12.2. Криогенное преобразование гидрогеологических структур

Выше было сказано, что процессы промерзания с формирова­нием ММП различного характера распространения и мощности существенным образом изменяют условия формирования подзем­ных вод в пределах всех типов гидрогеологических районов. Про­цессы промерзания горных пород и содержащихся в них подзем­ных вод развиваются с поверхности земли, “накладываясь” на гидродинамическую (гидрохимическую, гидротермическую) сис­тему гидрогеологического района определенного типа. Характер и степень криогенного преобразования гидрогеологических условий, связанные с распространением (сплошное, прерывистое и др.) и мощностью ММП, определяются в связи с этим не только физико­географическими (климат) условиями территории, но и типом гид­рогеологического района, определяющим строение разреза, состав и параметры водовмещающих пород, структуру и расходы пото­ков подземных вод, гидрогеохимию разреза и др. (см. гл. 10, 11), т.е. те гидрогеологические факторы, которые в свою очередь также решающим образом влияют на формирование и строение толщи ММП. в связи с этим характер изменения гидрогеологических ус­ловий при промерзании и сами принципы оценки степени крио­генного преобразования различны в гидрогеологических районах разного типа. Условия и особенности криогенного преобразова­ния гидрогеологических районов разного типа рассматриваются

А.И. Ефимовым, А.И. Калабиным, Н.Н. Романовским, Н.Н. Тол- стихиным, О.Н. Толстихиным, С.М. Фотиевым и др.

Криогенное преобразование артезианских бассейнов (АБ)^I. Влия­ние геокриологических условий (при различной степени промер­зания) на условия залегания и формирования артезианских вод подробно рассмотрено Н.Н. Романовским (1983). Промерзание пластовой системы артезианского бассейна начинается с поверх­ности земли, и на первой стадии в мерзлое состояние переходят породы зоны аэрации и грунтового водоносного горизонта на участках с относительно более слабым водообменом (распростра­нение менее проницаемых отложений, затрудненные условия пита­ния и др.). В последующем на стадии формирования прерывистых толщ ММП мощностью до 100 м и более в многолетнемерзлое состояние переходит грунтовый водоносный горизонт и верхняя часть межпластовой системы, включая собственно водоносные горизонты и слабопроницаемые разделяющие пласты. Предпола­гается, что в этом случае мерзлые толщи значительной мощности формируются на участках, где верхняя часть разреза представлена “водоупорными” глинистыми породами или водоносными поро­дами, имеющими относительно низкую проницаемость, а элемен­ты системы, сложенные высокопроницаемыми породами, зоны тектонических нарушений и закарстованности, участки интен­сивного питания и разгрузки подземных вод (см. гл. 8, 9) сохра­няются в талом состоянии, локализуясь в виде таликов различного типа и участков распространения межмерзлотных подземных вод (см. рис. 12.3).

Большинство исследователей считают, что при островном распространении ММП гидродинамическая система АБ не претерпевает существенных изменений. Однако, как было показано Т.А. Куриновой (1988), в условиях массивно-остров­ного распространения ММП (Ангаро-Ленский АБ) криогенные водоупоры, фор­мирующиеся в верхней части гидрогеологического разреза, весьма существенно влияют прежде всего на связь межпластовых горизонтов с верхней гидродинами­ческой границей системы. Отсутствие связи с верхней (наиболее значимой) гра­ницей системы определяет значительные изменения величин и распределения градиентов межпластовой фильтрации, что приводит соответственно к сущест­венным изменениям структуры потоков межпластовых вод верхних горизонтов и условий взаимодействия (направления движения, скорости, расходы) в системе поверхностные воды—грунтовые воды—межпластовые воды (см. рис. 8.3). Наи­более существенно изменяется именно схема межпластовой фильтрации, по­скольку на участках распространения ММП, по существующим представлениям, отсутствуют условия для связи элементов пластовой системы путем перетекания через слабопроницаемые породы.

Влияние многолетнего промерзания на гидродинамическую (гид­рогеохимическую и др.) систему АБ становится особенно сущест­венным при сплошном характере распространения ММП. В этом случае оценка степени криогенного преобразования АБ произво­дится на основе сравнения мощности ММП с мощностью пород осадочного чехла или с мощностью зоны пресных подземных вод при наличии в разрезе бассейна двух или трех гидрогеохимических зон (см. гл. 10). В первом случае при относительно ограниченной мощности (первые сотни метров) осадочного чехла, содержащего пресные подземные воды, при глубинах промерзания больших, чем мощность чехла, в пределах всего бассейна (или его краевых частей), возможно полное промерзание пластовой системы оса­дочного чехла с сохранением подземных вод только в локальных зонах, связанных с таликами различного типа. Ниже проморо­женных пород чехла напорные подмерзлотные воды могут быть связаны с трещиноватыми или закарстованными породами фун­дамента. Подобные гидрогеологические структуры называются в соответствии с принятой терминологией криогенными постартези- анскими бассейнами трещинных вод. В этом случае система собст­венно артезианского типа не существует (полностью промороже­на), и восстановление ее возможно только при деградации ММП.

Во втором случае глубокое преобразование А Б происходит при мощности ММП большей, чем мощность зоны пресных вод. При подобных условиях в АБ оказывается полностью промороженной верхняя зона интенсивного водообмена, содержащая пресные подземные воды, включая внутренние и внешние области пита­ния артезианских вод. Ограниченное распространение пресных вод может быть связано с СТС и таликами разного типа, по кото­рым возможно ограниченное современное питание подмерзлотных вод. При наличии мощных толщ ММП существование сквозных (питающих) таликов возможно, но весьма проблематично, и в каждом конкретном случае вопрос об их наличии или отсутствии должен решаться на основании материалов специальных иссле­дований.

Ниже подошвы ММП в бассейнах этого типа распространены, как правило, соленые воды и рассолы, претерпевшие в той или иной мере криогенную метаморфизацию. Возможно наличие яруса межмерзлотных и внутримерзлотных криогалинных вод и яруса подмерзлотных криогалинных вод и рассолов с температурами ниже 0°С. Подобные артезианские бассейны называются криоар- тезианскими.

Современная динамика подмерзлотных вод криоартезианских бассейнов определяется главным образом наличием в пределах краевой зоны или внутренней области бассейна (см. гл. 10) сквоз­ных таликов напорно-фильтрационного типа, по которым воз­можна разгрузка криогалинных (/<0°С) вод или подземных вод, имеющих положительные температуры. Как было сказано выше, возможность формирования современного питания подмерзлотных вод через верхнюю границу в условиях криоартезианских бассей­нов является весьма проблематичной. В так называемых закры­тых А Б сплошного глубокого промерзания предполагается полное отсутствие современного “поверхностного” питания подмерзлот­ных вод, как в пределах собственно бассейна, так и его структур­ного обрамления. В этих условиях сохранение высоких значений напоров подмерзлотных вод, обеспечивающих их разгрузку по напорно-фильтрационным таликам в пределах внутренней облас­ти бассейна, а также балансовое “обеспечение” современной раз­грузки могут быть связаны только с внутренними источниками питания (элизионные процессы, поступление глубинных мета­морфогенных и магмогенных флюидов через породы фундамента и др.) и формированием криогенных давлений (при промерза­нии). В определенных условиях возможно формирование разгруз­ки подмерзлотных вод и при отсутствии современного питания за счет сработки упругих запасов подземных вод. В то же время во внутренних частях ряда платформенных АБ зоны сплошного рас­пространения толщ ММП значительной мощности (Якутский, Хатангский и др.) непосредственно ниже подошвы ММП выде­лены обширные области с аномально низкими пластовыми давле­ниями (АНПД) подмерзлотных вод (В.Л. Белецкий, А.И. Ефимов,

Н.Н. Романовский и др.). Пьезометрические уровни напорных подмерзлотных вод в таких областях устанавливаются не только ниже уровней поверхностных и надмерзлотных вод, но в ряде слу­чаев и ниже уровня Мирового океана (рис. 12.5). Так, в Намской

Рис. 12.5. Гидрогеологический разрез Якутского бассейна по линии Амга—Дюпся (по Н.Н. Романовскому, 1983)'. 1 — пьезометрический уровень подмерзлотных подземных вод; 2 — нижняя граница ММП; 3 — ММП; 4 — фундамент; 5 — скважины, цифрами указано положение пьезометрического уровня относительно

поверхности земли

опорной скважине (Якутский бассейн) абсолютная отметка уровня подмерзлотных вод находится на глубине 138,4 м. Дефицит напо­ров относительно уровня поверхностных вод достигает 20—80 атм (2,0—8,1 МПа) (Романовский, 1983). Дефицит напоров сохраня­ется, несмотря на наличие сквозных таликов под долинами рек (р. Лена), по которым в принципе возможно гидродинамическое взаимодействие подмерзлотных вод с надмерзлотными и поверх­ностными водами. В то же время залегающие ниже отложения кембрийского водоносного комплекса содержат подземные воды с “нормальными” значениями напоров. Тем самым создаются ус­ловия, когда гидродинамический минимум с резким дефицитом пластовых давлений существует в средней (непосредственно под толщей ММП) части гидрогеологического разреза.

Формирование столь своеобразно расположенной зоны с АНПД объясняется, по мнению ряда исследователей (В.Т. Балобаев,

В.Л. Белецкий, А.И. Ефимов и др.), образованием (увеличением) свободного объема норового пространства при деградации нижней части толщи мерзлых пород. По расчетам В.Т. Балобаева (1973), при прогаивании толщи ММП снизу, за счет перехода текстурооб­разующего льда в воду на площади 1 км- ежегодно “формируется” до 350 м³ “свободного" объема.

Криогенные преобразования гидрогеологических массивов (субмас­сивов) определяются характером прерывистости (распространени­ем) мерзлых толщ по площади и соотношением мощности ММП с мощностью зоны экзогенной трещиноватости (Романовский, 1983). Промерзание гидрогеологического массива, распространяясь с поверхности, захватывает в первую очередь породы зоны аэра­ции, рыхлые водоносные отложения, локально распространенные на поверхности массива, и при увеличении мощности мерзлоты — водоносный горизонт зоны экзогенной трещиноватости. Сохране­ние талого состояния в этом случае характерно главным образом для участков с наиболее высокой проницаемостью горных пород: интенсивно трещиноватые зоны тектонических нарушений, зоны ин­тенсивной закарстованности (субмассивы), участки речных долин, особенно при наличии высокопроницаемых крупнообломочных отложений и др.

Условия залегания и тип подмерзлотных подземных вод (на­порные, безнапорные) зоны экзогенной трещиноватости опреде­ляются главным образом соотношением мощности ММП и глу­биной залегания уровня подземных вод на различных участках массива, условиями питания и разгрузки подмерзлотных вод, на­личием и положением талых участков и зон. Движение подзем­ных вод в целом осуществляется от центральных частей между­речных пространств к речным долинам и периферии массива, формируя систему местных потоков подмерзлотных трещинных вод (см. гл. 9). В связи с достаточно интенсивным водообменом (сохранение в пределах всего массива или на отдельных участках водоносного горизонта зоны экзогенной трещиноватости, наличие сквозных таликов, связанных с зонами тектонической трещинова­тости и закарстованности, и т.д.), подмерзлотные воды массива могут иметь относительно невысокую (300—500 мг/л) минерали­зацию и преимущественно гидрокарбонатный (НСО,—S0₄ и др.) состав.

Крайняя степень криогенного преобразования массива соот­ветствует условиям, когда мощность толщи ММП превышает (значительно) мощность зоны экзогенной трещиноватости. Подоб­ные типы структур выделяются в настоящее время в качестве крио- гидрогеологических массивов (КГМ) сплошного глубокого и сверх­глубокого промерзания. В этих условиях верхняя потенциально наиболее обводненная часть массива (см. гл. 9) полностью промо­рожена. Возможно формирование только локальных (линейно­локальных) потоков трещинно-жильных и трещинно-карстовых подземных вод по зонам интенсивной трещиноватости и закарсто­ванности (субмассивы), с которыми связано наличие сквозных и несквозных таликов различного типа. Существование локально об­водненных зон наиболее характерно для криогидрогеологических массивов с активным проявлением новейших и современных тек­тонических движений (наличие проницаемых зон тектонических нарушений) и субмассивов, в разрезе которых распространены интенсивно закарстованные горные породы. Глубокие части крио­гидрогеологических массивов глубокого и сверхглубокого про­мерзания в настоящее время изучены относительно слабо.

Чрезвычайно интересными являются данные (А.И. Калабин,

Н.Н. Романовский, Н.И. Толстихин и др.) о том, что для гидро­геологических массивов области распространения ММП вблизи подошвы мерзлых толщ характерно формирование так называе­мой зоны криогенной дезинтеграции (криогенной трещиноватости) горных пород, обусловленной многократно происходившими про­цессами промерзания и оттаивания. В связи с тем, что на протя­жении четвертичного периода неоднократно происходила смена холодных и более теплых этапов, а мощность ММП в плейсто­цене была в целом большей, чем в настоящее время, развитие зон криогенной дезинтеграции горных пород вблизи подошвы мерз­лых толщ можно предполагать практически повсеместно. По имеющимся данным (Афанасенко, 2000), вблизи южной границы криолитозоны суммарная мощность зон криогенной дезинтегра­ции пород может достигать 150 м и более. В гидрогеологических массивах сплошного глубокого и сверхглубокого промерзания при наличии зон криогенной дезинтеграции могут быть локально или на достаточно широких площадях распространены напорные подмерзлотные подземные воды с различными условиями водо­обмена, минерализацией и составом. При мощности ММП до 200—300 м и наличии сквозных таликов современный водообмен может быть достаточно интенсивным (особенно при высокой проницаемости пород зоны криогенной дезинтеграции). Это опре­деляет преимущественное развитие пресных и маломинерализо­ванных вод гидрокарбонатного или сульфатно-гидрокарбонатного состава, в той или иной мере измененного процессами криогенной метаморфизации (см. гл. 4). При мощности ММП до 500—700 м и более и отсутствии связи с поверхностью (надмерзлотными и поверхностными водами) для подмерзлотных вод массивов даже без существенного влияния процессов криогенного концентриро­вания должно быть характерно преимущественное распростране­ние относительно минерализованных (до 3,0—10 г/л и более) сульфатно-хлоридных и хлоридных вод. Однако при определенных условиях (резко расчлененный рельеф, интенсивная трещинова­тость и проницаемость горных пород и др.) мощность зоны прес­ных вод, вероятно, может достигать 1000 м и более (см. гл. 11).

Глубже горизонта подмерзлотных вод, связанного с зоной крио­генной дезинтеграции горных пород, обводненность массивов при глубоком и сверхглубоком промерзании может быть связана только с проницаемыми зонами тектонических нарушений и зо­нами локальной трещиноватости различных типов (см. гл. 9, 11). Условия водообмена, минерализация и химический состав этих вод до настоящего времени изучены относительно слабо. Однако исходя из фактических данных, имеющихся по подобным типам структур вне области распространения ММП, можно предпола­гать, что для подмерзлотных трещинно-жильных вод в этом случае должны быть характерны весьма затрудненные условия водообме­на, определяющие развитие (на глубинах 1000—1500 м и более) высокоминерализованных вод и, возможно, рассолов хлоридного состава (см. гл. 11).

Вопросы к главе 12

1. Основные (общие) особенности гидрогеологических условий об­ласти распространения многолетнемерзлых пород (криолито­зоны).

2. Типы подземных вод по условиям залегания относительно тол­щи ММП.

3. Условия формирования и режим надмерзлотных подземных вод.

4. Межмерзлотные и внутримерзлотные подземные воды.

5. Условия формирования и особенности режима подмерзлотных подземных вод.

6. Гидрогеологическая роль таликов. Типы таликов, связанные с формированием подземных вод.

7. Криогенное преобразование гидрогеологических структур.