направленность подмерзлотного стока в Болыпеземельской и Пай-хойской структурах к депрессиям пластовых давлений (а.о.минус 30-50м), возникшим при плейстоценовом криогенезе. Сток формируют:транзитный поток из смежных структур и воды, отжимаемые при промерзании пород низких морских террас.

Установлена криогенная и палеокриогенная обусловленность гидрохимической зональности региона. С криометаморфизмом грунтовых вод связано развитие гидрокарбонатных магниевых вод в Южной зоне и натриевых в Северной, увеличение минерализации до I и 3 г/л. Плейстоценовый криоыетаморфизм-основная причина зональных изменений поди межмерзлотных вод Печорской синеклизы от пресных гидрокарбонатных натриевых до соленых хлоридных натриевых. Типичны гидрохимические инверсии: в водах, залегающих в основании зоны плейстоценового криогенного концентрирования (6-18 г/л), и в опресненных до 0,5-3 г/л меж- и подаерзлотных флюидах, возниших в голоцене при частичном оттаивании реликтовой КТ. При полном протаивании толщи, сформировавшейся на юге синеклизы при более высокой температуре, минерализация образовавшихся вод 0,1-0,2 г/л. Показано увеличение криогенной преобразованности артезианских структур региона, в сравнении с "Артезианскими, из-за уменьшения экзогенного и эндогенного конвективных теплопотоков. Выделены бассейны: реликто-во-криоартезианские, вмещающие региональные меж- и нацмерзлотные пресные воды; артезианские с несплошным распространением реликтовых ммп.

Глава 5. Наледи и пластовые подземные льды региона

Наледи. Рассредоточенная разгрузка подземных вод на платформе обеспечивает формирование малых наледей (12). На Урале же есть и крупные, очень крупные. Нами изучены (35,29,2) их параме^ы и специфика распространения. Размеры наледей до 7 км^ при средней мощности льда 1,0-1,5 м. Их более двухсот, площадью 164 км^. Из них 106 км^ приходится на восточный склон хребта, отличающийся от западного более жесткими мерзлотными условиями. Наледный пояс расположен на а.о.20-1000 м; но почти все его образования тяготеют к а.о.50-400 м, где сосредоточена разгрузка подземных вод. В распро-

странении наледей прослежены тенденции, установленные в Сибири (Н.И. и О.Н.Толстихины, В.Р.Алексеев, Н.Н.Романовский, С.М.Фотиев и др.): возрастание наледности в районах контрастных неотектонических поднятий и к северу; связь наледообразования с разгрузкой жильных вод, снижением проницаемости подрусловых пород и т.д.Изменения наледности в южном направлении, при совместном действии двух первых из этих факторов, таковы,%:Пай-Хой, Уральское приморье -0,00,2; Заполярный Урал - 1,0-1,5; Полярный и север Приполярного Ура-ла-О,0-1,0; южная часть его - 0,0. Годовой наледный сток равен 217'Ю^м3 (0,17 м3/с на 1000 км ). Южный тип наледей зонально сменяется умеренным.

В питании наледей умеренного типа существенно участие вод,отжимаемых при сезонном промерзании таликов (Романовский,1983). По нашим исследованиям на Урале, доля этих вод 27-54% объема наледного питания. Во П стадии развития наледей она многократно превышает дебит наледообразуюиего источника. Причина - в синхронности П стадии с периодом резкого увеличения мощности CMC и объема отжатых вод при смыкании слоев, промерзавших сверху и снизу (32).Пески, галечники русел и пойм охлаждаются (летом-отепляются) снизу струями морозного воздуха (теплыми речными водами), проникающими в высокопроницаемые погружавшиеся слои. В итоге мощность CMC достигает 6-9 м. Лишь при стабилизации ее, в Ш стации, дебит наледообразующего источника сопоставим с величиной наледного питания (32) за вычетом доли снеговых вод: 20$ (29). При завершении промерзания СТС в начале зимы криогенноотжатые воды расходуются на образование малых склоновых наледей (19,33), в итоге сокращается питание крупных наледей. При промерзании СТС в конце зимы питание последних возрастает.

Многолетние пластовые льды четвертичной толии. Установлено (17, 35,5) широкое распространение их в регионе:в Северной зоне, на а.о. рельефа 1-262 ы, в районах малоконтрастных неотектонических поднятий (Пай-Хой, Байцарацкая и Щучьинская структуры Урала, платформа). Эти тела обычно выражены в рельефе холмами, грядами, платообразны-ми возвышенностями (27,31). Относительные отметки их определяет эвидентная льдистость, в основном - макрольдисгость; лишишись ее, они часто являли бы унаследованные депрессии. То есть, типичны аг-градационная инверсия рельефа и приуроченность залежей к па-леодепрессиям (палеодренам подземных вод). Многие ледяные тела в складчатой области и прогибе расположены над зонами разломов (27,

31,2,6). Залежи приурочены к линзам, слоям палеоводоносных песков, гальки, контакту глин и трещиноватых пород, в цел см - к участкам, где затруднялся отток подземных вод при промерзании вмещашей их толщи (31). Пласты льда залегают в плейстоценовых полигенетических эпикриогенных осадках, порой в 2-4 этажа, на глубинах 10-100 м и более. Типичная мощность юс 3-10 ы, длина до 2 км.

Для расшифровки генезиса залежей выяснены их характёристики,условия залегания. В кровле ледяных тел-пологие сводовые складки (17), исчезающие вверх по разрезу, и зоны льдистых осадков с сетчатой криотекстурой. Лед субвертикальных трещин содержит порой "струйки" песчинок, эскортируемые пузырями газа. Сетчатая текстура в подошве тел-с более тонкими шлирами. Контакт вмещающих отложений с залежью неровный оплавленный. Пластовый лед и льдогрунты сложены невыдержанными по простиранию, часто наклонными,чередующимися слоями бесцветного и серого льда мощностью 1-ЮСклм.Содержат глинистые пленки,оплавленные,реже угловатые комочки глины,песчинки,дресву,до глубины ЗОм-пузыри газа.Толщина слоев,размеры и содержание ксенолитов увеличиваются к подошве залежи,по ее простиранию- с приближением к промороженной водоносной зоне (27,31).Распределение и размеры включений в ледяных телах,формируемые последними формы рельефа во многом аналогичны таковым у наледей (31,33).Вертикальная зональность минерализации и состава расплава совокупности залежей коррели-руется с гидрохимической зональностью жильных конституционных льдов и подземных вод с учетом криометаыорфизма флюидов (31).

Схема образования большинства многолетних пластовых льдов региона такова. Четвертичная толща начинала промерзать в открытой системе (27)с участием подземных вод в формировании пластов сегрегационного льда. Однако, изменчивость по площади литологии пород и их температуры обуславливала пространственную асинхронность промерзания и преобразование системы в закрытую. В ее условиях минерализация залежей повышается, а ионный состав изменяется вниз по разрезу (Анисимова,1981), что и отмечаем (27).Давление, развивающееся в такой системе, более 200 кг/см** (Пчелинцев,1959), а сумма давления пород на глубине, например, 100 м и мгновенного сопротивления их разрыву 40 кг/см . Поэтому закрытая система обеспечивала возникновение превышения гидростатического давления над этой суммой-необхо-цимого условия (Ершсв,1986) инъекционного льдовыделения.Способность мерзлой глинистой толщи к пучению при температуре до -2 * -4° (Орлов,1973) благоприятствовала льцовыделению при промерзании глу-

бокозалегающих водоносных слоев. Протяженные, широкие и глубокие палеодепрессии (4) .обеспечивают предвесенний дебит источников до 200 л/с на I пог.км. Поэтому промерзашие палеодепрессии содержали объем воцы достаточный, по расчетам, для формирования залежей льда. Итак, генезис последних - инъекционный и сегрегационный (17, 27,31,6). Возраст, с учетом истории KT (20,31), верхнепл^Ьтоцено-вый и голоценовый.

Выводы^ На Урале выявлено свыше двухсот крупных, очень крупных наледей площадью 164 км^, наиболее развитых на а.о.50-400м, где сосредоточена разгрузка подземных вод. Определено возрастание налед-ности, согласно зональности и циркуляционной асимметрии геокриологических условий, к Заполярному Уралу до 1,5%,от западного к восточному склону хребта-почти двукратно; снижение ее на малоконтрастных неотектонических поднятиях Пай-Хоя, Уральского приморья до 0,0%.Выяснено различие источников питания очень крупных гидрогеогенных наледей умеренного типа на каждой стадии восходящего развития их. На I стации в питании участвуют наледообразуюдий источник и криогенно-отжатые воды CMC, СТС; на П - тот же источник и воды CMC (СТС лишь в некоторые зимы). На Ш - питание обеспечивает только наледообразу-ющий источник.

Установлено распространение многолетних пластовых льдов четвертичной толщи в Северной зоне, районах малоконтрастных неотектонических поднятий, на а.о.рельефа 0-250м. Льды приурочены к палеово-доносным линзам, горизонтам, водоупорным породам над зонами разломов, палеодепрессиям-дренам подземных вод. Залегают на глубинах 10100 м и более. Положение ледяных тел в гидрогеологическом разрезе, выраженность их в рельефе,криолитологическая и химическая специфика вмещающих пород и льдов,наличие условий для льдовыделения-сви-дегельствуют о преимущественно инъекционном генезисе залежей.

Заключение

В диссертации в форме научного доклада обосновываются выявленные закономерности геокриологических и гидрогеологических условий Печоро-Уральского региона, их взаимовлияние. Научное и практические значение исследований определяют следующие основные итоги.

I. Установлено: специфика гидрогеологического строения и региональная изменчивость водоносности разреза, распространения пресных вод Урала,Пай-Хоя и смежного борта Предуральского прогиба об.у-

словлены развитием серий обводненных этажнозалетающих трещинных зон до глубин,минимум,300-1300 м. Серии сформировались в основном при шарьировании тектонических покровов и воздымании структур Урала. В соответствии с особенностями трещиноватости пород, водоносность -разреза убывает от поперечных поднятий к опусканиям Урала, а в смежной части прогиба (в зоне затрудненного водообмена) - от поперечных опусканий к поднятиям. При этом в 2 раза сокращается мощность зоны пресных вод в прогибе.

2. Прослежены, по полученным данным, зональность, поясность и циркуляционная асимметрия распространения, температуры и мощности КГ Пайхойско-Уральской складчатой области. Икная геокриологическая зона занимает склоны Приполярного и Полярного Урала, Северная - остальную часть области. Южные границы зон простираются в европейской части ее на 150 км севернее, чем в азиатской. Характерно нормальное изменение температуры пород с высотой и понижение ее от западного склона Урала к восточному на 0,5-1,5°. Мощность КТ зонально возрастает до 700 м и более. Выявлена специфичность параметров КТ морфоструктур основных на Урале типов: КТ хребтов самая низкотемпературная, включает надмерзлотный ярус морозных пород;

в межгорных депрессиях ее распространение наиболее прерывистое, а мощность минимальная (исключая домезозойские депрессии с плейстоценовыми ММП); параметры КТ плато имеют промежуточные значения. Установлена зональность влияния эндогенных факторов на формирование мощности КТ. В Южной зоне преобладает воздействие конвективного теплового потока, в-Северной - кондуктивного. Региональное уменьшение последнего вызывает возрастание мощности КТ от западного склона Урала к восточному. Выяснено, что повышенная (до 400-800 м) мощность подмерзлотного яруса охлажденных пород обусловлена развитием гидравлически связанных этажнозалегающих водоносных зон.

3. Выделена плейстоценовая КГ на Печорской равнине. Установлена палеозональность основных параметров этой толщи. Сплошное распространение ее сменяется несплошным в подзоне реликтовой КТ. Температура на глубине 200 м повышается к югу с -2 до -0,2°. В Хкной зоне глубины залегания кровли реликтовой толщи возрастают в южном направлении с 80 до 150 м, глубины залегания подошвы-уменьшаются

с 500 до 300 м. Выявлена связь азональности мощности этой КТ в Северной зоне с разновременностью субаэтяльного промерзания грун- -* тов при трансгрессиях - регрессиях Арктического бассейна. Мощ-

— де —

4 a

ности МШ в районах, осушенных с: Qfj > фщ и рщ , достигают 500, 350 и 250 м. Установлена региональная и зональная изменчивость строения реликтовой КТ, определяемая изменением минерализации крио-пэгов, насыщающих охлажденные породы, и преобразованием их фазового состояния в зависимости от температуры. В Северной зоне преобладает влияние регионального фактора (мощность охлажденных пород снижается от низких морских террас к континентальным районам с 200 до 50-100 м); в Ккной-зонального: мощность этих пород приближается к мощности всей КТ. Их подмерзлотное в основном залегание сменяется межмерзлотным. Выяснено, что резкие различия в мощности и распространении яруса охлажденных пород в артезианских и складчатых структурах региона-следствие специфики гидрогеологического строения и гидродинамики разнотипных структур.

Доказано, что реликтовая КТ внутреннего борта краевого прогиба деградировала под влиянием конвективного теплового потока.По казана связь деградации ее в Притиманье с кондуктивным теплопотоком.

4. Выявлены закономерности криогенных преобразований гидрогеологических условий региона. Определены признаки водоносных ЗКД на платформе: зависимость мощности зон от мощности буферных при промерзании рыхлых отложений, от рельефа; повышенная водообильность; отсутствие смещений по дизыонктивам и аномалий, генерируемых глубинными -водами. Установлены зональные особенности режима грунтовых вод:в Гкной зоне-уменьшение годовой амплитуды и глубин залегания уроеня, разновременность питания, снижение температуры в этот период;в Северной-типичность приречного криогенно-подпорного режима.Выявлена палеокриогенная и криогенная обусловленность направленности стока: подмерзлотного в Вольшеземельской.Пайхойской структурах и артезианского в смежных структурах.- Он устремлен к площадям с депрессиями пластовых давлений: а.о.минус 30-50 м.Устано-влена криогенная и отчасти палеокриогенная обусловленность гидрохимической зональности региона. С криометаморфизмом грунтовых вод связано зональное увеличение минерализации до I и 3 г/л,широкое распространение гидрокарбонатных магниевых, затем-натриевых вод. Вследствие плейстоценового криометаморфизма, под- и межмерзлотные воды и артезианские флюиды ныне талых структур зонально изменяются, в основном в Печорской синеклизе,от ультрапресных гидрокарбонатных, хлоридных натриевых до соленых хлоридных натриевых.Региона-льно развиты-гидрохимические инверсии в меж-и подмерзлотных(контактирующих и залегающих до глубин 600 м) водах плейстоценовой КТ.

5. Выявлено геокриологически обусловленное возрастание налед-ности Урала: с 0,0 до 1,5$ от южной границы региона к Заполярному Уралу и почти двукратное от западного склона хребта к восточному. Наибольшая нале дно сть-в области разгрузки подземных вод, а. о.50-400 м, минимальная - в закрытых криогидрогеологических структурах Пай-Хоя, Уральского приморья. Выяснено: стадии восходящего развития крупных гидрогеогенных наледей умеренного типа различаются степенью участия в наледном питании криогенноотжатых вод CMC, СТС. На Ш стадии питание обеспечивает лишь налецообраз.ующий источник.

Установлено широкое распространение подземных многолетних пластовых льдов в Северной зоне региона, в районах незначительной нале дности. Льды приурочены к палеообводненным четвертичным породам, отличашимся затрудненным оттоком вод при промерзании толщи. Обычно выражены в рельефе, несмотря на глубокое, в основном до 100 м, их залегание. Доказан преимущественно инъекционный генезис ледяных тел.

Для региона и его крупнейших структур автором составлены,на основе установленных закономерностей, мерзлотные, криогицрогеологи-ческие, инженерно-геокриологические карты, схемы; практические рекомендации. Многие годы они используются в геологоразведочном производстве в Печоро-Уральском регионе, в научных исследованиях,учебном процессе, подтверждая свою научную состоятельность.

Задачи дальнейших исследований: выяснение причин отсутствия в Малоземельской тундре реликтовой КТ; установление взаимосвязи между ММП и газогидратаыи региона; углубление представлений о закономерностях формирования мощности КТ Урала в зависимости от плотности кондуктивного теплопотока; разработка методики прогнозирования локализации подземных пластовых льдов региона; и др.

Основные работы, опубликованные автором по теме доклада

Монографии

1. Почвенно-геологические условия Нечерноземья. МГУ,1984.Глава Мерзлотные условия территории. 1,5 п.л.Соавтор А.В.Груздов.

2. Геокриология СССР. М., Недра,1988. Часть П. Глава II Урал. 2,1 п.л. (соавтор В.Е.Борозинец); гл.2,3,5: Схемы районирования Европейского Севера СССР по прерывистости, мощности и вертикальному строению субаэральных криогенных толщ,§ Подземные воды. 0,4 п.л.

(соавторы С.Е.Суходольский, К.А.Кондратьева и др.); гл.10 Мало-Бо-льшеземельский регион: Мощность и вертикальное строение криоли-тозоны, Гидрогеологические условия, гл.8: § Вайгач. 0,5 п.л.

3. Подземные воды Европейского Северо-Востока СССР. Сыктывкар, Коми науч.центр УрО АН СССР, 1989. Главы 2,3 (§ 1,2). 3,6 п.л.

4. Инженерная геология СССР. Урал, Таймыр и Казахская складчатая страна. Ы., Недра, IS90. Часть I. § Основные закономерности гидрогеологических условий (соавтор Л.А.Шимайский); § Основные закономерности мерзлотных условий; подглава Пай-Хой. 1,0 п.л.

5. Engineering Geology of the Earth.Nauka Publishers,МД989.Engineering geology oi selected permafrost regions. Urals, p.74 - 75.

6. Инженерная геология СССР. Платформенные регионы Европейской части СССР. М., Недра, В печати. Раздел "Основные закономерности геокриологических условий", 1,5 а.л.

Статьи, карты

7. О водопроницаемости деятельного слоя и многолетнемерзлой зоны Воркутского угольного района. -Изв. вузов. Геол. и разведка,

№ 10, 1969, с.97-104. Соавтор В.А.Кальм.

8. К вопросу о методике определения фильтрационных расходов из поверхностных водотоков, -В сб.: Мат-лы по геол. и полезн. ископ. Европ, Сев. - Вост. СССР, вып.6, Сыктывкар, кн.изд., 1970, с.248-250. Соавтор Н.Б.Какунов.

9. Определение мощности пояса отрицательных температур горных пород на побережье Арктики. -В кн.: П.Междунар.конф.по мерзлотовед. Вып. 2. Якуте к, кн.изд.,1973, с.130-137, Соавтор Н.Б.Какунов.

10. Региональные особенности мерзлой зоны Тимано-Уральской области. - Изв. вузов. Геол. и разв,, № II, 1974, с.98-103.

11. Новые данные по гидрогеологии и мощности криолитозоны на побережье Карского моря. -В сб.: Геокриол. исслед. при инж.изыск,, М., Стройиздат,1974,с.I74-I8I.Соавторы Н.Б.Какунов, В.С.Денисова.

12. Верхний кайнозойский горизонт межпластовых вод мерзлой зоны и некоторые черты их режима. -В сб.: Вопросы изучения режима подземн, вод и инж.-геол. процессов в р-нах распространения много-летнемерзлых пород. Сыктывкар, кн. изд., 1975, с.84-94.

13. Температурный режим подземных вод как показатель их конденсационного происхождения и водопроницаемости сезонной и многолетней мерзлоты в Воркутинском районе. -Научн. совещ. по геотерм, методам исслед. в гидрогеол. ВСЕГИНГЕО, 1975, с. 45-47.

— 39 —

14. К вопросу о мерзлотном районировании Европейского Северо-Востока СССР. - В кн.: П Междунар. конф. по мерзлотовед. Докл. и выступления. Вып.8. Якутск, кн. изд., 1975, с.215-216.

15. Влияние палеопромерзания на водообильность пермских пород в Воргутинском районе. - Мат-лы по геол. и полезн. ископ. Сев.-Вост. Европ.части СССР, вып.8. Сыктывкар, кн.изд., 1976,с.454-458.

16. Геокриологическая карта СССР (на Европ.Сев.-Вост.страны), м-б 1:2500000. МГУ, 1977. Соавтор С.Е.Оуходольский.

17. О подземных льдах Европейского Северо-Востока СССР. - В сб.: Проблемы криолитологии. Вып. УП. К Ш междунар. конф. по мерзлотовед. МГУ, 1978, с.107-110.

18. Мощность мерзлой зоны Пай-Хоя. - В сб.: Общее мерзлотовед. К Ш Междунар. конф. по мерзл. Новосибирск, Наука,.1978, с.30-34.

19. Взаимосвязь поверхностных и подземных вод мерзлой зоны Полярного Урала. - В сб.: Взаимосвязь поверхн. и подземн. вод мерзлой зоны. Якутск. ИМ СО АН СССР, 1980, с.5-13.

20. История формирования мерзлой зоны Тимано-Уральской области. История формирования многолетнемерзлых пород Полярного, Приполярного и Северного Урала,- В кн.: История развития многолетнемерзлых пород Евразии. К конгрессу 1И0УА. Наука,1981, с.60^78.

21. О мощности мерзлой зоны Полярного и Приполярного Урала. -В сб.: Тематические и регион, исслед. мерзлых толщ Северной Евразии. Якутск, 1981, с.47-59.

22. Распространение мерзлой зоны в Тимано-Печорской нефтегазоносной провинции.-В сб.: Стратиграфия и тектоника Европ.Сев.-Вост. СССР. Тр.IX геол.конф. Кош АССР, выл.4. Сыктывкар,1982,с.154-157.

23. К вопросу о гидрогеологическом районировании артезианских бассейнов территории мерзлой зоны. - В кн.: Методика гидрогеол.исслед. криолитозоны. Новосибирск, йука, 1983, с.22-35.

24. Роль тектоники в обводнении месторождений Печорского угольного бассейна. - В кн.: Роль тектоники в формировании горно-геол. факторов угольных месторождений. Л., ВСЕГЕИ, 1983, с.209-216. Соавтор Н.Б.Какунов.

25. Вертикальное строение многолетнемерзлых толщ. М-б 1:2500000. - Врезка к карте мерзлотных условий Нечерноземной зоны РСФСР. М., ГУГК СССР, 1984. Соавтор А.В.Груздов.

26. Подземные воды Полярного и Приполярного Урала. - В сб.: Рац. использ. и охр. подземн.вод. Красноярск, НИИГиМ, 1984, с.21-35.

— 40 —