ГИДРОГЕОЛОГИЯ
СССР
XXVI

МИНИСТЕРСТВО ГЕОЛОГИИ СССР
ВСЕСОЮЗНЫЙ НАУЧНО-ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИЙ ИНСТИТУТ
ГИДРОГЕОЛОГИИ И ИНЖЕНЕРНОЙ ГЕОЛОГИИ (ВСЕГИНГЕО'
ГИДРОГЕОЛОГИЯ
СССР
ГЛАВНЫЙ РЕДАКТОР
А. В. СИДОРЕНКО

ЗАМЕСТИТЕЛИ ГЛАВНОГО РЕДАКТОРА
Н. В. РОГОВСКАЯ, Н. И ТОЛСТИХИН, В М. «ФОМИН
ИЗДАТЕЛЬСТВО «НЕДРА» МОСКВА 1972
МИНИСТЕРСТВО ГЕОЛОГИИ СССР
СЕВЕРО-ВОСТОЧНОЕ ТЕРРИТОРИАЛЬНОЕ
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ УПРАВЛЕНИЕ
ГИДРОГЕОЛОГИЯ
СССР
том XXVI
СЕВЕРО-ВОСТОК СССР
РЕДАКТОР
О. Н. ТОЛСТИХИН
ЗАМЕСТИТЕЛИ РЕДАКТОРА
А И. Е Ф ИМО В, И. А. 3 У Е В
ИЗДАТЕЛЬСТВО «НЕДРА» МОСКВА 1972
ЬДК 551 49(571 65)
Гидрогеология СССР, том XXVI. Северо-Во<гок СССР Северо-Восточное территориальное геологи-
ческое управление Ред О Н Толстихиг М, «Недра», 1972, 297 с
Территория Северо Востока СССР охватывает несколько разнородных и разновозрастных
тектонических структур С учетом геологе тектонических особенностей территории выделены гидр)
геологические складчатые области и область вулканогенных супербассейнов В строении указа!
ных областей принимают участие гидрогеологические массивы, вулканогенные супербассеигы
адартезианские и артезианские бассейны
Описание гидрогеологических структур и соответственно образующих их водоносных ком?
тексов даио с учетом мерзлотных условий, прежде всего мощности и степени прерывистое i
мерзлой зоны Ввиду повсеместного распространения и большого гидрогеологического значения
мерзлой зоны на описываемой территории приводится детальная ее характеристика (температура
мощность степень прерывистости и т п)
В условиях Северо Востока СССР особая роль принадлежит устойчивым водоносным иа
мерзлотным, межмерзлотиым и сквозным таликам, которые представляют собой очень важные
источники питьевых вод В связи с этим большое внимание уделено вопросам формирования
и сохранения различных таликов образованию наледей и выяснению их роли в формировании
ресурсов вод Рассмотрены вопросы формирования над , меж и подмерзлотиых вод, подсчитан-.!
естественные ресурсы вод зоны свободного водообмена
Рассматриваются вопросы разработки месторождений полезных ископаемых в связи с мер!
лотно гидрогеологическими особенностями, влияние производственной деятельности человека ia
мерзлую зону и подземные воды, описаны источники термальных вод приведена инженерно геэ
логическая характеристика территории, осложненная наличием многолетнемерзлых пород
Обобщение материала по подземным водам и инженерной геологии Северо Востока СС~Р
позволило выявить общие закономерности в распределении и формировании подземных вод и
инженерно геологические условия а также определить значение подземных вод для решения ряда
практических задач
Кинга рассчитана иа гидрогеологов м геологов
Таблиц 54 иллюстраций 51, список лкературы — 251 название
РЕДАКЦИОННАЯ КОЛЛЕГИЯ МОНОГРАФИИ
«ГИДРОГЕОЛОГИЯ СССР»
АФАНАСЬЕВ Т П
АХМЕДСАФИН У М
БАБИНЕЦ А Е
БУАЧИДЗЕ И М
ДУХАНИНА В И
ЕФИМОВ А И
ЗАЙЦЕВ Г Н
ЗАЙЦЕВ И К
КАЛМЫКОВ А Ф
КУДЕЛИН Б И
КЕНЕСАРИН Н А
|МАККАВЕЕВ А А |
МАНЕВСКАЯ Г А
ОБИДИН Н И
ПЛОТНИКОВ Н И
ПОКРЫШЕВСКИИ О и
ПОПОВ И в
РОГОВСКАЯ Н В
СИДОРЕНКО А В
|соколов д с j
ТОЛСТИХИН Н И
ФОМИН в м
ЧАПОВСКИИ Е Г.
ЧУРИНОВ м в
ЩЕГОЛЕВ Д И
РЕДАКЦИОННАЯ КОЛЛЕГИЯ XXVI ТОМА
В Г ГОЛЬДТМАН
А И ЕФИМОВ
Ф Г ЗАЕДИНОВ
И А ЗУЕВ
И М МИГОВИЧ
г г ПОПОВ
О Н ТОЛСТИХИН
ГИДРОГЕОЛОГИЯ СССР
ТОМ XXVI СЕВЕРО ВОСТОК СССР
Редактор пзлател! стяа Березовская Л И Техн редакторы Калужина В И и Романова В £
Корректор Н А Громова
Сдано в набор 20 VIII 1971 г
Формат 70x108’ t6 Печ л
Уч изд л 29 96 з т п 38 л
Заказ 833/11228—2
Подписано в печать 28/III 19/2 г	Т ОоО
18 5+цв карта на 3 х листах 21 5 Усл печ л 30 1 с цв карте!
цв карт	Бумага I и карт	Индекс. 3—4 —
Тираж 1500 экз	Цена 3 р 63 к с i ар~С!
Издательство «Недра» Москза К 12 Третьяковский проезд д 1 19
Ленинградская картфабрика ВАГТ
ОГЛАВЛЕНИЕ
Стр.
Введение. И. А. Зуев....................................................... 7
Глава I История гидрогеологических исследований. Л. П. Глотова	11
Глава II. Физико-географические и геологические условия....................28
Орография. |Л. А. Зеленкевич\.................................28
Климат. И. М. Папернов........................................33
Реки. И. М. Папернов..........................................41
Озера. И. М. Папернов.........................................45
Геологическое строение. |А. А. Зеленкевич]....................47
Глава III. Мерзлотные условия..............................................59
Мерзлая зона. В. Г. Гольдтман.................................60
Перенос тепла надмерзлотными водами и некоторые предпосылки
формирования таликов. В. Г. Гольдтман......................64
Подземные льды и наледи. О. Н. Толстихин......................69
Глава IV. Гидрогеологические условия.......................................91
Общие принципы и схема гидрогеологического районирования.
О. Н. Толстихин, В. В. Глотов.............................91
Водоносные комплексы четвертичных отложений. В. Е. Глотов 94
Водоносные комплексы Верхояно-Чукотской сложной гидрогеоло-
гической складчатой области и Охотско-Чукотской области
вулканогенных супербассейнов. В. Е. Глотов................108
Водоносные комплексы Корякской гидрогеологической складчатой
области. В. Е. Глотов.....................................157
Естественные ресурсы подземных вод. В. М. Пиеузова .	.	.	169
Глава V. Особенности формирования подземных вод...........................173
Палеогидрогеологические условия. В. Е. Глотов и В. Г. Гольдтман 173
Формирование надмерзлотных и межмерзлотных вод. О. Н. Тол-
стихин, В. Е. Глотов......................................183
Формирование подмерзлотных вод. В. Е. Глотов.................190
Глава VI. Использование подземных вод в народном хозяйстве ....	201
Организация водоснабжения и охрана подземных вод. И. А. Зуев,
В. И. Кузнецов............................................201
Термальные и минеральные воды. Е. И. Суворова................206
Подземные воды, как поисковый критерий на полезные ископаемые.
.	Д. В. Ефимова, В. Е. Глотов..............................223
6
ОГЛАВЛЕНИЕ
Глава VII. Особенности разработки месторождений полезных ископаемых
в связи с мерзлотно-гидрогеологическими условиями. В. Г. Гольд-
тман с участием П. Н. Калмыкова.........................................239
Разработка	рудных месторождений............................239
Разработка	россыпных месторождений.........................249
Разработка	угольных месторождений..........................258
Глава VIII Инженерно-геологические условия и влияние производственной дея-
тельности на гидрогеологические и мерзлотные условия. И. Е. Зуев,
В. Г. Гольдт ман, П. Н. Калмыков........................................263
Заключение. А. И. Ефимов и О Н. Толстихин...............................283
Список.тч тературы......................................................289
Пр и л ожение Гидрогеологическая карта Севере Бостока СССР масштаба
1 2 500 000 (вкладка на 3-х листах)
ВВЕДЕНИЕ
Территория Северо-Востока СССР, описываемая в XXVI томе моно-
трафии «Гидрогеология СССР», по административному делению вклю-
чает всю Магаданскую область, северную часть Камчатской области
(Корякский национальный округ) и северо-восточную часть Хабаров-
ского края (Охотский район). Магаданская область — одна из крупней-
ших в СССР — делится на 15 административных районов.
С трех сторон описываемая территория омывается холодными мо-
рями: на севере — Чукотским и Восточно-Сибирским, на востоке — Бе-
ринговым и на юге — Охотским. На северо-западе она граничит с Якут-
ской АССР. Общая площадь территории составляет более 1,5 млн. км2
(рис. 1).
Население на этой территории размещается весьма неравномерно.
Большая его часть сосредоточена в центральных районах Магаданской
области (районы наиболее развитой горнодобывающей промышленно-
сти) п на морских побережьях. Средняя плотность населения составляет
около 0,2 человека на 1 км2. Население края многонационально. Кроме
коренных народностей (чукчи, эвенки, коряки, орочи и др.) оно пред-
ставлено русскими, украинцами, белорусами и другими национально-
стями.
Интенсивное развитие экономики и культуры на Северо-Востоке на-
чалось после Великой Октябрьской революции. В настоящее время это
край высокоразвитой горнодобывающей промышленности и растущего
сельского хозяйства. Мощным толчком к развитию производительных
сил и хозяйственного освоения рассматриваемой территории послужило
открытие в конце двадцатых годов в бассейне р. Колымы промышлен-
ных россыпей золота, на базе которых в последующие годы начала
бурно развиваться горнодобывающая промышленность. Основной от-
раслью ее является добыча россыпного и рудного золота и олова. Ма-
гаданская область по праву называется валютным цехом страны.
Крупные горные предприятия по добыче золота и олова располо-
.жены в бассейне верхнего течения р. Колымы на территории Тенькин-
ского, Сусуманского, Ягоднинского и Омсукчанского административных
районов Магаданской области, относящихся в настоящее время к Ко-
.лымо-Магаданскому экономическому району. Добыча золота, начатая
здесь еще в тридцатые годы, продолжает успешно развиваться и в на-
стоящее время.
За последнее десятилетие в результате интенсивных геологоразве-
дочных работ были выявлены промышленные месторождения золота,
олова и ртути на Чукотке, на базе которых стала бурно развиваться
горнодобывающая промышленность. Кроме указанных полезных иско-
паемых, на Северо-Востоке СССР осуществляется добыча угля и раз-
нообразных строительных материалов для удовлетворения местных
нужд народного хозяйства. Угледобыча в настоящее время сосредото-
чена на Аркагалинской, Омсукчанской, Беринговской и Анадырской уг-
8
ВВЕДЕНИЕ
леносных площадях В последние годы расширены геологоразведочные
работы и в ряде других районов с целью создания новых угледобываю-
щих предприятий местного значения В настоящее время уже намети-
лись перспективы и в организации нефтегазодобычи в Анадырском рай-
оне (Чукотка).
В последние годы рыбная промышленность, сосредоточенная в ос-
новном в районах на побережье Охотского моря, и зверобойный промы-
сел на побережьях морей, омывающих Чукотский полуостров, стано-
вятся отраслями союзного значения.
Рис. 1. Обзорная схематическая карта описываемой территории
1 — города: 2 — крупные поселки юродского типа, 3 — автотрассы, 4 — административные грч
ннцы (области, края, республики 5 — граница территории, описываемой в настоящем томе
Металлообрабатывающая и машиностроительная отрасли промыш-
ленности имеют преимущественно местное значение, обеспечивая за-
просы горнодобывающей промышленности, геологоразведки, морского,
речного и автомобильного транспорта. Развивается также легкая, пище-
вая и другие отрасли промышленности.
Сельское хозяйство на Северо-Востоке СССР развивается по не-
скольким направлениям—оленеводство, клеточное звероводство, пти-
цеводство, овощеводство л молочное животноводство Последние две
отрасли сосредоточены в основном на юге Магаданской области (в рай-
онах Охотского побережья), где имеются наиболее благоприятные при-
родно-климатические условия для развития земледелия и животновод-
ства. Широкое развитие получило также тепличное и парниковое хо-
зяйство. В связи с этим начинают использоваться источники термаль-
ных подземных вод, тепловые ресурсы которых позволяют значительно
расширить производственную базу по выращиванию овощей в тепли-
цах и парниках. Важной отраслью хозяйства является пушной промы-
сел, развитый во всех районах Северо-Востока, который является бога-
тейшим пушным промыслозым районом страны
ВВЕДЕНИЕ
9
В тесной связи с развитием промышленности и сельского хозяй-
ства находится энергетика и транспорт. Основным потребителем элек-
троэнергии является горнодобывающая и металлообрабатывающая
промышленность. Создан ряд энергокомбинатов (Аркагалинский, Ма-
гаданский, Певекский и др.), строятся Билибинская атомная и Колым-
ская (на р. Колыме) электростанции, намечается строительство тепло-
вых электростанций.
За годы освоения Северо-Востока СССР получил большое разви-
тие транспорт. Основным внутренним видом его является в настоящее
время автомобильный, с помощью которого осуществляется большая
часть грузоперевозок Главная Колымская автотрасса пересекает Ма-
гаданскую область с юга на север и уходит в пределы Якутской АССР.
Внутри области имеется еще ряд довольно крупных автотрасс, которые
связывают основные горнопромышленные районы с морскими портами,
промышленными и административно-хозяйственными центрами. Ши-
роко развита также сеть воздушных трасс, по которым курсируют гру-
зовые и пассажирские самолеты.
Речной транспорт в силу своеобразных климатических условий
имеет ограниченное применение и используется в основном на реках
Колыме и Анадыре (в нижнем течении), являющихся основными вод-
ными артериями описываемой территории.
В результате планомерных систематических геологоразведочных
работ была создана и непрерывно увеличивается минерально-сырьевая
база для развития главных отраслей горнодобывающей промышленно-
сти (золото- и оловодобычи) и обеспечения других нужд народного хо-
зяйства.
Одновременно с изучением геологического строения и промышлен-
ным освоением полезных ископаемых начались также гидрогеологиче-
ские и иьженерно-мерзлотно-гидрогеологические исследования подзем-
ных вод и многолетнемерзлых горных пород в связи с практическим ре-
шением вопросов водоснабжения и строительства горнопромышленных
предприятий п поселюв.
Первые сводки фактического материала по подземным водам, мерз-
лым породам и мерзлотно-гидрогеологическим явлениям отдельных
районов рассматриваемой территории были выполнены во второй поло-
вине сороковых годов (работы А. И. Калабина и др.). В них на основе
известных тогда общетеоретических представлений и положений о раз-
витии мерзлой зоны и подземных вод (работы Н. И. Толстихина,
М. И. Сумгина, П. <3>. Швецова и др.) освещались отдельные вопросы
формирования и распространения подземных вод (надмерзлотных и
других типов) и многолетнемерзлых пород, методики мерзлотно-гидро-
геологических исследований, практического использования подземных
вод и др. В пятидесятых годах был выполнен также ряд сводных работ
по вопросам гидрогеологии и геокриологии рассматриваемой территории
(работы П. Ф. Швецова, Н. В. Губкина и др.). Наиболее полная сводно-
обобщающая работа по изучению многолетней мерзлоты и гидрогеоло-
гии Северо-Востока СССР завершена А. И. Калабиным в 1952 г. (Ка-
лабин, 1960).
Однако выполненные ранее работы сводного характера по под-
земным водам рассматриваемой территории не исчерпывают всех фак-
тических гидрогеологических материалов, накопленных за истекшие
годы освоения этой территории. Много нового фактического материала
было получено за последние 10—15 лет, когда здесь были начаты регио-
нальные гидрогеологические исследования и гидрогеологические работы
получили широкий размах в связи с решением разнообразных практи-
ческих и научных задач. Однако изученность Северо-Востока СССР
10
ВВЕДЕНИЕ
остается еще крайне слабой и неравномерной, так как гидрогеологиче-
ские исследования производились вблизи населенных пунктов и на ме-
сторождениях полезных ископаемых.
Настоящий том монографии является очередной сводной работой
с широким и всесторонним научным обобщением гидрогеологических
материалов по состоянию изученности на 1/1 1970 г. При этом значи-
тельное место уделено описанию подмерзлотных вод в разнообразных
гидрогеологических структурах, что не представлялось возможным сде-
лать в сводных работах прошлых лет из-за крайне слабой изученности
этих вод.
Впервые в настоящем томе рассматриваются вопросы охраны под-
земных вод и использования их при гидрогеохимических поисках руд-
ных месторождений и нефтеиоисковых работах в условиях развития
мощной мерзлой зоны.
В составлении настоящего тома принимал участие авторский кол-
лектив сотрудников Северо-Восточного геологического управления Ми-
нистерства геологии РСФСР (В. Е. Глотов, Л. П. Глотова, А. А. Зелен-
кевич, И. А. Зуев, В. И. Кузнецов, Е. И. Суворова). ВНИИ-1 (В. Г. Голь-
дтман, И. М. Папернов, П. Н. Калмыков), Института мерзлотоведения
Сибирского отделения АН СССР (В. М. Пигузова, О. Н. Толстихин) и
Всесоюзного научно-исследовательского института гидрогеологии и ин-
женерной геологии (Д. В. Ефимова, А. II. Ефимов).
В работе по сбору фактических материалов, их подготовке и оформ-
лению принимали участие сотрудники тематической партии Гидрогеоло-
гической экспедиции СВГУ В. С. Козлова, В. А. Колесниченко, Н. А. Соф-
ронова, Л. У. Золотарская, В. А. Сюзюмова, Б. А. Карасев, принимавший
также участие в составлении гидрогеологической карты к тому.
В обсуждении XXVI тома активное участие принимали сотрудники
ВСЕГИНГЕО Н. Г. Бобов, 3. И. Кубынина, Б. Ф. Маврицкий, Г. В. Со-
ловьева, И. М. Цыпина, Л. А. Яроцкий, сотрудник ПНИИИСа С. М. Фо-
тиев и Н. А. Вельмина. Всем указанным лицам, сделавшим много цен-
ных предложений, редколлегия и авторы тома выражают свою глубо-
кую признательность и благодарность.
Глава I
ИСТОРИЯ ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ
История гидрогеологических и геокриологических исследований на
"территории Северо-Востока СССР тесно связана с историей геологиче-
ского ее основания, которая имеет сравнительно небольшую давность и
относится в основном к советскому периоду. Дореволюционный период
характеризуется незначительным объемом геологических исследований,
носивших преимущественно маршрутно-рекогносцировочный характер
и способствующих накоплению первых случайных и разрозненных све-
дений о подземных водах. К этому периоду относится открытие штур-
маном Батаковым источников теплых вод в северной половине Чукот-
ского полуострова (1791 —1792 гг.) и первые сведения об источнике
у пос. Талая (1895—1896 гг.).
Вопросы гидрогеологии -в широких масштабах начали изучаться
в послереволюционный период. Мощным толчком к этому послужило
открытие в конце двадцатых годов промышленных россыпей золота
в бассейнах рек Среднекана и Утиной и создание в 1931 г. крупной хо-
зяйственной организации Дальстрой, деятельность которой сопровож-
далась проведением в больших объемах геологоразведочных работ,
•строительством дорог, разработкой россыпных и рудных месторожде-
ний, строительством горнопромышленных предприятий и сооружений.
Все это вызвало необходимость проведения специальных мерзлотно-
гидрогеологических исследований, связанных с решением различных
практических задач. В соответствии с этими задачами в гидрогеологи-
ческих исследованиях выделяется несколько направлений, возникнове-
ние и развитие каждого из них имеет свою историю.
ПОИСКИ И РАЗВЕДКА ПОДЗЕМНЫХ ВОД
ДЛЯ ВОДОСНАБЖЕНИЯ
В условиях Северо-Востока СССР, где поверхностный сток на боль-
шей части рек в зимний период отсутствует, подземные воды как источ-
ник водоснабжения имеют большое значение, и изыскания их с этой
целью были начаты уже в первые годы освоения края (1931—1933 гг.).
К 1937 г. были изучены надмерзлотные воды подрусловых таликов уча-
стков долин рек Атка, Герба, Оротукан и других рек бассейна верхнего
течения Колымы, где за счет этих вод было организовано водоснабжение
предприятий и поселков Атка, Мякит, Оротукан и др. До 1940 г. эти ра-
боты носили эпизодический характер и ставились в зависимость от воз-
никновения потребностей в воде обогатительных фабрик и приисков, тем
не менее результаты их не только имели большое практическое значение,
но и послужили основой для разработки вопросов методики поисков,
разведки п каптажа подрусловых вод в условиях рассматриваемой тер-
ритории.
12
ИСТОРИЯ ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИИ
В 1942 г. в связи с дальнейшим развитием исследований при Геоло-
горазведочном управлении «Дальстроя» была организована гидрогеоло-
гическая служба с целью обеспечения более планомерного и системаги-
ческого проведения работ по изысканию подземных источников водо-
снабжения. Основным объектом изучения и разведки в последующие
годы оставались по-прежнему надмерзлотные подрусловые воды, наибо-
лее доступные для приискового водоснабжения. Поиски и разведка их
проводятся в долинах рек Средний Эльген (Р. Я- Антонов), Челбаяья
(Н. В. Губкин), Чай-Урья, Аркагала (А. Г. Гущин), Вурхала, Омчак
(П. Г. Суриков) и др.
В результате проведенных работ к началу сороковых годов были
не только решены практические вопросы водоснабжения многих посел-
ков промышленных объектов, но и получены новые гидрогеологические
данные, давшие довольно ясное представление об общем распределении
подземных вод на территории Колымского края. Полученные к этому
времени данные убеждают в том, что подрусловые потоки могут являися
источником некрупного, но массового водоснабжения и что вопросы
крупного водоснабжения в ряде случаев можно разрешить используя
подмерзлотные воды.
На наличие подмерзлотных вод указывали косвенные признаки их
проявления. Еще в 1928—1930 гг. В. В. Купер-Конин сообщил о неза-
мерзающих источниках в долинах рек Надо, Анашкин, Сомнительный,
Веттельсон и отметил, что эти незамерзающие источники имеют связь
с тектоническими трещинами — сбросами.
Впервые подмерзлотные воды на территории Северо-Востока были
вскрыты буровыми скважинами в 1936—1937 гг. при разведке угольных
месторождений в Эльгенской и Аркагалинской впадинах. Затем в про-
цессе изысканий источников водоснабжения железной дороги Таскан -
Эльген в 1937—1938 гг. были исследованы (Б. П. Суворов и др.) мощ-
ные незамерзающие источники подземных вод в долинах рек Правый
Эльген и Левый Лыглыхтах, которые затем использовались для водо-
снабжения. Особенно отчетливо проявилась роль подмерзлотных вод
в образовании источников и крупных наледей, что установлено во время
гидрогеологических изысканий в зоне контакта глинистых сланцев и гра-
нитов. В. М. Морозовым в апреле 1938 г., а в мае того же года А. И. Ка-
лабиным обследован мощный источник подземных вод, образующий
крупную наледь в долине р. Вакханки. Зимой 1938—1939 гг. при гидро-
технических изысканиях такие же источники и наледи были встречею
в устье руч. Колымского, являющегося правым притоком р. Вакханки.
На основании этих данных, уже начиная с 1938 г., Д. Ф. Агапь<в,
В. М. Морозов, А. И. Калабин, Н. Д. Садовский и другие, занимавшиеся
водоснабжением, пришли к выводу, что подмерзлотные воды на терри-
тории Северо-Востока имеют широкое распространение.
Исследования подмерзлотных вод особенно широко велись в 1939—
1942 гг. (Б. Г. Суворов, А. И. Калабин, А. С. Смирнов, Н. В. Губкин,
П. Г. Суриков. Р. Я. Антонов и др.). Были выявлены мощные незамер-
зающие источники и крупные наледи в долинах рек Правая Хета, Не-
рега, Нерюча, Хениканджа, Иультин. Начиная с 1941 г. закладываются
буровые скважины специально на подмерзлотные воды у поселков Сейм-
кан, Хета, Галимый, им. Лазо, Певек, Нижний Сеймчан, Валькумей,
Иультин и др.
Обобщая полученные к началу сороковых годов данные о подмерз-
лотных водах как возможных источниках водоснабжения, А. И. Калабин
(1947) отметил ограниченность ресурсов этих вод и целесообразность
разведки их для больших объектов лишь при отсутствии благоприятных
условий для использования поверхностных вод.
ПОИСКИ И РАЗВЕДКА ПОДЗЕМНЫХ. ВОД Д1Я ВОДОСНАБЖЕНИЯ
13
Работы по изысканию подземных источников водоснабжения приис
ков и поселков Магаданской области принимают довольно широкий
размах и в последующие годы (конец сороковых — начало пятидесятых
годов) Они осуществляются П А Сопиным, П Г Суриковым, Д Ф Ага-
пьевым, С А Нестеровым, А Н Репиной, В И Софроновым Основ
ными объектами гидрогеологических изысканий продолжают оставаться
воды подрусловых таликов
Изучением ресурсов подземных вод Певека и Валькумея занимается
В К Лысов, а в 1957 г под руководством В Г. Гольдтмана и Г. Л. Се-
реды проводятся исследования по обоснованию выбора источников водо-
снабжения приисков «Ударник» и «Мальдяк»
В связи с развитием горнодобывающей промышленности и сель-
ского хозяйства, благоустройством поселков и городов и ростом населе-
ния в них вопросы водоснабжения в шестидесятых годах вновь приоб-
рели остроту и актуальность, особенно в районах Чукотского националь-
ного округа
В 1960—1965 гг для улучшения условий водоснабжения Иультин-
ского горнообогатительного комбината им Ленина (пос Иультин) были
проведены по специальной программе режимные гидрогеологические
наблюдения на участке эксплуатации подземных вод в долине р. Иуль-
тин. Гидрорежимные исследования позволили разработать мероприятия
по рациональной эксплуатации и по охране подземных вод от истоще
ния и загрязнения (И А Зуев, М Н Бородулин, В П Давиденко,
Л Ф Каменская и др )
В 1963—1964 гг Северо-Восточным геологическим управлением на
чаты птаномерные комплексные поисково-разведочные работы на под-
земные воды для водоснабжения поселков и городов Чукотского нацио-
нального округа и других районов Магаданской области
Большинство намеченных объектов водоснабжения расположено на
морских побережьях в сложных мерзлотно гидрогеологических и гидро-
химических условиях В связи с этим гидрогеологические работы прово
дятся обычно в два этапа (поиски и разведка) с широким применением
новейших геофизических методов
К 1969 г поисково-разведочные работы завершены в районах по-
селков Амгуэма, Конергино, Ново-Чаплино, Сиреники, Ванкарем, Чай-
буха, Гижига и др Получены новые данные по мерзлотно гидрогеологи
ческим условиям исследованных районов и оценке запасов подземных
вод (В А Кириллов, Г В Введенская, В И Филякина, Г Г Старцев,
В В Тюрин, В Я Зинченко и др ) Изысканием подземных источников
водоснабжения некоторых поселков центральных районов Магаданской
области занимаются также полевые отряды института «Дальстройпро-
ект» (В И Софронов, А М Славянский)
Первой попыткой оценить региональные эксплуатационные запасы
подземных вод Северо-Востока СССР явилось составление в 1963 г по
методическим указаниям ВСЕГИНГЕО обзорной карты эксплуатацион-
ных запасов подземных вод масштаба 1 2 500 000 и пояснительной за
писки к ней (А А Зеленкевич, В И Кузнецов) Эта работа дала самое
общее представление об эксплуатационных запасах подземных вод (ре-
сурсы надмерзлотных вод подсчитаны не были)
Одновременно с разведкой и оценкой естественных запасов подзем-
ных вод р связи с решением вопросов водоснабжения населенных пунк-
тов и предприятий ВНИИ в пятидесятых — шестидесятых годах иссле
довались некоторые вопросы методики искусственного восполнения (ма
газинирования) запасов подмерзлотных вод на участках их эксплуата-
ции Результаты первых опытов по восполнению запасов подмерзлотных
вод, проводившихся на руднике им Лазо, рассмотрены в работах
14
ИСТОРИЯ ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИИ
А. И. Калабина (19576, 1960) В 1961 г. Аркагалинским шахтоуправле-
нием для водоснабжения шахтерского поселка Кадыкчан начато искус-
ственное восполнение запасов подмерзлотных вод путем закачки в экс-
плуатационную скважину летом речных и надмерзлотных вод. В 1962—
1965 гг. участие в этих мероприятиях принял ВНИИ-1 (В. Г. Гольдт-
ман, П. Н. Калмыков, Л. П. Мотрич и др.). Этим же институтом в 1967 г.
были начаты впервые в СССР (на прииске «Экспериментальный»)
опыты по магазинированию поверхностных вод в искусственно созда-
ваемых таликах в толще рыхтых аллювиальных отложений. Заслужи-
вают внимания также и опыты по увеличению производительности сква-
жин, вскрывших подмерзлотные воды, путем искусственного создания
вокруг ствола скважины талой зоны (таликового конуса).
МЕРЗЛОТНО-ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ
НА МЕСТОРОЖДЕНИЯХ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
Специальное изучение шатгных и рудничных вод на территории
Северо-Востока СССР началось в 1940 г. До этого времени при раз-
ведке россыпных и рудных месторождений золота, залегавших, как пра-
вило, в толщах многолетнемерзлых пород, изучению подземных вод не
уделялось большого внимания
Сведения о химическом составе, дебите, уровне подмерзлотных вод
и глубине залегания нижней границы многолетнемерзлых пород были
получены при разведке и эксплуатации рудных и угольных месторож-
дений. Так, в 1933—1940 гг. Гарно-геологическим управлением Главсев-
морпути (М. И. Бушуев, И. П Трибунский) при геологической разведке
месторождения бухты Угольной были вскрыты подмерзлотные воды и
изучен их химический состав. Подмерзлотные воды изучались в 1936—
1938 гг. А. И. Калабиным и С М. Шером при разведке Эльгенского бу-
роугольного месторождения.
Однако систематические к специальные гидрогеологические иссле-
дования на месторождениях полезных ископаемых начались как отме-
чено выше, в сороковых годао. Этот период исследований характери-
зуется широким изучением шахтных вод на угольных месторождениях
(Аркагалинском, Хасынском, Эльгенском, бухты Угольной). На Аркага-
линском каменноугольном месторождении проводятся исследования под
руководством П. Г. Сурикова и А. Г. Гущина. На основании опробова-
ния многочисленных буровых скважин, пройденных при разведке, ими
собран большой материал по подмерзлотным водам.
На месторождении бухты Угольной изучение шахтных вод осуще-
ствляется в комплексе геологоразведочных работ; для обводненной ча-
сти угольных пластов и вмещающих пород определяются возможные
водопритоки в шахтные стволд (И. М. Бушуев, А. Г. Фомичев, Д. Д. Ста-
роверов). В 1944 г. составляется проект осушения шахт Эльгенского бу-
роугольного месторождения; разрабатываются методы борьбы с затоп-
лением шахт поверхностными и грунтовыми водами, рассчитываются
возможные водопритоки в шагты (Г. М. Тайхман).
В 1942—1946 гг. решаются сложные вопросы рудничной гидрогео-
логии, возникшие в связи с эксплуатацией подмерзлотных горизонтов
на оловорудных месторождениях—Хетинском, Галимовском, им. Лазо
(Р. Я. Антонов, Д. Ф. Агапьет, П. Г. Лопарев, С. А. Нестеров).
За период 1937—1948 гг. С. А. Барыниным обобщены результаты
гидрогеологических наблюдений за подмерзлотными водами в процессе
разведки Эльгенского буроугольного месторождения. Аналогичная ра-
бота выполнена в 1947 г. Н. С. Савельевым по Хасынскому угольному
месторождению.
МЕРЗЛОТНО ГИДРОГЕОЛОГИИ ИССЛЕДОВАНИЯ НА МЕСТОРОЖДЕНИЯХ.
Основные черты гидрогеологии и геокриологии колымских россы-
пей, важные для практики их разработки, впервые отмечены в 1935 г
Ю. А Билибиным (1956)
Выяснением гидрогеологических и мерзлотных условий залегания
золотоносных россыпей в бассейнах рек Верина, Чек-Чек, Берелех, Ом
чак и руч Павлик занимались в 1937—1938 гг С А Нестеров, А Т Ка-
линин, А Я. Тарасов, П Г. Суриков.
В 1944—1946 гг. П. А Сопин и А. Н. Репина на основе обобщения
гидрогеологических сведений, полученных при разведке россыпей, выя-
вили непромерзающие подрусловые талики в долинах многих золотонос-
ных рек центральной части Колымы В 1948 г. произведено краткое
мерзлотно-гидрогеологическое описание бассейнов рек Тенька, Чан-
Урья, Берелех, Мякит, Дебин и многих других Эти работы явились на-
чалом широкого развития в пятидесятых годах работ по изучению мерз-
лотно-гидрогеологических условий россыпных месторождений золота,
особенно в связи с внедрением дражного способа их отработки
В период с 1951 по 1959 г свыше 30 специализированных партий и
отрядов занимались изучением мерзлотно-гидрогеологических условии
месторождений россыпного золота в бассейнах рек Колымского золото-
носного района для обоснования дражного способа их отработки
(А Ф Глинкин, А. Б Хайбулин, Т. И. Захарченко, А Т Калинин,
Л И Демченко, Н. Л. Томилов, А Г. Грибок). В результате этих иссле-
дований, носивших обычно комплексный характер, получены многочи-
сленные детальные характеристики подрусловых потоков, режима
надмерзлотных вод, физико-механических свойств мерзлых пород и др.
(Зуев, 1963).
С 1950 г некоторые инженерно-геокриологические вопросы подго-
товки россыпей к разработке дражным способом исследуются сотрудни-
ками ВНИИ-1 (В. Г. Гольдтман и др ) Широкое применение получили
гидравлические способы оттаивания многолетнемерзлых толщ, заклю-
чающиеся в создании искусственных фильтрационных потоков для пере-
носа тепла речной воды в горные породы Внедрение дражного способа
отработки россыпей в условиях Северо-Востока потребовало также раз-
работки методики мерзлотно гидрогеологических исследований. Реше-
нию этих вопросов посвящены работы И А Зуева и В. Г Гольдтмана
(1956, 1958).
В 1953—1959 гг. продолжаются мерзлотно-гидрогеологические ис-
следования в комплексе с геологоразведочными работами на рудниках
Галимый и им Лазо, на Игуменовском золоторудном месторождении,
на угольных месторождениях Хасынском, Ланковском, Кухтуйском, Ана-
дырском, Галимовском, Амаамском, бухты Угольной (Н И Кусов,
П И. Трофимук, Г Д Гинсбург, И. А Зуев, А М Славянский,
М Н Мельников и др ) С 1959 г. на золоторудном месторождении
в долине руч. Игуменовского были начаты стационарные наблюдения
за режимом подземных вод с целью прогноза притока подземных вод
в подмерзлотные горные выработки рудника.
В 1960 г были начаты стационарные наблюдения за режимом под-
земных вод и температурой горных пород в бассейне Сибик-Тэллахского
месторождения в связи с широким развитием в этом районе наледей и
перспективной разработкой глубокозалегающих россыпей золота (М. Н.
Бородулин, В П. Давиденко, П. И Лыгин и др )
Период 1960—1968 гг. характеризуется тем, что приобретают осо-
бенно большое значение работы по изучению мерзлотно-гидрогеологи-
ческих условий разведываемых и подготавливаемых к эксплуатации ме-
сторождений золота и других полезных ископаемых в Чукотском нацио-
нальном округе. Наряду с этим продолжаются работы и в бассейне
16
ИСТОРИЯ ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЯ
р. Колымы (в долинах рек Мылги, Перевальной, руч. Моренного). Ха-
рактер и задачи работ остаются прежними — установление границ рас-
пространения таликов, определение производительности подрусловых
потоков и оценка их как источников хозяйственного и технического водо-
снабжения будущих приисков и поселков и др.
В 1963—1968 гг. в золотоносных районах Чукотки (в долинах рек
Коневаам, Пильхинкууль, Алярмагтын и Эльвенейвеем) и на Палян-
ском ртутном месторождении в общем комплексе мерзлотно-гидрогео-
логических исследований осуществляются стационарные гидрогеологи-
ческие, метеорологические и геотермические наблюдения (А. И. Нови-
ков и др.).
ИЗУЧЕНИЕ ТЕРМО-МИНЕРАЛЬНЫХ ВОД
О существовании термальных источников на территории Северо-
Востока было известно уже давно. Еще зимой 1791—1792 гг. штурман
Батаков открыл источники теплых вод в северной половине Чукотского
полуострова, на юго-западном побережье Колючинской губы. Они из-
давна использовались чукчами-оленеводами для лечения оленей.
В конце прошлого столетия было известно также о Тальском горячем
источнике.
Издавна местное население знало о существовании теплых ключей
в долине р. Улукан и в других районах Северного побережья Охотского
моря (источники Береиджинские, Таватумские, Наяханские и Широ-
кий). В 1944 г. П. А. Сопин, проводя специальные гидрогеологические
работы на теплых источниках в долине р. Улукан, обнаружил следы бы-
лого «благоустройства»-—ямы глубиной 0,4—0,5 м, закрепленные при-
митивными срубами из жердей.
Однако изучение термальных и минеральных источников было на-
чато только в советское время. В период 1930—1940 гг. эти исследова-
ния носили попутный характер, тем не менее к концу этого периода
в процессе геологических поисков и съемок были обследованы почти
все термо-минеральные источники, известные в настоящее время на
Крайнем Северо-Востоке СССР.
Одним из первых был обследован и описан Тальский источник. Зи-
мой 1929 г. В. А. Цареградский и Д. Н. Казанли установили на источ-
нике астрономический пункт (к настоящему времени не сохранился) и
определили координаты источника. В 1932 г. С. Е. Захаренко сделал
общее географическое описание окрестностей источника и определил
его дебит, равный 5 Л43/ч. Первые наиболее полные данные о темпера-
туре, химическом составе и радиоактивности тальской воды были полу-
чены в 1934 г. радиометрической партией (Л. И. Боброва).
В 1938 г. в процессе геологических исследований Ю. Ю. Колтовский
впервые описал и взял пробы воды еще из трех источников Охотского
побережья — Широкого, Таватумского и Наяханского. Первые специ-
альные работы по изучению тальских термо-минеральных вод были про-
ведены под руководством Л. А. Андреевой в 1939 г. Они послужили ос-
новой для открытия на их базе в октябре 1940 г. первого на Колыме са-
натория «Горячие ключи» (курорт Талая). В 1940 г. появилась первая
сводная работа Ю. А. Данилевского, в которой описывались четыре
термо-минеральных источника Охотско-Колымского края — Тальский,
Таватумский, Широкий и Наяханский.
В 1934—1935 гг. Арктическим институтом Главсевморпути была на-
правлена на Чукотский полуостров геологическая экспедиция (М. И.
Рабкин, А. П. Никольский, Ф. А. Головачев), впервые исследовав-
шая обширную территорию полуострова от мыса Дежнева до Колючин-
ИЗУЧЕНИЕ ТЕРМО-МАЛЬНЫХ ВОД
17
ской губы, в том числе и имеющиеся там горячие источники (Чаплин-
ские, Сенявинские, Аракамчеченские, Кукунские, Мечигменские и Не-
шканские). Краткие характеристики этих источников с описанием гео-
логических условий их выхода появились в статьях Ф. А. Головачева
(1937), А. П. Никольского (1937), М. И. Рабкина (1937), П. Ф. Шве-
цова (1937).
В сороковых годах сведения о термо-минеральных источниках Се-
веро-Востока СССР значительно пополнились в результате специаль-
ных обследований. В 1941 г. появились первые сведения о наличии теп-
лых источников в районе Мотыклейского залива, которые посетил
А. И. Семейкин. В 1944 г. там побывал А. П. Хмелинин, в докладной за-
писке которого приведены данные химического анализа мотыклейских
вод, а также сведения о их лечебных свойствах (со слов местных жите-
лей). В 1944—1945 гг. под руководством П. А. Сопина на Мотыклейских
источниках проводились специальные гидрогеологические исследования,
в результате которых в долине р. Улукан были установлены три группы
выходов минеральных вод. На основании данных химических анализов
мотыклейских вод дана высокая оценка их лечебных свойств и возмож-
ности использования для организации курорта. Тогда же им было на-
чато изучение Беренджинских термальных источников в районе залива
Шельтинга.
Почти все выявленные источники отмечены на «Схематической
карте природных минеральных вод СССР» масштаба 1 : 10 000 000, со-
ставленной в 1945 г. Н. И. Толстихиным и А. И. Дзенс-Литовским и
опубликованной в 1946 г. под редакцией М. М. Васильевского.
В 1947—1949 гг. проведены наиболее крупные гидрогеологические
работы по изучению ресурсов Гальского горячего источника в связи
с расширением строительства курорта Талая (П. А. Сопин). Были полу-
чены новые данные, детально характеризующие геолого-гидрогеологи-
ческие условия выхода термальных вод, термо-химический режим
в очаге их разгрузки, обнаружены холодные радоновые источники и
крупные залежи лечебных грязей. Формирование тальских терм, по
П. А. Сопину, происходит путем инфильтрации поверхностных вод
в зоне глубинного разлома.
В 1948 г. Н. И. Ларин на основании геологических материалов вы-
сказал мысль о том, что образование Тальских источников связано
с угасшим вулканом. Летом 1949 г. сюда выезжала экспедиция Цен-
трального института курортологии и физиотерапии, которая дала вы-
сокую оценку лечебным свойствам воды горячего источника и местных
грязей (А. Л. Андреев, В. В. Иванов и др.). В 1949—1950 гг. комплекс-
ными курортологическими экспедициями были обследованы главнейшие
источники северного побережья Охотского моря — Таватумские, Ши-
рокий, Мотыклейские (В. В. Иванов, В. М. Морев, А. О. Блюменфельд
и др.).
В 1950 г. П. А. Сопиным и Е. А. Савицкой впервые был обследован
Саганьинский источник, известный с 1936 г.; было выявлено, что он дей-
ствует только в летний период и характеризуется неустойчивым режи-
мом и по этой причине большого практического значения не имеет.
В 1951 г. В. Г. Гольдтманом завершена сводка по минеральным ис-
точникам Крайнего Северо-Востока СССР, в которой отмечено наличие
на этой территории 20 минеральных источников, в том числе 17 тер-
мальных. Подробнее других рассмотрены минеральные источники се-
верного побережья Охотского моря, в том числе два вновь обнаружен-
ных источника (Березовый и Хиим). Сводное гидрогеологическое описа-
ние всех минеральных источников Северо-Востока СССР сделано
в 1952 г. А. И. Калабиным.
18
ИСТОРИЯ ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИИ
В период 1950—1960 гг. изучение минеральных и термальных источ-
ников Северо-Востока продолжалось, хотя крупных работ с этой целью
не проводилось. Краткие сведения о термальных источниках Чукотского
полуострова приводятся в печатных и рукописных трудах В. М. Поно-
марева (1953).
В 1956—1957 гг. на Тальском источнике была пробурена эксплуа-
тационная скважина Центральная глубиной 151 м и определена воз-
можность отбора термальных вод в количестве 13 л/сек (А. Ф. Глинкин).
В 1958—1959 гг. в связи с изучением режима Тальского источника
в этом районе была проведена мелкомасштабная гидрогеологическая
съемка и комплекс геофизических исследований (Э. П. Морозов), на-
чаты и в дальнейшем продолжены работы по изучению режима термаль-
ных и других типов подземных вод (И. А. Зуев, В. Я- Зинченко, М. Н Бо-
родулин и др.).
В 1955 г. в результате комплексной геолого-гидрогеологической
съемки масштаба 1:200 000, проведенной 4-м Геологическим управле-
нием, получены дополнительные материалы для характеристики боль-
шинства термальных источников прибрежных районов Чукотского полу-
острова (И. А. Никитин, А. Я. Стремяков, В. В. Иванов и др.), а в 1956 г.
выявлены и обследованы еще два источника Чукотского полуострова —
Дежневский и Пыкелунвээмский (И. М Саргина, Ю. А. Борзаковский
и др.). Специальная курортологическая оценка чукотских термальных
вод и конкретные рекомендации по их практическому использованию
даны в отчете Чукотской комплексной партии Центрального института
курортологии и физиотерапии за 1955 г. В. В. Ивановым, Л. А. Сарыче-
вой, М. Р. Виноградовой и др. Сводное геологическое описание почти
всех термо-минеральных источников Северо-Востока и их общая сравни-
тельная оценка приведены впервые в работе А. И. Калабина (1959).
В 1960 г. В. В. Ивановым, А. М. Овчинниковым и А. А. Яроцким
(Центральный институт курортологии и физиотерапии) издана карта
подземных минеральных вод СССР масштаба 1 : 7 500 000 с краткой
объяснительной запиской. На карте схематично показано распростране-
ние минеральных вод и на рассматриваемой территории.
В 1961 г. СВГУ приступило к комплексным гидрогеологическим ра-
ботам по изучению и разведке Мотыклейских теплых минеральных
источников. Первый этап этих исследований завершен в 1963 г.
(А. Ф. Огарев, В. А. Кириллов). В 1963—1966 гг. были продолжены по-
исково-разведочные работы (И. Г. Шабарин, Л. П. Батаев) и выявлена,
в частности, перспективность Лево-Улуканского участка Мотыклейского
месторождения в отношении получения термо-минеральных вод (35° С
и выше). В 1966—1968 гг. здесь были произведены дополнительные раз-
ведочные работы на глубину до 300 м. По результатам всех работ
в 1969 г. подсчитаны эксплуатационные запасы минеральных вод по
всему месторождению (И. А. Зуев, А. Ф. Огарев, Е. И. Суворова и др.).
В 1966 г. специализированной гидрогеологической партией конторы
«Геоминвод» было выполнено курортологическое обследование в рай-
оне Мотыклейского месторождения и даны рекомендации по использо-
ванию мотыклейских вод и выявленных лечебных грязей. В настоящее
время на базе Мотыклейских источников планируется строительство ку-
рорта на 400 мест.
В 1962 г. И. А. Зуевым кратко рассмотрены состояние изученности
минеральных (термальных и холодных) источников описываемой тер-
ритории и задачи дальнейших работ по исследованию и разведке их
в связи с различными перспективами практического освоения. С учетом
этого рационального направления поисково-разведочных работ мине-
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКОЕ КАРТИРОВАНИЕ
19
ральные источники (воды) Северо-Востока СССР им предложено под-
разделить на лечебные, геотермальные и промышленные.
В 1964—1967 гг. в связи с перспективой расширения курорта Талая
в районе Тальского источника проведены поисково-разведочные работы
в комплексе с геофизическими исследованиями, в результате которых
получены новые данные о геологической структуре этого участка и гео-
термических условиях (Г. В. Введенская, П. И. Лыгин и др.). Одновре-
менно продолжались режимные гидрогеологические наблюдения, ре-
зультаты которых изложены в ежегодных отчетах гидрогеологической
станции СВГУ за 1959—1968 гг. (И. А. Зуев, В. Я. Зинченко, В. П. Да-
виденко, А. Ф. Огарев, Л. Ф. Каменская и др.). Они явились основой
для подсчета эксплуатационных запасов термальных вод.
В 1964—1968 гг. на Чаплинских источниках проведен широкий
комплекс поисково-разведочных работ, выявлены термальные воды
с температурой 95—96° С (Г. Ю. Фейгин, В. А. Воросцов и др.) и изу-
чены основные особенности режима термальных вод в очаге их раз-
грузки. В 1963—1964 гг. в связи с намечавшимся строительством меж-
колхозного санатория произведено бурение нескольких скважин разве-
дочного характера на участке Таватумских термальных источников
(П. Г. Суриков). В 1963 г. А. А. Зеленкевичем совместно с А. М. Мака-
ренко и П. Ф. Швецовым произведено описание термальных вод Северо-
Востока СССР, а в 1964 г. тематической партией Гидрогеологической
экспедиции (А. А. Зеленкевич и др.) составлена схематическая карта
термальных вод, на которой в порядке прогноза отражены возможные
условия распространения подземных вод с различной температурой
в пределах артезианских бассейнов территории.
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКОЕ КАРТИРОВАНИЕ
До сороковых годов на территории Северо-Востока СССР гидро-
геологические съемки не проводились. В последующие годы в общем
комплексе мерзлотно-гидрогеологических исследований на месторожде-
ниях полезных ископаемых проводились гидрогеологические съемки
различного назначения. Они охватывали незначительные по площади
участки угольных месторождений и дражные полигоны и носили сугубо
прикладной характер. К 1950 г. такими съемками были покрыты неболь-
шие участки в долинах рек Ьерелех (А. Т. Калинин), Омчак (П. Г. Су-
риков), Хета (П. Г. Лопарев) и других на общей площади 150 км2.
В последующие годы (1951 —1960) объем гидрогеологических съемок
значительно возрастает и помимо специальных съемок сравнительно
небольших участков начинаются региональные гидрогеологические
съемки центральных горнопромышленных районов Колымы и на Чукот-
ском полуострове.
Специализированные гидрогеологические исследования, включаю-
щие крупномасштабные съемки, проводятся в пятидесятых годах на ме-
сторождениях россыпного золота (М. Н. Бородулин, Л. И. Демченко,
А. И. Марьин и др.) и бурого угля (Г. Ю. Фейгин, И. А. Зуев, М. Н. Мель-
ников, В. М. Славянский и др.).
С 1950—1951 гг. региональные мелкомасштабные геолого-гидрогео-
логические съемки проводятся в прибрежных районах южной части Чу-
котского полуострова (Е. К. Боборыкин, Г. А. Жуков, И. А. Никитин,
И. М. Саргина, Ю. А. Борзаковский и др.). В результате этих съемок
к 1958 г. были выяснены основные черты мерзлотно-гидрогеологических
условий, однако вторые от поверхности водоносные горизонты (под-
мерзлотные воды) при этом остались неизученными.
20
ИСТОРИЯ ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИИ
С 1957 г. проводятся мелкомасштабные гидрогеологические съемки
в правобережной части бассейна р. Малого Анюя с целью общей мерз-
лотно-гидрогеологической характеристики мало изученного в гидрогео-
логическом отношении района, перспективного на россыпное золото
(А. В. Бордашев, В. Я. Коваленко, Г. С. Глазырин, Р. К. Алстер,
В. И. Кайсаров).
Первая обзорная гидрогеологическая карта СССР масштаба
1 : 5 000 000, включающая и территорию Магаданской области, была
подготовлена в 1941 г. группой гидрогеологов ЦНИГРИ (М. М. Василь-
евский, Г. А. Лебедев, Н. Ф. Погребов, М. А. Ревунова, Б. К. Терлецкий,
Н. И. Толстихин).
В 1956 г., а затем в 1964 г. С. А. Нестеровым составлены мелкомас-
штабные гидрогеологические карты по району среднего течения р. Ко-
лымы. При составлении их использован обширный фактический мате-
риал гидрогеологических исследований. На карте 1964 г. отражены гид-
рогеологические районы с различными гидродинамическими, гидрохими-
ческими и другими гидрогеологическими характеристиками.
В 1958 г. для всей территории Северо-Востока СССР А. С. Симако-
вым и 3. Г. Шильниковской впервые составлена карта наледей, а в 1959 г.
карта наледей была составлена Л. А. Чернышевой для бассейнов рек
Малого и Большого Анюя и нижней части бассейна р. Омолон.
В 1958 г. после составления карты гидрогеологической изученности
(А. А. Маккавеева, А. А. Зеленкевич и И. А. Зуев) составлена первая
обзорная гидрогеологическая карта масштаба 1:2 500 000, дающая
представление об общих мерзлотно-гидрогеологических условиях, водо-
носных комплексах, о расположении наледей и районов их интенсивного
развития и химическом составе воды. Однако в связи со слабой гидро-
геологической изученностью территории Северо-Востока СССР отдель-
ные ее районы закартированы по предположению. Эта карта явилась
составной частью первой гидрогеологической карты СССР масштаба
1 : 2 500 000, составленной под руководством И. К. Зайцева (редакторы
Н. А. Маринов и Н. И. Толстихин) и изданной в 1959 г. В 1961 г. была
издана другая гидрогеологическая карта СССР масштаба 1:5 000 000
(редактор И. К. Зайцев). На этой карте были дополнительно нанесены
изолинии мощностей многолетнемерзлых пород и показаны пластовые
и порово-пластовые воды изученных подрусловых таликов. В 1960 г. для
части территории Колымского золотоносного района была составлена
схематическая мерзлотно-гидрОгеологическая карта (А. Г. Грибок).
С 1961 г. в сравнительно небольшом объеме проводятся региональ-
ные мелко- и среднемасштабные гидрогеологические съемки в горнопро-
мышленных золотоносных районах Чукотки и в бассейне верхнего тече-
ния р. Колымы (Г. К. Морозова, И. Е. Гуреев, С. А. Нестеров, Э. Н. Стру-
ков, В. Я- Коваленко и др.). В ходе съемочных работ было установлено,
что исследованные районы расположены в области сплошного развития
многолетнемерзлых пород мощностью от 100 до 200 м под долинами рек
и от 200 до 400 м на возвышенных участках. Таликовые зоны выявлены
под руслами рек Мяунджа, Берелах, Колыма, Сеймчан, Чай-Урья и др.
Для водоснабжения рекомендуется использовать надмерзлотные воды
подрусловых таликов крупных рек и подмерзлотные воды комплекса
юрских отложений. Заложение водозаборных скважин рекомендуется
в зонах тектонических нарушений послеюрского времени.
Комплексные мелкомасштабные геолого-гидрогеологические съемки
в 1960—1963 гг. проведены на Охотском побережье в бассейнах верхних
течений рек Лайковая, Сиглан, нижних течений рек Яна, Ойра, на тер-
ритории полуостровов Одян, Тайгонос, восточного побережья Наяхан-
ской губы и бассейнов нижних течений рек Кананыга, Вилига, Широкая,
ГИДРОХИМИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ
21
Таватум (Ю. Н. Карпов, С. В. Сендек, С. Д. Веревкин, Ю. С. Турчино-
вич, А. И. Тихомиров, Ю. Н. Звонцов и др.). При этом установлено по-
всеместное развитие многолетнемерзлых пород в пределах этих терри-
торий, за исключением прибрежной части Охотского моря. Выделены и
охарактеризованы подземные воды в различных геологических образо-
ваниях. Для водоснабжения наиболее перспективными признаны воды
аллювиальных отложений в зонах таликов. Составленные на основании
этих съемок гидрогеологические карты слабо отражают условия зале-
гания подмерзлотных водоносных комплексов, степень водоносности по-
род, динамику, режим, условия питания и разгрузки подмерзлотных вод
В этом отношении эти карты являются, как правило, некондиционными.
С 1961 г. мерзлотно-гидрогеологические съемки проведены на место-
рождениях россыпного золота (Г. К- Морозова, А. И. Новиков, И. М. Са-
модуров), а также в районе Чаплинских термальных источников
(Г. Ю. Фейгин) и при изысканиях подземных источников водоснабже-
ния (В. Я. Зинченко, Г. Г. Старцев, И. Г. Шабарин и др.). К 1968 г.
общая заснятая гидрогеологическими съемками площадь увеличилась
вдвое по сравнению с 1960 г В период 1961—1968 гг. продолжалось
обобщение имеющихся фактических материалов по гидрогеологии и со-
ставление сводных карт.
В период 1961 —1964 гг. А. А. Зеленкевич, П. А Сопин и В. Ф. Кор-
ниенко проводили картирование различных частей территории Северо-
Востока, выделяя гидрогеологические структуры, водоносные комплексы,
различные мерзлотные условия, карстовые явления и др.
Общие перспективы использования подземных вод территории Ма-
гаданской области нашли свое отражение на сводных картах — картах
подземного стока СССР масштаба 1 : 5 000 000, изданных в 1964 г. под
редакцией Б. И. Куделина, карте модулей эксплуатационных ресурсов
пресных и солоноватых вод СССР масштаба 1 : 5 000 000, изданной
в 1966 г. под редакцией Н. Н. Биндемана и на гидрогеологической карте
СССР, составленной В. М. Мироненковой, Э. Н. Мурзо и Т. С. Соколовой
и изданной в 1966 г. под редакцией И. К. Зайцева. Однако вследствие
слабой площадной гидрогеологической изученности рассматриваемой
территории все эти карты дают лишь общее представление по отдель-
ным вопросам мерзлотно-гидрогеологического строения Северо-Востока
СССР.
ГИДРОХИМИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ
Гидрохимические исследования в практике геологопоисковых работ
Северо-Восточного геологического управления не получили широкого
применения. Они начали проводиться лишь в пятидесятых годах при
съемках на Чукотском полуострове и носили опытно-методический ха-
рактер, т. е. основной их задачей являлась разработка методики, выяс-
нение перспектив и оценка эффективности гидрохимических поисков
в условиях Северо-Востока СССР (Стремяков, 1958; Зуев, 1964).
В 1959 г. была организована первая гидрохимическая партия под
руководством Г. С. Глазырина, осуществившая гидрохимические иссле-
дования на площади около 40 тыс. км2, охватывающей прибрежную
30-километровую полосу Колымы от устья р. Бохапчи до устья р. Лабуи
(пос. Средне-Колымск), в пределах которой имеются разнообразные
рудные и россыпные месторождения. Данные опробования показали, что
золотоносность пород может быть обнаружена по содержанию в водных
ореолах рассеяния тяжелых металлов-спутников (меди, цинка, свинца,
серебра), ассоциирующих с золотом и указывающих на наличие суль-
фидно-касситеритовых типов оруденения. В районе Балыгычана обнару-
22
ИСТОРИЯ ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИИ
жен источник высокоминерализованных подмерзлотных вод (минерали-
зация 70 г!л), сумма металлов до 2 мг/л.
В* 1960 г. аналогичные гидрохимические исследования были постав-
лены в пределах Майнгы-Пауктуваамского золотоносного узла
(Г. С. Глазырин). Основная цель этих исследований заключалась в том,
чтобы установить гидрохимические поисковые признаки для заведомо
золотоносного района и сравнить этот район с другими участками для
оценки перспективности последних. В результате проведенных работ ус-
тановлено, что рудничные воды сульфатно-гидрокарбонатного и гидро-
карбонатно-сульфатного типов с аномальными содержаниями поисковых
компонентов могут служить указанием на наличие сульфидного оруде-
нения.
Основные материалы гидрохимических исследований 1959—1960 гг.
были проанализированы и обобщены И. А. Зуевым (1961), подтвердив-
шим применимость и перспективность гидрохимического метода поисков
рудных месторождений в условиях распространения многолетнемерзлых
пород
Однако в целом условия формирования химического состава природ-
ных вод Северо-Востока СССР оставались мало изученными, в связи
с чем на гидрохимических картах СССР масштабов 1 :5 000 000 и
1 : 7 500 000, изданных в 1964—1966 гг. под редакцией И. К. Зайцева и
Н. И. Толстихина, по рассматриваемой территории нашли свое отраже-
ние лишь самые общие закономерности распространения вод различной
минерализации (главным образом пресных и слабо солоноватых).
С 1964 по 1968 г. специализированными отрядами СВ ГУ проводи-
лись экспериментальные гидрохимические исследования в Центральной
Чукотке — в районах сопки Рудной, Западно-Палянского ртутного ме-
сторождения, в бассейне р. Умкрыннет, на правобережье р. Малый Эт-
чикун и в бассейне рек Большого и Малого Пыкарваама (И. Б. Абрамов,
Д. В. Ефимова). Эти исследования способствовали выявлению перспек-
тивных участков для проведения дальнейших детальных работ; резуль-
таты хорошо согласовывались с данными шлихового и металлометриче-
ского опробования. В 1965—1966 гг. в бассейне р. Хатырки в комплексе
с геологическими работами проводились гидрогеологические и гидрохи-
мические исследования для оценки перспектив нефтегазоносности Ха-
тырского прогиба (В. Е. Глотов). Результаты исследований позволили
выявить наиболее благоприятные для сохранения залежей нефти и газа
структуры, установить гидрохимический критерий генетической связи
состава органического вещества пород и природных вод района и таким
образом показать возможность и эффективность применения поверх-
ностных гидрохимических методов не только при поисках рудных место-
рождений, но и при оценке перспектив нефтегазоносности в районах Се-
веро-Востока СССР.
В 1968 г. СВГУ совместно с ВСЕГИНГЕО начаты тематические ра-
боты по разработке и совершенствованию методики гидрогеохимиче-
ского метода поисков в условиях Северо-Востока СССР.
МЕРЗЛОТНО-ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ
Мерзлотно-геологические изыскания на территории Северо-Востока
СССР были начаты с середины сороковых годов. Необходимость в них
возникла в связи с обоснованием строительства различных промышлен-
ных и гражданских сооружений (шоссейные дороги, жилые и производ-
ственные здания). В 1936—1939 гг. впервые изучались процессы промер-
зания, протаивания и уплотнения грунтов на опытных участках шоссей-
МЕРЗЛОТНО-ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ
23
«ой дороги Ягодное — Берелех, проложенной на низкотемпературных
многолетнемерзлых породах.
Много ценных сведений о распространении и составе многолетне-
мерзлых пород, в частности о залежах подземных льдов и наледях,
в 1926—1933 гг. собрал и опубликовал С. В. Обручев.
Большую работу по изучению многолетнемерзлых пород и связан-
«ых с ними физико-геологических процессов проделал (с 1936 г.) кол-
лектив мерзлотной станции Главсевморпути, а затем Институт мерзло-
товедения им. В. А. Обручева АН СССР в районе Анадыря (Н. А. Граве,
И. А. Некрасов, В. М. Пономарев, Р. М. Саркисян, П. А. Соловьев,
П. Ф. Швецов и др.)- В задачу станции входило исследование темпера-
турного режима горных пород и подземных вод в прилегающих к Ана-
дырю районах, изучение физико-механических свойств горных пород, вы-
яснение причин деформации разного рода сооружений, построенных
в районе станции. Результаты исследований за первый год работы Ана-
дырской мерзлотной станции были опубликованы П. Ф. Швецовым
(1938), а затем в многочисленных статьях и сводных работах другими
авторами.
В результате проведенных геокриологических исследований к 1940 г.
уже был накоплен значительный фактический материал, требовавший
-обобщения. В эти годы вышла в свет книга «Общее мерзлотоведение»
(М. И. Сумгин и др.). Несколько ранее, в 1937 г., появился труд
М. И. Сумгина и Н. А. Цытовича «Основы механики мерзлых грунтов»,
в котором освещаются вопросы, связанные с инженерным мерзлотове-
дением. В 1941 г. опубликована книга Н. И. Толстихина «Подземные
воды мерзлой зоны литосферы», в которой впервые изложены условия
залегания подземных вод и их классификация для территории мерзлой
зоны с примерами по изучаемой территории Северо-Востока.
В 1940—1943 г. началась эксплуатация ряда крупных промышлен-
ных зданий, построенных на мерзлых или оттаивающих грунтах. Для
борьбы с осадкой зданий на протаивающих льдистых галечных или гли-
нистых грунтах осуществлялись специальные конструктивные мероприя-
тия, применялось частичное предпостроечное оттаивание и выяснялась
возможность строительства без проветриваемых подполий (В. Г. Брутко,
Н. Д. Садовский, Г. М. Тайхман, М. П. Андреев, Л. Е. Ведерников).
В эти годы определились основные черты инженерно-геологических усло-
вий строительства в горных районах Северо-Востока.
Широкий размах мерзлотно-геологические исследования приобре-
тают в послевоенный период. В 1945 г. организована Центральная
мерзлотная станция Дальстроя, начавшая стационарные наблюдения за
температурным режимом сезонномерзлых и многолетнемерзлых пород,
а также систематизацию фактического материала, впервые обобщен-
ного в 1947 г. С. Н. Соколовым. В 1948 г. ведутся исследования по изу-
чению температурного режима горных пород в районе Аркагалы
(Е. А. Шпак) и скорости промерзания таликов в шурфах в зависимости
ют их сечения. В 1949 г. во ВНИИ-1 создается отдел мерзлотоведения,
призванный заниматься общим и прикладным мерзлотоведением в пре-
делах территории Северо-Востока СССР. В пятидесятых годах в вер-
ховьях р. Колымы и за Полярным кругом очень суровых климатиче-
ских и геокриологических условиях было введено в эксплуатацию мно-
жество драг, что потребовало более полного и разностороннего изучения
'вопросов отработки россыпей. Теплофизические вопросы разработки
многолетнемерзлых россыпей представляли большой интерес и для
проектирования отработки их открытым способом, преимущественно
в короткий летний сезон по мере оттаивания пород. Медленное оттаива-
лие пород значительно замедляет темпы работ. Поэтому Центральной
24
ИСТОРИЯ ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ
мерзлотной станцией и гидрометеослужбой стали проводиться опытные
работы по ускорению процессов оттаивания (Н. К- Клюкин, В. В. Весе-
лов и др.). Процесс солнечного оттаивания наиболее серьезно (с наблю-
дениями радиационного баланса и исследованиями на проверочных
опытных участках) изучался в эти годы И. Т. Рейнюком. Позднее резуль-
таты исследований были включены в работу А. И. Калабина (1960).
В 1949—1952 гг. Б. В. Клычкиным на тщательно оборудованных опыт-
ных участках был изучен температурный режим водоносного талика и
многолетнемерзлых пород в долине р. Омчак.
В 1951—1955 гг. Институтом мерзлотоведения им. В. А. Обручева
АН СССР под руководством Н. А. Граве проводились исследования мно-
голетнемерзлых пород на Чукотке. Основные результаты этих исследо-
ваний в 1956 г. были обобщены Н. А. Граве, им же была составлена схе-
матическая геокриологическая карта Северо-Востока Азии масштаба
1 : 5 000 000.
В 1956 г. П. Ф. Швецовым были охарактеризованы физико-геогра-
фические и геологические условия теплообмена почвы и атмосферы, дана
инженерно-геологическая оценка мерзлых грунтов. Им выделено три
типа геокриологических формаций, характеризующихся особыми гидро-
геологическими условиями, и составлена геокриологическая карта Вер-
хояно-Колымской страны масштаба 1 : 5 000 000.
В конце пятидесятых годов в отдельных статьях опубликованной
литературы делаются попытки анализа и обобщения опыта строитель-
ства и эксплуатации инженерных сооружений в условиях Магаданской
области. Наибольшее значение имела работа А. И. Калабина (1958а),
в которой эта территория по составу и свойствам четвертичных отложе-
ний подразделена на две инженерно-геологические зоны.
Однако основные особенности инженерно-геологических условий
строительства в отдельных частях территории Северо-Востока нашли
свое отражение на инженерно-геологической карте территории деятель-
ности СВГУ масштаба 1 : 2 500 000, составленной в 1967 г. коллективом
гидрогеологов (И. А. Зуев, В. Е. Глотов, А. А. Маккавеева). На карте и
в объяснительной записке (автор И. А. Зуев) на основе анализа геолого-
тектонического строения, истории развития рельефа, геоморфологии и
гидрогеологии даны общие региональные закономерности формирования
инженерно-геологических условий на описываемой территории.
Итоги геокриологических исследований к концу пятидесятых годов
были отражены также на геокриологической карте СССР масштаба
1 : 10 000 000, составленной в Институте мерзлотоведения им. В. А. Об-
ручева И. Я. Барановым (1960). Эта карта освещает не только мощ-
ность, морфологию и границы распространения многолетнемерзлых
толщ, но и зональную (и частично региональную) неоднородность со-
става многолетней криолитозоны.
В 1961 г. в г. Магадане организован Северо-Восточный комплекс-
ный институт Сибирского отделения АН СССР, которому подчиняется и
Анадырская научно-исследовательская мерзлотная станция. Большой
интерес представляют исследования физики озерного термокарста в по-
лярных низменностях, проводившиеся в районе г. Анадыря (С. В. Томир-
диаро), а также исследования солифлюкционных процессов на склонах
(В. С. Савельев), комплексные исследования распространения и гене-
зиса подземных льдов Чукотского полуострова (Ш. Ш. Гасанов). Лабо-
раторией мерзлотоведения этого института исследуются также отдель-
ные вопросы общего и инженерного мерзлотоведения, актуальные для
Северо-Востока (Томирдиаро, 1963; 1970).
В результате исследований процессов искусственного оттаивания
мерзлых пород решены некоторые задачи переноса тепла при фильтра-
СВОДНЫЕ И ТЕМАТИЧЕСКИЕ РАБОТЫ
25
ции (Гольдтман, Чистопольский, 1965), разработаны и усовершенство-
ваны системы искусственного оттаивания горных пород. Были исследо-
ваны физические свойства крупнообломочных мерзлых горных пород,
их механическая прочность, теплопроводность, теплоемкость и электро-
проводность (Тайбашев, 1963, 1967). На Аркагалинской мерзлотной
станции до 1953 г. продолжались стационарные наблюдения за темпе-
ратурой горных пород, явлениями сезонного морозного пучения, верти-
кальными смещениями реперов, заложенных в многолетнемерзлой
толще; с 1953 г. эта мерзлотная станция проводила исследования в пос.
Мяунджа, где ряд лет изучался температурный режим горных пород
в естественных условиях и на обжитой территории, решались вопросы
инженерной геокриологии, связанные с предпостроечным оттаиванием
многолетнемерзлых пород с целью их уплотнения, а также вопросы
строительства и эксплуатации плотин с мерзлым противофильтрацион-
ным ядром (Айдла, 1961; Ведерников, 1959, 1963; Калабин, 1959; Рей-
нюк, 1963; Мамаев, 1961, а, б, в; Томирдиаро, 1963). Здесь проведены
также наблюдения за конденсацией влаги в деятельном слое (Рейнюк,
1959). Мерзлотоведами ВНИИ-1 исследовались распределение и коле-
бания температур в горных выработках рудников и шахт, а также при-
родное распределение температур в литосфере при горном рельефе
(Гольдтман, Сезоненко, 1961).
Комплекс геокриологических исследований, проведенных на терри-
тории Северо-Востока СССР, позволил установить общее понижение
температур и возрастание мощности многолетнемерзлых пород от бере-
гов Охотского и Берингова морей в северо-западном направлении. Эта
закономерность нашла отражение на картах и в описаниях геокриоло-
гических условий Северо-Востока (Губкин, 1952; Калабин, 1958а; Шве-
цов, 1962; Томирдиаро, 1970).
СВОДНЫЕ И ТЕМАТИЧЕСКИЕ РАБОТЫ
До 1944 г. обобщающих работ по гидрогеологии территории Северо-
Востока СССР не было. Однако к этому времени было опубликовано
значительное количество работ, посвященных вопросам развития мерз-
лых толщ и формирования подземных вод, которые явились научными
предпосылками для изучения общих вопросов распространения и форми-
рования подземных вод и многолетнемерзлых пород на территории Се-
веро-Востока. Среди них наибольшее значение имели работы М. И. Сум-
гина, Н. И. Толстихина, Н. А. Цьповича, К. И. Лукашева, А. А. Гри-
горьева, В. К- Яновского, П. Ф. Швецова и др.
В 1933—1936 гг. Н. И. Толстихиным был опубликован ряд статей
о подземных водах районов многолетней мерзлоты, в которых содержа-
лись важные выводы и предположения, подтвердившиеся в дальнейшем.
Касаясь вопросов питания подмерзлотных вод в северной полосе терри-
тории распространения мерзлой зоны, Н. И. Толстихин предположил на-
личие сквозных таликов под крупными реками, являющимися участками,
обеспечивающими питание подмерзлотных вод за счет атмосферных осад-
ков и поверхностных вод. Выводы Н. И. Толстихина, касающиеся причин
образования крупных наледей, условий циркуляции подмерзлотных вод
и их питания, послужили основой при изучении наледного регулирова-
ния подземного стока в бассейне р. Колымы (Симаков, 1949; Калабин,
19576).
Д. М. Колосов (1938) также связывает крупные наледи с выходами
подмерзлотных вод. Свой вывод он подтверждает важным положением
о том, что в горной северо-восточной части Якутии долинные потоки
также существуют в зимний период. Но обычно уже в начале зимы они
26
ИСТОРИЯ ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИИ
значительно ослабевают, а во второй половине зимы, по-видимому,
в большинстве долин теряют свою непрерывность, участки живых пото-
ков разделяются мертвыми промерзающими поясами. Каждый нижеле-
жащий по долине участок живого потока должен иметь, следовательно,
свой источник питания в виде подмерзлотных вод. Это положение
Д. М. Колосова было подтверждено в 1965—1966 гг. работами Гидроре-
жимной экспедиции ВСЕГИНГЕО в долине р. Верина (Б. Л. Соколов,
Г. В. Соловьева).
Иную позицию занимал Б. В. Бонов (1944), который считал главной
причиной возникновения крупных наледей * морфологические особенно-
сти долин, аллювий которых является коллектором вод, питающих эти
наледи. Многие исследователи придерживаются этого мнения до сих пор
(Кузнецов, 1961).
Первые сводки фактического материала с теоретическими выво-
дами и обобщениями по геокриологии, гидрогеологии и гидрологии,
а также по строительству плотин и водоемов, строительству и водоснаб-
жению промышленных предприятий в пределах Северо-Востока СССР
принадлежат А. И. Калабину (1945, 1947). Н. В. Губкиным (1944) был
написан краткий гидрогеологический очерк части Охотско-Колымского
края. Позднее А. Г. Левиным (1954) была написана обобщающая ра-
бота по водным ресурсам р. Колымы. До 1950 г. было опубликовано не-
сколько работ, посвященных подземным водам и мерзлотным условиям
на руднике им. Лазо и Верхне-Сеймчанском (Губкин, 1946а, б). Харак-
терно, что до 1956 г. большинство статей и работ посвящено описанию
мерзлотно-гидрогеологических условий бассейна верхнего течения Ко-
лымы. Большая заслуга в обобщении разрозненного первичного факти-
ческого материала принадлежит П. А. Сопину, составившему ряд мерз-
лотно-гидрогеологических обзоров по бассейнам рек золотоносных рай-
онов. В частности, впервые было высказано мнение, что в среднем тече-
нии р. Колымы развиты воды трех типов: глубинные, или подмерзлот-
ные, надмерзлотные воды деятельного (сезонно-талого) слоя и надмерз-
лотные воды устойчивых таликов. Причем последний тип грунтовых вод
является, по оценке П. А. Сопина, наиболее интересным как с научной,
так и с практической точки зрения.
В пятидесятых годах вышло также несколько работ, обобщающих
данные, полученные в процессе мерзлотно-гидрогеологических исследо-
ваний и разведочных на воду работ. Особого внимания среди них за-
служивают работы А. И. Калабина (1952, 1957 а, 1958 а) и Н. В. Губкина
(1952).
В 1960 г. издана книга А. И. Калабина, являющаяся до сих пор са-
мой большой сводно-обобщающей работой по гидрогеологии Северо-
Востока СССР. В ней отражены материалы и результаты исследований
за период с начала освоения Северо-Востока (1931 г.) до 1952 г. вклю-
чительно. Наряду с общим описанием в этой работе приводится мерз-
лотное районирование, классификация подземных вод и наледей, рас-
сматриваются вопросы формирования подземных вод различных типов
и многие другие вопросы гидрогеологии Северо-Востока СССР.
Большое значение для понимания условий формирования подзем-
ных вод на рассматриваемой территории имели также работы П. Ф. Шве-
цова, показавшие, в частности, что многолетнемерзлые толщи не явля-
ются препятствием для взаимодействия подземных и поверхностных вод
в горноскладчатых областях (Швецов, 1949). Им же впервые была дана
принципиальная схема мерзлотного районирования территории.
* П. Ф. Швецов для обозначения ключевой наледи, связанной с источником под-
земной воды, использует якутское слово старый».
СВОДНЫЕ И ТЕМАТИЧЕСКИЕ РАБОТЫ
27
Большую роль в развитии учения о подземных водах на территории
распространения многолетнемерзлых пород сыграла работа В. М. По-
номарева (1960). На многочисленных примерах автор доказывает, что
пресные подземные воды имеют большое распространение и значитель-
ные ресурсы на территории развития многолетнемерзлых пород, где во-
прос водоснабжения, особенно в последнее время, приобретает все боль-
шую остроту. Кроме того, в работе анализируются условия формирова-
ния высокоминерализованных вод морского типа, которые, как показали
исследования, широко распространены в прибрежных районах.
С 1958 г. обобщением накопленных за многие годы материалов
о подземных водах территории Северо-Востока СССР занимается тема-
тическая партия Гидрогеологической экспедиции СВ ГУ. К 1968 г. име-
ется уже значительное число сводных карт и обобщающих работ, состав-
ленных А. А. Зеленкевичем, И. А. Зуевым, В. И. Кузнецовым, С. А. Не-
стеровым, А. А. Маккавеевой, В. Е. Глотовым и др. Почти все эти ра-
боты упоминались выше в разделах, касающихся истории изучения тех
проблем и вопросов, разработке которых они посвящены. Кроме того,
в 1963 г. А. А. Зеленкевичем была закончена работа по изучению гидро-
геологического строения территории Северо-Востока СССР и оценке
эксплуатационных запасов подземных вод, в которой получили отраже-
ние региональные вопросы гидрогеологического строения территории
Северо-Востока, а также сделан вывод о перспективности использования
подземных вод для крупного водоснабжения.
В 1967 г. опубликована работа И. А. Некрасова, посвященная зако-
номерностям распространения таликов в долинах рек бассейна р. Ана-
дырь, составленная по результатам многолетних исследований автора.
В этой работе, не лишенной некоторой проблематичности, впервые да-
ется классификация таликов по генетическим признакам.
В 1963 г. была завершена работа А. Я. Стремякова о многолетне-
мерзлых породах и подземных водах побережья Чукотского полуост-
рова, в основу которой были положены материалы мелкомасштабных
комплексных геолого-гидрогеологических съемок. В этой работе осве-
щены закономерности распространения и история развития многолетне-
мерзлых пород, всесторонне охарактеризованы грунтовые воды при-
брежных районов, их распространение и условия формирования и отме-
чена практическая ценность пресных грунтовых вод морских отложений.
Процессы тепло- и водообмена в системе атмосфера — почва — ли-
тосфера и их влияние на мощность мерзлой зоны рассмотрены в одной
из последних работ П. В. Швецова (1968). Значительное внимание в ней
уделено анализу процессов тепло- и водообмена в макропористых и тре-
щиноватых протаивающих слоях и массивах с мерзлыми толщами,
а также условиям образования и длительного существования таликов на
Севере, без знания которых невозможно решение широкого круга прак-
тических задач.
Некоторые сведения о подземных водах территории Северо-Востока,
в частности об участии их в питании рек в зимний период, и об образо-
вании и распределении наледей и полыней опубликованы в сборнике
«Ресурсы поверхностных вод СССР» (том 19), изданном в 1969 г. под
редакцией В. В. Куприянова.
Большую научную и практическую ценность имеют гидрогеологи-
ческие и геокриологические исследования, проведенные за сравнительно
короткий срок на территории Северо-Востока СССР. Интенсивное хо-
зяйственное освоение этого края в настоящее время ставит перед гидро-
геологической службой еще более сложные проблемы, решение которых
будет способствовать дальнейшему развитию учения о подземных водах
на территории распространения многолетнемерзлых пород.
Глава II
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ
И ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
ОРОГРАФИЯ *
Описываемая территория — это преимущественно горная страна,
характеризующаяся сложным сочетанием самых различных элементов
рельефа: горных хребтов, нагорий и плоскогорий, межгорных депрессий
и прибрежных низин. А. П. Васьковским (1956, 1963) на территории Се-
веро-Востока СССР выделены в качестве основных орографических еди-
ниц Яно-Чукотская горная страна, Корякское нагорье, Пенжино-Ана-
дырская и Восточно-Сибирская низины (рис. 2).
Яно-Чукотская горная страна — наиболее крупный орографический
элемент Северо-Востока СССР. Она отделена от Корякского нагорья
Пенжино-Анадырской низиной, простирающейся от Пенжинской губы
Охотского моря на северо-восток до Анадырского залива.
В пределах Яно-Чукотской страны наиболее высокие горные соору-
жения, поднятые выше 1400 м над уровнем моря, группируются в две
различные по размерам дуги: Лено-Чаунскую, представленную на опи-
сываемой территории Сунтаро-Куветскими лавовыми нагорьями**, и
Колымо-Алазейскую — цепь Обручева.
Сунтаро-Куветский ряд лавовых нагорий широкой полосой прости-
рается от Охотского побережья (Ульинское плоскогорье) на северо-во-
сток (Анадырское плоскогорье) до Чукотского полуострова (Эгвекинот-
ское плоскогорье) и окаймляет с юга и юго-востока остальные понижен-
ные части Яно-Чукотской горной страны. Между Ульинским и Анадыр-
ским плоскогорьями расположена наиболее высокая часть рассматривае-
мого орографического элемента. Здесь его сооружения состоят из высо-
коподнятых сильно расчлененных речной и ледниковой эрозией плоско-
горий и средневысотных гор с отметками 1500—1700 м, на фоне кото-
рых на западе поднимаются высокогорные хребты с отметками 1800—
2200 м и отдельные горные массивы с высотой до 2500 м (наивысшая
точка 2933 м). Остроконечные вершины, крутые скалистые склоны,
цирки, кары придают этим горным сооружениям альпийский облик.
В наиболее высоких хребтах и массивах формируются современные лед-
ники карового типа. Центральная часть Сунтаро-Куветского ряда наго-
рий имеет более сглаженные формы рельефа, хотя и здесь на общем низ-
когорном фоне с высотами до 700—800 м наблюдаются высоко поднятые
сильно эродированные плоскогорья, горные хребты и гряды с высотами
около 1800 м. Почти вся северо-восточная часть нагорий представляет
собой слабо всхолмленную и слабо расчлененную территорию с высо-
тами поверхности до 700 м, в пределах которой встречаются различно
ориентированные горные гряды и отдельные массивы. В целом Сунтаро-
* Для составления раздела использованы соответствующие материалы тома XXX
(Северо-Восток СССР) монографии «Геология СССР».
** В дальнейшем приводится характеристика только этих элементов.
ОРОГРАФИЯ
29
Куветские нагорья являются орографическим элементом особого по-
рядка: по его горным сооружениям проходит региональный водораздел
между двумя бассейнами стока: северным — Восточно-Сибирского и
Чукотского морей и южным — Охотского и Берингова морей.
К северу от Сунтаро-Куветских нагорий располагаются разделен-
ные друг от друга горными хребтами и грядами низкогорья с остаточ-
ными поверхностями поднятого и расчлененного эрозией пенеплена —
Рис 2. Схема орографического районирования (по А П. Васьковскому)
/ — граница между отдельными горными сооружениями, 2 — граница между основными орогра
фическнми элементами 3 — граница описываемой территории
А — Яно Чукотская горная страна 1 — горный массив Сунтар Хаята лавовые нагорья Сунтар
Куветского ряда 2 —- Ульннское, 3 — Анадырское, 4 — Эгвекииотское 5 — Куветскнй горный мае
сив 6 — горная цепь Обручева системы Черского Колымо-Алазейской горной дуги, 7 — Юдомо
Майнское низкогорье, 8 — Верхне Колымское ннзкогорье, 9 — Среднеканское низкогорье 10 -
Анюйское низкогорье, // — Чукотское нагорье, 12 — Уэленский (Восточио Чукотский) массив
13 — Сугойское плоскогорье, 14 — Юкагирское плоскогорье, 15 — Чаунская низменность 16 —
Ванкарсмская низменность /7 —Ионийская низменность, 18 — Ямо Тауйская депрессия, 19 —
Магаданское глыбовое нагорье Б — Корякское нагорье 20—Центрально Корякский массив
5 — Пенжнио Анадырская ннзнна 21 — Парапольско-Бельская депрессия, 22 — Нижне Анадыр
ская депрессия Г — Восточносибирская иизина
Юдомо-Майнское, Верхне-Колымское, Среднеканское, Сугойское, Юка-
гирское, Анюйское и Чукотское.
Юдомо-Майнское низкогорье характеризуется сильно расчлененным
рельефом с отдельными вершинами высотой 1000—1500 м. Здесь выде-
ляются отдельные высокогорные массивы, сложенные интрузивными по-
родами.
Верхне-Колымское низкогорье имеет слабо расчлененную поверх-
ность с абсолютными отметками 700—900 м, на фоне которой выделя-
ются как отдельные горные гряды с относительным превышением 200—
700 м, так и несколько четвертичных впадин, опущенных на 50—100 м.
С запада Верхне-Колымское низкогорье ограничено хребтами гор-
ной цепи Обручева. На юго-востоке горные сооружения этой цепи сое-
диняются с Сунтаро-Куветскими нагорьями. Горные хребты цепи Обру-
чева вытянуты в северо-западном направлении и имеют кулисообразное
расположение; высота их 1900—2000 м. С северо-восточной стороны на
левобережье р. Колымы они окаймляются горами средней высоты, обра-
30
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ И ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
зующими зигзагообразные субпараллельные гребни. Горные сооруже-
ния цепи Обручева имеют ярко выраженный альпийский облик (крутые
обрывистые склоны, острые гребни и вершины, цирки и кары).
На северо-восток от цепи Обручева расположено Среднеканское
пизкогорье. Здесь широко простираются пенепленизированные поверх-
ности, расчлененные речной эрозией, имеются и невысокие горные
кряжи. С севера Среднеканское низкогорье отделяется протяженной
горной грядой северо-западного направления от обширных территорий
Сугойского и Юкагирского плоскогорий. Пенепленизированные формы
их рельефа слабо расчленены речной эрозией и имеют отметки 300—
500 м. Долины рек широкие, залесенные. Над центральными частями
этих плоскогорий возвышаются отдельные плоские изометрические
среднегорные массивы с сильно расчлененным рельефом.
Для Анюйского низкогорья и Чукотского нагорья весьма харак-
терны сглаженные формы рельефа с отметками до 800—1000 м, на фоне
которых выделяются как высокогорные сильно эродированные массивы
и лавовые плоскогорья, так и отдельные протяженные горные гряды и
кряжи с высотами 1000—1800 м.
В западной части Яно-Чукотской горной страны к югу от Сунтаро-
Куветских нагорий расположены сооружения Магаданского глыбового
нагорья, которое состоит из отдельных массивов с высотами 600—800 м,
разделенных впадинами, относящимися к Ямо-Тауйской депрессии.
Рельеф впадин слабо холмистый, с абсолютными отметками от 0 до
300 м.
На севере Яно-Чукотской горной страны в пределах описываемой
территории располагаются две прибрежные низменности — Чаунская и
Ванкаремская, для которых характерен равнинный рельеф с озерно-
термокарстовыми формами и сильной заболоченностью. Отметки ко-
леблются от 50—100 м на юге до 1—5 м на севере у побережья.
Корякское нагорье является вторым крупным орографическим эле-
ментом описываемой территории. С юга, юго-востока и востока оно омы-
вается Беринговым морем, а с запада граничит с Пенжино-Анадырской
низиной, отделяющей ее от Яно-Чукотской горной страны. Весьма
сложный рельеф Корякского нагорья характеризуется сочетанием гор-
ных массивов и хребтов складчато-глыбового происхождения, обычно
сильно расчлененных речной и ледниковой эрозией, а также грабеиопо-
добных депрессий и глубоких межгорных впадин. Центрально-Коряк-
ский массив площадью 22 000 км2 расположен в верховьях крупных рек
Корякского нагорья — Пахачи, Апуки, Великой, Хатырки и Укэлаята.
Абсолютные отметки отдельных вершин массива достигают 2000 м над
уровнем моря, а наиболее высокой точки (горы Ледяной) — 2562 м. От
Центрально-Корякского массива почти радиально отходят многочислен-
ные горные гряды и кряжи, протяженность которых достигает 130—
160 км при ширине 15—20 км. Абсолютные отметки их 700—1700 м. Се-
верные склоны гор, обращенные к Пенжино-Анадырской низине, посте-
пенно переходят в увалы. Радиальные отроги разделяются сложно очер-
ченными глубокими впадинами, вдоль которых ориентированы реки.
Пенжино-Анадырская низина имеет сложное строение. Юго-запад-
ная часть — Парапольско-Бельская депрессия тянется в северо-восточ-
ном направлении более чем на 800 км. Она разделяется мелкими гор-
ными кряжами и массивами на впадины, сложенные аллювиальными,
а по окраинам — ледниковыми отложениями.
Второй крупный элемент Пенжино-Анадырской низины — Нижне-
Анадырская депрессия — охватывает бассейн р. Анадырь и побережье
Анадырского залива. Депрессия имеет сложное очертание. Ее ответвле-
ния глубоко вдаются в пределы окружающих горных сооружений. К та-
ОРОГРАФИЯ
31
ким ответвлениям относится Усть-Бельская низменность с холмисто-
моренным ландшафтом. Нижне-Анадырская депрессия окаймляется
низкими сглаженными горными кряжами, продолжения которых в пре-
делах низменности отмечаются в виде отдельных останцов.
Ледниковый грядово-холмистый рельеф характерен для всей терри-
тории Нижне-Анадырской депрессии, но особенно ярко выражен в меж-
дуречье Великой и Туманской. Гряды обычно вытянуты в широтном или
близком к нему направлении. Длина гряд колеблется от нескольких
сотен метров до нескольких километров при ширине в несколько десят-
ков метров. Относительная высота гряд колеблется от 10—20 до 40—
50 м. Склоны довольно крутые, вершины округлые. В понижениях между
холмами и грядами расположены озера разной величины и формы.
В предгорьях развита слабо волнистая гляциальная равнина, по-
верхность которой характеризуется чередованием обширных невысоких
увалов с очень пологими склонами или холмообразных возвышений
с озерными котловинами. Высота увалов колеблется от 10 до 20 м.
В северной и южной частях Нижне-Анадырской низменности наб-
людаются флювиогляциальные равнины. В северной части низменности
флювиогляциальная равнина простирается от р. Танюрер по всему лево-
бережью р. Анадырь до берега Анадырского залива, а на юге флювио-
гляциальная равнина занимает бассейн р. Великой. Равнина характери-
зуется слегка всхолмленной поверхностью с относительными высотами
10—15 м, редко 25—30 м. Поверхность равнины изобилует озерами раз-
ной величины, здесь наблюдается термокарстовое разрушение мощных
льдистых толщ суглинков.
Восточно-Сибирскак низина на описываемой территории представ-
лена озерно-аллювиальной равниной в нижнем течении рек Колымы,
Большого и Малого Анюя. Абсолютные отметки поверхности в южной
части низменности достигают 100—120 м, в северном направлении низ-
менность постепенно снижается до уровня моря.
Анализ орографических особенностей рассматриваемой террито-
рии показывает, что формирование рельефа и речной сети ее происхо-
дило в результате сложного взаимодействия эндогенных и экзогенных
рельефообразующих процессов. Выявлены три основных морфологи-
ческих комплекса, в пределах которых рельефообразующие процессы
протекали по-разному, в результате чего в современном рельефе обо-
собились характерные геоморфологические зоны — высокогорья, мел-
когорья и равнины.
Зона высокогорного рельефа охватывает цепь Обручева, западную
и центральную части Сунтаро-Куветских лавовых нагорий и Централь-
но-Корякский массив Корякского нагорья. Основной особенностью гор-
ных хребтов и гряд здесь является значительное превышение их длины
(200—400 км) над шириной. Некоторые вершины осевых цепей явля-
ются антиклинориями, которые осложнены сериями разломов и блоко-
вых поднятий, или интрузивными массивами.
В зоне высокогорного рельефа внутренняя собственно высокогорная
подзона характеризуется наиболее резкими альпинотипными формами
рельефа; для них характерны следы древнего оледенения, цирки, кары,
глубокие троги. Среднегорная подзона окаймляет высокогорную,
обычно по контакту поднятых и обнажившихся гранитных массивов
с осадочными породами; для нее характерны сильная изрезанность во-
дотоками, несколько сглаженные формы возвышенностей, наличие на-
горных террас на высоких (до 1200 м) отметках. Высокогорья и средне-
горья сложены преимущественно крепкими магматическими или мета-
морфизованными осадочными породами и вытянуты в направлениях,
32
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ И ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
отражающих господствующее простирание крупных тектонических
структур.
Зона низкогорного рельефа охватывает обширные пространства
между горными сооружениями Сунтаро-Куветских лавовых нагорий и
хребтами цепи Черского, а также окаймляет с северо-востока и юго-за-
пада центральную высокогорную часть Корякского нагорья. Эта зона
сложена преимущественно песчаниками, песчано-глинистыми и глини-
стыми сланцами пермско-юрского возраста. Для низкогорья характе-
рен гористый густорасчлененный речной сетью ландшафт с относительно
небольшими превышениями гор над долинами рек.
Рельеф низкогорной зоны также формировался в неразрывной
связи с особенностями тектонического строения районов, особыми кли-
матическими условиями и литологией пород, но здесь преобладают пес-
чано-глинистые разности пород, менее устойчивые к процессам физи-
ческого выветривания, чем метаморфизованные и магматические по-
роды высокогорной зоны; в таких условиях образовались характерные
сглаженные формы рельефа, свойственные только низкогорной зоне.
Иногда рельеф склонов осложняют солифлюкционные процессы (Втю-
рина, 1966).
Зона равнинного рельефа Яно-Чукотской горной страны в целом
занимает относительно небольшую площадь и распространяется на до-
лины крупных и частично средних рек, межгорные впадины и примор-
ские низменности. Равнины, приуроченные к речным долинам, морфо-
логически выражены их днищами, обладающими слегка волнистой по-
верхностью с абсолютными отметками 500—600 м и ограниченными
обычно четко выраженными уступами террас или подножиями склонов
долины. Равнины, приуроченные к межгорным впадинам, обычно
слабо террасированы относительно неглубоко врезанными реками, дея-
тельность которых во впадинах носит преимущественно аккумулятив-
ный характер. Только на окраинах впадин глубина вреза рек и расчле-
ненность поверхности равнин возрастает. Характерными рельефообра-
зующими процессами здесь также являются термокарст и сезонное про-
таивание — промерзание грунтов, в результате взаимодействия кото-
рых происходит изменение первичной поверхности озерно-аллювиаль-
ной равнины с образованием аласов и многочисленных бугров пучения
(Втюрин, 19646),
Прибрежные низменности имеют однообразный рельеф. Это накло-
ненные к северу равнины, в строении которых принимают участие ал-
лювиальные и морские антропогеновые четвертичные отложения. Эти
отложения насыщены конжеляционными повторно-жильными льдами,
обусловившими развитие здесь термокарстовых процессов. В зависи-
мости от интенсивности последних в пределах низменностей образуются
различные формы термокарстового рельефа (Качурин, 1938, 1961; Си-
монова, 1964; Томирдиаро, 1965).
Рельеф Пенжино-Анадырской низины аккумулятивный, характери-
зуется развитием моренных гряд и холмов, зандров, речных террас.
Горно-низменный характер рельефа описываемой территории в ус-
ловиях глубокого промерзания земных недр обусловливает геокриоло-
гическую обстановку формирования подземных вод. Она определяется
прежде всего высотной поясностью параметров мерзлой зоны, играю-
щей на Крайнем Северо-Востоке СССР значительно большую роль, чем
широтная зональность. Наличие мерзлой зоны в сочетании с достаточно
сложно расчлененным рельефом обусловливает интенсивный сток осад-
ков на поверхности и неблагоприятные условия инфильтрации и ин-
флюации поверхностных вод. Однако расчлененный рельеф способст-
вует формированию грубых валунно-галечных аллювиальных отложе-
КЛИМАТ
33
ний и отложений предгорных конусов выноса. Эти отложения в долинах,
обладающих высокими уклонами русел, становятся важнейшими водо-
носными комплексами, не промерзающими в течение зимы и во многом
определяющими водоносность гидрогеологических структур и распреде-
ление подземных вод. И, наконец, расчлененный характер рельефа спо-
собствует формированию высоконапорных водоносных систем, проти-
востоящих промерзанию подземных вод в очагах разгрузки и обуслов-
ливающих образование типичных для этой территории обширных на-
ледей. На направление стока подземных вод не может не отразиться
общее направление орографических элементов и наличие основного во-
дораздела, который делит весь поверхностный и подземный сток на бас-
сейны морей Северного Ледовитого и Тихого океанов.
КЛИМАТ
Основными климатообразующими факторами рассматриваемой
территории являются такие циркуляционные процессы атмосферы, ко-
торые в значительной степени обусловлены ее положением вблизи об-
ширных водных пространств Северного Ледовитого и Тихого океанов и
осложняются своеобразной орографией. Высокие горные сооружения
расположены поперек путей движения атлантических и главным обра-
зом тихоокеанских воздушных масс.
Весьма неравномерное нагревание и охлаждение материка и океа-
нов вызывает переменное образование областей высокого и низкого
атмосферного давления. Зимой в результате сильного охлаждения кон-
тинента западнее описываемой территории создается область высокого
давления — Азиатский зимний антициклон, отрог которого располага-
ется над ее северо-западной частью; он является основным фактором,
определяющим характер климата холодного времени года. Одновре-
менно в северной части Тихого океана устанавливается низкое давле-
ние, вызывающее перемещение холодных масс континентального воз-
духа к океанам и образующее так называемый зимний континенталь-
ный муссон Восточной Азии (Клюкин, 1959; «Справочник по климату»,
1966). Отрог Азиатского антициклона создает условия для выхолажи-
вания земной поверхности, так как в пределах его господствует мало-
облачная холодная погода. В горных районах выхолаживание земной
поверхности усиливается температурной инверсией, в результате кото-
рой холоднее массы воздуха стекают с возвышенностей и застаиваются
в понижениях рельефа.
Летом расположение барических полей, приблизительно обратное
зимнему, вызывает перемещение более холодных влажных масс воздуха
с океана на материк, образующее летний муссон.
Арктический фронт, вытянутый вдоль побережья Восточно-Сибир-
ского и Чукотского морей, отделяет холодный арктический воздух от про-
гретого континентального воздуха. Циклоны, образованные этим фрон-
том и направленные в основном с запада на восток, активизируются
в горах, орошая осадками склоны западной и северо-западной экспо-
зиции.
Атмосферная циркуляция на Северо-Востоке СССР в любое время
года создает особенно неблагоприятные условия для обогревания почвы
на побережьях морей, где зимой очень холодные континентальные по-
токи ослабляют отепляющее влияние моря, а летом холодные воздушные
массы увеличивают облачность, повторяемость туманов и осадков и,
следовательно, уменьшают количество поступающей солнечной радиа-
ции.
34
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ И ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
К северной окраине суши примыкает широкая полоса мелкоморья,
покрытая в течение девяти месяцев сплошным льдом, что предопреде-
ляет аномальную зимнюю континентальность климата по берегам Во-
сточно-Сибирского и Чукотского морей.
В большом диапазоне (как во времени, так и в пространстве) изме-
няется скорость ветра, с увеличением в направлении к береговой полосе
и в высокогорных районах. Если в долинах рек континентальных рай-
онов величина средней годовой скорости составляет 2—3 м/сек, а мак-
симальная скорость не превышает 20 м/сек, то на побережьях морей
Рис. 3. Распределение годовой суммы осадков и температуры воздуха
Осадки (в мм)- /—600—700; 2 — 500—600; 3 — 400—500;	4 — 300—400;	5 — 200—300:	5 — менее
200, 7 — изотермы среднегодовой температуры воздуха, С°, 8 — границы зон с различной суммой
осадков
она возрастает до 7—8 м/сек, а максимальная скорость превышает
40 м/сек.
Таким образом, климат внутренних районов территории вследствие
указанных факторов резко континентальный и суровый, на морских по-
бережьях он также суровый, хотя и носит морские черты.
Наиболее низкие температуры почти повсеместно наблюдаются
в январе. Средняя месячная температура января изменяется от минус
40° и ниже в центральной части территории до минус 13—17° на побе-
режье Берингова моря. В отдельные дни наиболее холодных зим темпе-
ратура воздуха в центральных районах опускается ниже —60°.
Однако на формирование температурного режима кроме атмосфер-
ных процессов значительное влияние оказывают орографические осо-
бенности местности. Вертикальное изменение температуры воздуха
в горных районах, различно проявляющееся в теплый и холодный пе-
риоды, может рассматриваться как явление азональное, но имеющее
определенные закономерности в пределах отдельных орографических
комплексов.
Одной из наиболее общих и вместе с тем менее всего изменяю-
щихся во времени характеристик климата является многолетняя сред-
негодовая температура воздуха (рис. 3). В пределах рассматриваемой1
КЛИМАТ
35
территории многолетняя среднегодовая температура воздуха повсе-
местно отрицательная и нигде не превышает —2,5°.
Низкие температуры воздуха сказываются не только на значитель-
ном охлаждении пород, слагающих материк, но и на охлаждении мор-
ской воды. На шельфе морей, омывающих данную территорию с севера и
частично с востока, придонные слои воды имеют постоянную темпера-
туру ниже 0°С, что в свою очередь вызывает охлаждение пород, слагаю-
щих морское дно.
Наиболее высокие среднегодовые температуры воздуха (—3°) на-
блюдаются в узкой прибрежной полосе Охотского моря. В 150—200 км
от побережья средняя годовая температура понижается на 5—7°,
а в центральных районах территории она составляет минус 12—13°.
Наиболее низкая температура воздуха за январь, равная —40° и
ниже, при абсолютном минимуме ниже —60° наблюдается в среднем те-
чении р. Колымы. В бассейнах ее правобережных притоков (Омолон,
Большой Анюй, Малый Анюй) температура воздуха самого холодного
месяца изменяется в пределах минус 30—40° (при абсолютном минимуме
минус 55—60°). На побережьях Восточно-Сибирского, Чукотского, Бе-
рингова и Охотского морей она повышается до минус 20—30°, достигая
в наиболее гористых частях побережий —14°. Абсолютный минимум
температуры воздуха в этой части территории ниже —45° не опускается.
Самым теплым месяцем почти повсеместно является июль. Лишь на
побережьях морей средние месячные температуры августа несколько
превышают июльские или равны им. Наиболее высокие средние месяч-
ные температуры июля, достигающие 15°, наблюдаются в центральных
районах территории, наиболее низкие температуры (5° и ниже)—-на по-
бережьях Восточно-Сибирского и Чукотского морей.
В отдельные годы средние месячные температуры января откло-
няются от средних многолетних значений существенно больше, чем сред-
ние годовые температуры воздуха, а отклонения средних температур
июля почти равны отклонениям средних годовых значений. Отклонение
средних месячных температур в январе достигает —15°, а в июле не пре-
вышает 4—5°.
Важной характеристикой, определяющей тепловые ресурсы клима-
та, являются суммы положительных и отрицательных средних суточных
температур воздуха.
Наибольшая сумма положительных температур воздуха приходится
на центральные районы территории (1400—1500°). Бассейны рек Ана-
дыря, Омолона, среднее и нижнее течение рек Большого и Малого
Анюя и побережье Охотского моря характеризуются суммой положи-
тельных температур, находящихся в пределах 1000—1250°. Наименьшая
сумма положительных температур (200—400°) отмечается на остро-
вах и побережье морей Северного Ледовитого океана (рис. 4).
Максимальная сумма отрицательных температур наблюдается в
верховьях р. Колымы, где она превышает —6000°. Остальная территория
характеризуется суммой отрицательных температур, изменяющейся от
—4000 до —5500° лишь на побережье Охотского моря величина ее колеб-
лется от —2200 до —3500° (см. рис. 4).
Солнечная радиация. Годовой приход солнечной радиации при яс-
ном небе составляет 86—90 ккал/см? на побережье Северного Ледови-
того океана и увеличивается до 105 ккал!см2 в континентальных районах
территории. Годовые суммы рассеянной радиации при безоблачном небе
составляют в среднем 22—26 ккал!см2. Наличие над рассматриваемой
территорией в любое время года значительной облачности снижает по-
ступление прямой радиации до 55—75% от возможного и увеличивает
приход рассеянной радиации почти в два раза. Годовой приход суммар-
Рнс. 4. Распределение сумм градусо-часов положительных (/) и отрицательных (2) температур воздуха
КЛИМАТ
37
ной радиации равен 65—75 ккал/см2 иа побережьях морей и 85—
95 ккал!см2 в центральных районах территории.
Максимум месячных сумм суммарной радиации (14—16 ккал!см2) иа
побережьях морей приходится на июнь, в континентальных районах мак-
симум, равный 16—18 ккал/см2, наблюдается в мае. Минимум, близкий
нулю, отмечается в декабре — январе. Для годового хода радиации ха-
рактерно резкое увеличение ее от февраля к марту, что объясняется уве-
личением продолжительности дня и уменьшением облачности.
На земной поверхности происходит поглощение солнечной радиа-
ции, зависящее в первую очередь от альбедо поверхности, изменяющегося
от 12 до 22% в теплый период и до 70—85% в зимний. Весной и осенью
при значительной «пестроте» залегания снежного покрова значение аль-
бедо сильно варьирует по площади. В сумме за год отражается 40—45%
приходящей радиации. Таким образом, радиационный баланс состав-
ляет 25—35% от суммарной радиации, что в абсолютных значениях
равно 20—27 ккал/см2 в год. Период с положительным радиационным
балансом составляет шесть месяцев в году. Переход от отрицательных
значений радиационного баланса к положительным и обратно происхо-
дит соответственно в апреле и октябре.
Максимальная месячная сумма радиационного баланса, отмечае-
мая в июне, равна 9—11 ккал/см2 на севере и 8 ккал/см2 на юге террито-
рии. Наибольший отрицательный радиационный баланс наблюдается в
декабре (1,4—1,8 ккал/см2 на побережье морей Ледовитого океана и
0,8—1,2 ккал!см2 на остальной территории). Сумма отрицательного ра-
диационного баланса за весь холодный период составляет в среднем 3—
8 ккал!см2.
Осадки и испарение. С атмосферной циркуляцией и особенностями
рельефа тесно связаны баланс влаги, количество осадков и общие зако-
номерности распределения их по территории. Годовые суммы осадков иа
описываемой территории колеблются от 150 до 700 мм. Наиболее значи-
тельной величиной осадков (до 700 лии) характеризуются склоны гор,
обращенные к Тихому океану и экранирующие южные и юго-восточиые
влагоиесущие потоки воздуха (см. рис. 3).
Атмосферные осадки, выпавшие иа земную поверхность, а также
осадки, образовавшиеся иа земной поверхности, частично идут на пита-
ние поверхностных и подземных вод, а частично испаряются (табл. 1).
Суммарное испарение с поверхности снега в рассматриваемых усло-
виях составляет в среднем около 10% от величины запасов снега в пе-
риод максимального накопления, что составляет 10—12 мм (за холодный
Таблица 1
Суммарное испарение с поверхности почвы за теплый период
на Колымской стоковой станции
Годы	Испарение	
	Сумма, мм	Интенсивность, мм[сутки
1958	из	1,3
1960	117	1,1
1961	132	1,3
1962	137	1,4
1963	164	1,6
1964	129	1,2
1965	117	1,0
Среднее	130	1,3
38
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ И ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
период). При этом в течение зимних месяцев, как правило, испаряется
около 3 мм, остальная часть испаряющегося снега приходится на весен-
ние месяцы (апрель—май).
Таблица 2
Суммарное испарение с водной поверхности (среднее за 1961—1965 гг.)
Пункт	Испарение, мм				
	Июнь	Июль	Август	Сентябрь	Сумма за теплый период
Пос. Марково		64	71	58	22	215
Пос. Среднекан		83	72	56	29	240
Колымская стоковая станция .	57	72	59	20	208
В табл. 2 приведены результаты наблюдений за испарением с вод-
ной поверхности в различных пунктах Северо-Востока СССР за 1961 —
1965 гг.
Характеристика элементов климата не может быть достаточно пол-
ной без освещения вопроса о их вертикальном распределении в горных
районах описываемой территории. В зимний период Азиатская часть Со-
ветского Союза является классической страной грандиозных, системати-
чески наблюдающихся атмосферных инверсий (Рубинштейн, 1958), в ре-
зультате которых температура воздуха над верхней частью горного
склона оказывается выше, чем у подножия и в долине. Особенно развито
это явление в континентальных районах рассматриваемой территории.
На основе наблюдений, проведенных в центральных районах Чукотки
(Папернов, 1965), градиент среднесуточной температуры воздуха в теп-
лый период года определен —1° С/100 м. В верховье р. Колымы соответ-
ствующий градиент не превышает —0,5° С/100 м.
В первую половину лета величина градиентов в 1,5—2,0 раза больше,
чем во вторую. В переходные месяцы (IV, X) величина градиентов наи-
меньшая в году (табл. 3).
Таблица 3
Изменение среднесуточной и минимальной температуры воздуха
на 100 м высоты местности (верховье р. Колымы)
Градиент температуры	Месяцы											
	I	11	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII
Средний		1,8	1.2	1,0	0,1	—0,6	-0,6	-0,3	-0,2	-0,2	—0,2	1,2	2,0
Минимальный . .	2,3	2,0	2,5	1,5	0,2	0,2	0,3	0,6	0,5	0,9	1,8	2,5
Положительный знак градиентов минимальных температур воздуха
в течение всего года, наблюдающихся, как правило, в ночное время,
свидетельствует о том, что инверсии отмечаются не только зимой, но и
в ночные часы летом.
За счет влияния высоты местности нарушается также и закономер-
ность пространственного распределения сумм положительных и отрица-
тельных температур воздуха, которые с увеличением высоты местности
(до 1500—1700 м) уменьшаются. Вертикальный градиент сумм положи-
тельных температур равен в среднем 60° на 100 м высоты местности.
КЛИМАТ
39
Градиент отрицательных сумм температуры изменяется по территории
в более широких пределах (от 50 до 200° на 100 м).
Так же как суммы положительных и отрицательных температур и
средняя месячная температура воздуха, в зависимости от высоты местно-
сти находится и величина среднегодовой амплитуды температуры воз-
духа, которая с увеличением высоты уменьшается в среднем на 2° на
каждые 100 м.
С увеличением высоты местности количество выпадающих осадков
возрастает. Ранее существовавшее мнение о наличии «пояса максимума
•осадков» на высоте 1000—1200 м над уровнем моря (Левин, Мячиков,
1954) опровергнуто результатами наблюдений на высокогорной станции
Сунтар-Хаята (Клюкин, 1959) и в бассейне р. Малый Анюй (Папернов,
1965), где отмечено равномерное увеличение количества выпадающих
осадков соответственно до высоты 2100 и 1640 м над уровнем моря.
Абсолютная величина вертикального плювиометрического градиента
осадков (мм/100 м) изменяется в пространстве в довольно широких пре-
делах. Зависимость этого градиента от высоты местности можно выра-
.зить в следующем виде:
Величина осадков на любой высоте может быть вычислена по фор-
муле
h —h । О,83Л-(Н-ЯХ)
«х —//+167	’
где hx — количество осадков в заданной точке;
h — количество осадков в близлежащем пункте, где они измерены;
Н — абсолютная высота этого пункта;
Нх — абсолютная высота заданной точки.
Для определения средневзвешенного количества осадков в каком-
либо водосборе принимается условие, что Нх = НСр, где Нср — средне-
взвешенная высота водосбора.
Осадки, выпадающие в течение года, неравномерно распределяются
по временам. Основная их масса (от 2Д до 2/3) выпадает в летний период.
В связи с этим мощность снежного покрова на характеризуемой терри-
тории незначительна и не везде одинакова (от 15 см в центральных рай-
онах, до 80 см и более в прибрежно-морских).
Осадки, выпадающие в твердой фазе, под влиянием ветра, как пра-
вило, перераспределяются на земной поверхности, в результате чего ко-
личество выпавших осадков часто не согласуется с величиной осадков,
сохранившихся в виде запасов снега.
При расчете величины запаса снега в различных частях водосборов
следует учитывать коэффициент внутрибассейнового перераспределения
^табл. 4). В основу анализа процесса взаимодействия атмосферной и
Таблица 4
Значения коэффициента перераспределения снега по высотам
Участок водосбора
Коэффициент
перераспределения
снега
Верхняя часть склонов, водоразделы . . .
Средняя часть склонов.................
.Дно долин, приподошвенная часть склонов
0,75
1,0
1,25
40
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ И ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
подземной влаги должен быть положен, как правильно указывал
А. И. Калабин (1960), водный баланс рассматриваемой территории. Од-
нако, рекомендуя различные виды уравнений водного баланса для водо-
сборов Северо-Востока СССР, где осуществляется питание и разгрузка
подземных вод, А. И. Калабин не учитывал вертикальной зональности
в распределении составляющих водного баланса. Предлагаемые формулы
правильны только для равнинных районов.
С учетом вертикального изменения климатических факторов в гор-
ных районах уравнение регионального водного баланса, учитывающего
глубокую инфильтрацию, можно записать в следующем виде:
Y(ff) — Z(H)]dF — Y,
где F— площадь рассматриваемой территории (водосбора);
Н — высота местности;
К — конденсация;
У — подземный сток по аллювию речных долин;
Z — испарение.
При решении последнего уравнения возникает затруднение, вызван-
ное отсутствием фактических данных по отдельным элементам водного'
баланса. Это обстоятельство вынуждает определять их эмпирическим
или полуэмпирическим способом.
Для иллюстрации изложенного приводится пример расчета водного
баланса в водосборе руч. Цирковый (площадью 26 км2), расположенном в юго-
восточной части Илврнейского массива, входящего в состав орографических соору-
жений северо-восточного водораздела бассейна р. Малый Анюй. Перепад высот в во-
досборе 1135 м, средневзвешенная высота 978 м над уровнем моря
Водосбор руч. Цирковый условно разбит на девять высотных зон, для каждой
из иих определяются основные элементы водного баланса (табл. 5). Количество атмос-
ферных осадков (X), так же как н сток (У), вычислено с учетом существующей зави-
симости (X, Y)—f(H). Абсолютная влажность, используемая для расчета величин
испарения за теплый период по методу Р. А. Константинова, принята равной 8 мбар.
Температура воздуха, так же как сток н осадки, вычислена в зависнмостн от высоты
местности Величина вертикального термического градиента принята при этом равной
—0,6°/100 м. Количество влаги, испарившейся с поверхности снега, принятой рав-
ным 12 мм.
Граница каменистых осыпей, характерных для арктических тундр центральных
районов Чукотки, согласно фактическим данным н исследованиям А. С. Кузнецова
(1963), расположена на высоте 700—800 м над уровнем моря, поэтому для диапазонов
Расчет основных элементов водного баланса
в различных высотных зонах руч. Цирковый
Таблица 5
Диапазон высот (лс над уровнем моря, зоны)	Площадь в диапазоне высот, км?	Элементы водного баланса, мм					Инфлюация
		Приходная часть			Расходная часть		
		Осадки	Конденса- ция	Сток	Испарение		
					от поверх- ности почвы	от поверх- ности снега	
1650-1300	4,54	690	80	706	56	12	—4
1300—1200	1,94	582	80	540	102	12	8
1200-1100	1,96	541	80	480	110	12	19
1100—1000	2,04	503	80	420	120	12	31
1000—900	2,57	467	80	360	125	12	50
900—800	2,57	428	80	310'	131	12	56
800—700	4,54	393	20	258	132	12	11
700 -600	4,61	355	0	212	134	12	—3
600—563	0,47	330	0	183	134	12	—Г
РЕКИ
41
высот, превышающих 800 м над уровнем моря, величина конденсированной в каме-
нистых осыпях влаги принята равной 80 мм (по И. Т. Рейнкжу). Но поскольку между
зонами арктической н сменяющей ее нагорной лишайниковой тундры четкой границы
нет, то величина конденсированной влаги в высотном поясе 700—800 м иад уровнем
моря принята авторами равной 20 мм.
Анализ расчета, приведенного в табл. 5, позволяет сделать следующие пока
ориентировочные выводы.
1.	В верхних зонах (1200—1650 м над уровнем моря) результирующая водного
баланса близка к нулю, что свидетельствует об отсутствии климатологических пред-
посылок глубокой инфильтрации. Атмосферные осадки, в значительном количестве
орошающие этя зоны, вследствие большой крутизны склонов почти полностью пере-
ходят в сток. Рассчитанные потерн за счет испарения невелики.
2.	В нижних зонах (ниже 800 м над уровнем моря) потенциальная величина нн-
флюации, так же как и в верхних, близка к нулю. Причиной этого являются большие
потери за счет испарения, составляющие 45—50% от количества выпавших осадков.
Конденсация в условиях мелкодисперсных грунтов практически отсутствует.
3.	Наибольший интерес с точки зрения восполнения запасов подземных вод за
счет атмосферных осадков представляют средние высотные зоны (800—1200 м над
уровнем моря), занимающие прнподошвенную часть склонов н дно долины в верховьях
ручья. Относительно большое количество осадков, приток воды с верхней части скло-
нов, конденсация н сравнительно малые потерн за счет испарения (до 25%) обеспе-
чивают возможность инфлюацнн, величина которой составляет здесь 6—13% от суммы
выпадающих осадков.
Полученные выводы достаточно хорошо согласуются с результатами полевых гид-
рогеологнческвх исследований, выполненных В. Д. Коваленко (1964) в 1960 г. в бас-
сейне р. Большой Аиюй.
РЕКИ
Реки Северо-Востока СССР относятся к двум бассейнам мирового
океана — Северному Ледовитому и Тихому. Согласно генетической клас-
сификации П. С. Кузина (1960) эти реки расположены в тундровой, гор-
но-тундровой и горно-лесной географических зонах. Положение Колы-
мо-Анадырского Охотско-Колымского водоразделов создает условия,
при которых реки бассейна Северного Ледовитого океана имеют боль-
шую протяженность и меньший средний уклон, чем реки тихоокеанского
бассейна, за исключением р. Анадырь.
Реки собственно тундровой зоны (Автаткуль, Негчиквеем, Чаун, Та-
нюрер), как правило, имеют небольшие размеры. Истоки их приурочены
к невысоким и плоским водоразделам, озерам или болотам. Часть тун-
дровых рек представлена короткими протоками, соединяющими много-
численные озера. Равнинный рельеф и близкое к дневной поверхности
залегание мерзлого водоупора способствуют образованию широких до-
лин и неглубоких сильно извилистых русел с низкими берегами. Питание
рек рассматриваемой зоны осуществляется за счет атмосферных осадков
и подземных, главным образом надмерзлотных вод. Гидрограф стока
тундровых рек характеризуется довольно высокой волной весеннего по-
ловодья и одним-двумя пиками дождевых паводков, вызываемых осен-
ними или летними дождями. Летне-осенняя межень низкая, местами в
конце ее отдельные водотоки пересыхают. В зимний период малые реки
тундры промерзают до дна. Однако благодаря значительным скоплениям
снега на дне долин в некоторых случаях сохраняются до апреля —мая
линзы талого подруслового аллювия.
Большая часть рассматриваемой территории относится к горно-тун-
дровой и горно-лесной зонам холодного климата. Многие реки этих зон
имеют смешанное питание, в котором снего-дождевое составляет 80—
90% годового объема стока; другие виды питания за счет надмерзлот-
ного горизонта грунтовых вод, подмерзлотных горизонтов и таяния нале-
дей и ледников не превышают 10—20%.
В большинстве районов дождевое питание превышает снеговое. Од-
нако обратное соотношение наблюдается на реках Чукотского нагорья
42
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ И ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
(Амгуэма, Яндрыкинот, Сиреники и др.). Кроме того, преобладание сне-
гового питания над дождевым установлено для высоко расположенных
бассейнов; при высоте водосбора 1300 м и более питание становится
преимущественно снеговым (Левин, 1956).
Несмотря на локальные различия, гидрогеологическому режиму рек
свойственны следующие общие черты, обусловленные региональными
физико-географическими и климатическими особенностями рассматри-
ваемой территории:
1)	снего-дождевое питание с ежегодным формированием весеннего
-половодья и нескольких дождевых паводков;
2)	незначительное подземное питание и вследствие этого маловод-
'ная летне-осенняя межень;
3)	промерзание малых и средних водотоков с отсутствием стока в
зимний период;
4)	значительная неравномерность внутригодового распределения
стока;
5)	малая мутность и незначительная минерализация поверхностных
йод.
Среднегодовой сток зависит от комплекса физико-географических и
климатических факторов и изменяется в соответствии с широтной и вер-
тикальной зональностью.
Наименьшие модули поверхностного стока (2—5 л!сек с 1 км2) на-
блюдаются на побережье Восточно-Сибирского моря, а также в низовьях
рек Колымы и Анадыря. В горных районах континентальной части Чу-
котки, включающих бассейны рек Малого и Большого Анюя, Олоя и
верховья Анадыря, модуль стока увеличивается до 5—10 л]сек с 1 км2
и достигает в отдельных наиболее высоко расположенных водосборах
12—15 л!сек с 1 км2.
Реки восточной части Чукотского нагорья и побережья Берингова
моря (Яндрыкинот, Алькатваам, Хатырка) отличаются сравнительно вы-
соким стоком (модуль стока 13—25 л[сек с 1 км2). В бассейне верхней
Колымы прослеживается тенденция увеличения водности рек с северо-
запада (7—8 л'сек с 1 км2) на юго-восток (10—11 л!сек с 1 км2). Реки,
впадающие в Охотское море (Охота, Кухтуй, Тауй, Гижига, Пенжина),
характеризуются значениями модулей от 10 до 15 л/сек с 1 км2.
Внутригодовое распределение стока крайне неравномерно (рис. 5).
Основной объем стока (90—100%) приходится на май — сентябрь, в ос-
тальные месяцы сток незначителен или полностью прекращается. Малые
водотоки иссякают с постепенным промерзанием сезонно-протаивающего
слоя на склонах гор и террасах долины. Действительные модули стока
за период функционирования водотоков (4—6 месяцев в году) оказы-
ваются поэтому в 2—3 раза больше среднегодового модуля стока.
Максимальный сток рек формируется в зависимости от величины
площади водосбора, крутизны склонов и ряда других морфологических
факторов, мощности и водных свойств сезонно-талого слоя и продолжи-
тельности дождей. Максимальные модули в водосборах на площади до
1000 км2 достигают 500—1000 л!сек с 1 км2, на площади 1000—100 000 км2
не превышает 200—400 л[сек с 1 км2.
Минимальный сток на реках Северо-Востока СССР, как правило,
наступает зимой, однако известны случаи кратковременного пересыха-
ния малых рек верхней Колымы и Чукотки в летнее время. Осенью се-
зонно-талый надмерзлотный слой перестает питать водотоки, запасы
грунтовых вод талого подруслового аллювия быстро истощаются, что
приводит к прекращению поверхностного стока на ряде малых и средних
.водотоков к октябрю — декабрю.
РЕКИ
43
Сохранение подруслового стока при промерзании надмерзлотного
талика на отдельных участках способствует образованию речных нале-
дей. Время прекращения поверхностного стока и продолжительность
бессточного периода находятся в зависимости от площади водосбора.
Отмечено, что в верховьях бассейна р. Колымы поверхностный сток пре-
кращается почти во всех реках при площади водосбора менее 8—
1 — руч. Жаркий (площадь водосбора Г—30,9 км2); 2 — р. Тенька (Г==1820 км2), 3—р. Ко-
лыма (F-99 400 км2)
'9 тыс. км2, а на Чукотке — менее 25—30 тыс. км2. Продолжительность
бессточного периода большинства рек Северо-Востока составляет 90—
160 дней при площади 10—30 тыс. км2 и достигает 240 дней при площади
1—100 км2.
В гидрогеологии и геокриологии почти всей Яно-Чукотской горной
страны наибольшую роль играют ручьи, а также малые и средние горные
реки как местные базисы эрозии и регуляторы над- и подмерзлотного под-
земного стока. Преобладают ручьи и малые горные реки с продольным
уклоном 0,3—0,005, протяжением 20—50 км, имеющие бассейн шириной
15—20 км и площадью 300—1000 км2-, следующее место занимают сред-
ние горные реки с продольным уклоном 0,005—0,001, протяжением 100—
200 км, с площадью бассейна 1000—8000 км2. В долинах таких рек раз-
виты аллювиальные галечники; обычно здесь имеются подрусловые по-
44
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ И ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
токи надмерзлотных вод, играющие существенную роль в подземном
стоке.
Наиболее крупные реки в их среднем и нижнем течении отлагают
менее проницаемые отложения, в которых реже встречаются глубокие
сквозные талые зоны с инфильтрацией или разгрузкой подземных вод.
Наиболее крупная река описываемой территории — Колыма—обра-
зуется от слияния рек Аян-Юрях и Кулу, берущих начало на восточных
склонах хребтов Сарычева и Сунтар-Хаята. Протягиваясь на 2129 кмг
Колыма пересекает горно-лесную, горно-тундровую и тундровую ланд-
шафтные зоны.
По режиму стока и морфологическим признакам Колыму можно
условно разделить на три участка, из которых два нижних находятся на
территории Якутской АССР. Верхний, входящий в состав Верхне-Колым-
ского нагорья, характеризуется большими уклонами водной поверхности,
наличием порогов, шиверов и перекатов. Ширина русла, как правило,
не превышает 200 м, скорости течения в среднем 2,5—3,0 м/сек' достигая
в районе Больших и Малых порогов 4—5 м/сек. Наиболее крупными при-
токами ее в этой зоне являются Берелех, Таскан, Аркагала, Дебин. На
втором участке, находящемся между поселками Сеймчан и !3ырянка,
река имеет переходный характер от горного к равнинному. Русло реки
на этом участке расширяется до 800—1000 м и разветвляется на много-
численные рукава. Русловые образования представлены перекатами, ко-
сами, осередками и отмелями; скорости течения снижаются1 до 1,2—
1,5 м/сек. На этом участке в р. Колыму впадают Сеймчан, Эльген, Сугой,
Балыгычан, Коркодан, Столбовая и другие притоки.
Значительную площадь в пределах бассейна р. Колымы занимает
бассейн р. Анюй, образуемый слиянием горных рек Большого и Малого
Анюя.
Малый Анюй, длина которого 738 км, берет начало на склонах Ана-
дырского нагорья на высоте 578 м, а затем течет на запад и сливается
с р. Большой Анюй в 8 км выше впадения р. Анюй в р. Колыму. Русло
реки извилистое, сильно разветвленное, с многочисленными островами.
Преобладающая глубина на плесах в межень 2—4 м, на перекатах 0,3—
0,8 м. Уклон реки в верхнем течении 0,0012—0,002, в среднем течении
0,0005—0,0015, на устьевом стокилометровом участке 0,00006. Зимой от
истоков до устья р. Погынден р. Малый Анюй иссякает или промерзает.
Река Большой Анюй берет начало на стыке восточной оконечности
Анюйской гряды с Анадырским лавовым нагорьем на высоте 700—800 м
над уровнем моря. Типично горный рельеф в верховьях реки сменяется
крупнохолмистым в среднем течении и переходит в равнинный в ниж-
нем. В верховьях река имеет слабо извилистое русло, количество остро-
вов и протоков здесь незначительно. Ширина меженного русла 80—120 м,
паводочного 300 м\ глубина на плесах и перекатах соответственно в сред-
нем 1,7 и 0,5 м. Скорость течения составляет 1,5—4,0 м:/сек. В среднем
течении русло сильно разветвляется, ширина основного русла составляет
300—400 м. Глубина на плесах увеличивается до 3 м, на перекатах со-
ставляет до 0,7 м. Нижнее течение Большого Анюя находится в пределах
сильно заболоченной, покрытой многочисленными озерами Анюйской
низменности. Ширина русла здесь увеличивается до 500—700 м, глубина
реки обычно 2—4 м, скорости течения малы — 0,5—1,0 м/сек. Несколько
южнее устья р. Анюй в Колыму впадает р. Омолон, дренирующая Юка-
гирское и Анюйское низкогорья. Наиболее крупным притоком р. Омолон
является р. Олой.
Следующей после Колымы водной артерией является р. Анадырь, бе-
рущая начало на восточных склонах Анадырского плоскогорья и впадаю-
щая в залив Большой Онемен Берингова моря. Большая часть бассейна
ОЗЕРА
45
реки расположена в зоне тундры, и лишь верхний участок (до устья
р. Еропол) характерен горно-лесистым и горно-тундровым ландшафтом.
По морфологическим и гидрографическим признакам р. Анадырь разде-
ляется на два участка. Первый (от истока до вступления в пределы Мар-
ковской впадины) можно отнести к рекам горного типа со всеми харак-
терными для них признаками, второй — равнинный, с шириной потока
ют 0,7 до 3 км и глубинами 2—5 м. На этом участке река Анадырь при-
нимает такие крупные притоки, как Майн и Белая. В залив Большой
Онемен, вблизи устья р. Анадырь, впадают реки Танюрер и Канчалан,
берущие начало на Анадырском нагорье, и р. Великая, истоки которой
находятся в Центрально-Корякском горном массиве.
На участке протяжением 160 км выше устья рек Колымы, Анадыря,
Великой и других заметно воздействие приливов и отливов моря.
ОЗЕРА
Озера на Северо-Востоке СССР имеют большое распространение и
оказывают существенное влияние на мерзлотные условия низменностей.
На низменностях многочисленны малые озера, площадь зеркала которых
около 1 км2 (табл. 6). В основном они приурочены к Колымской и Ниж-
Таблица 6
Сводные данные по озерам
Площадь озера, км2	Количество озер	Суммарная площадь зеркала, км2
Менее 1	194 386	11076
1—10	2 054	4 710
10-50	95	1743
Более	50	7	1 680
не-Анадырской низменностям, а также к Марковской впадине. В горных
районах озера относительно редки.
Наиболее крупными озерами являются Красное (458 км2), располо-
женное в северных предгорьях Корякского нагорья Чикаевского хребта,
Эльгыгытгын (120 км2) на Анадырском нагорье, Илирнейские (52 км2)
у юго-восточного склона Илирнейского массива.
Озера рассматриваемой территории по генетическим признакам от-
носятся к термокарстовым, ледниковым, старичным и вулканическим.
Наиболее широко представлены термокарстовые озера. Они зани-
мают от 10 до 60% площади низменностей Чукотки — Анюйской, Нижне-
Анадырской, Валькарайской, Чаунской, Марковской впадин и др. Реже
такие озера встречаются на первых надпойменных террассах долин гор-
но-лесной зоны в бассейне верховьев р. Колымы (например, оз. Кедровое
у пос. Мяунджа). Широкое распространение термокарстовых озер свя-
зано с таянием подземных клиновидных повторно-жильных и линзовид-
ных льдов, а также высокольдистых супесей и суглинков.
Клиновидная форма подземных ледяных жил обусловливает макси-
мальное содержание льда в 3—4-метровом верхнем слое и как следствие
этого интенсивное развитие озер в горизонтальном направлении. Озера
наступают на берег со скоростью 1 м в год и более, при этом глубина их
при площади водного зеркала 10—20 км2 не превышает 1—3 м (Томир-
диаро, 1965). Отмечено, что озера глубиной более 2 м не промерзают до
дна, в их ложе наблюдаются талики, мощность которых в зависимости
46
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ И ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
от возраста озера достигает 25—30 м и более. Озера, имеющие глубину
менее 2 м, промерзают до дна и обычно не имеют подозерного талика.
Озера термокарстового типа (рис. 6) в условиях сурового климата
со среднегодовыми температурами воздуха ниже —10° С мигрируют по
низменности вследствие термоабразии одного из берегов, при одновре-
менном протаивании и осадке горных пород под акваторией. Минераль-
ная часть талых пород отлагается на дне, а у противоположного пологого
берега вновь промерзает, насыщается льдом, увеличивается в объеме и
постепенно поднимается из-под уровня воды. Асимметрия озер и их ми-
Рис. 6. Термокарстовые озера
грация обусловлены ветровой деятельностью летом, экспозицией относи-
тельно направления ветров, влияющих на движение воды летом и на
перенос снега зимой. Определенное влияние оказывает также общий
уклон равнины и распределение дисперсных отложений, унаследованное
от аллювиального цикла (с сохранением старичных форм) или от преды-
дущего цикла их криогенной переработки. Некоторые озера располо-
жены у подножия обрывов, обнажающих мощные (20—40 м) повторно-
жильные льды с призмами супесей и суглинков. Термоабразивное разру-
шение таких берегов приводит к понижению поверхности на 10—15 м.
Термокарстовые озера тундровых низменностей, многие из которых
бессточные, питаются атмосферными осадками, выпадающими и сохра-
няющимися от ветрового переноса. Обычно это очень ограниченные пло-
щади питания, соизмеримые с площадью водного зеркала озера. Можно
полагать, что отношение площади озера к общей площади бассейна его
питания в значительной степени определяется испарением с водной по-
верхности летом. Акватория возрастает, пока испарение не уравнивается
с поступлением воды за счет атмосферных осадков, и стабилизируется,
если нет стока и притока, при балансировании этих приходно-расходных
факторов.
В горной части рассматриваемой территории преобладают озера лед-
никового типа, приуроченные, как правило, к глубоким горным долинам.
Наиболее крупными озерами являются Экитыки в бассейне р. Амгуэма,
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ
47
Илирней и Тытыль в бассейне р. Малый Анюй и оз. Джека Лондона, ре-
жим которого наиболее хорошо изучен.
Оз. Джека Лондона расположено в верховьях р. Кюель-Сиена на
высоте более 800 м\ площадь зеркала составляет 14,4 км2, средняя глу-
бина 51,8 м, наибольшая 50 м. Уровенный режим характеризуется макси-
мумом в середине или конце июня, при наличии ледяного покрова, сход
которого наблюдается в начале или середине июля. Толщина льда в сред-
нем равна 1,2—1,5 м, но в отдельные годы достигает 2,0 м. Термический
режим оз. Джека Лондона характеризуется сезонной стратификацией:
прямой летом и обратной зимой, типичной для глубоких озер Севера.
Небольшие вулканические озера находятся в долине р. Мони близ,
Анюйского вулкана.
Лагунные озера (Пекульнейское, Агген на Чукотском побережье Бе-
рингова моря, Соленое и Глухое на Охотском побережье) разделяются
на две разновидности: более молодые и старые, расположенные на мор-
ских невысоких террасах. В условиях горного рельефа при наличии до-
статочно интенсивного склонового стока лагунные озера постепенно
опресняются. К числу пресных лагунных озер относится оз. Пекульней-
ское, площадь зеркала которого 720 км2.
Следует отметить аномально высокую среднегодовую температуру
воздуха на территориях с большим количеством озер, занимающих в ря-
де районов до 15—30% всей площади. На таких озерных низменностях
климат имеет черты морского (температура воздуха здесь зимой выше,
а летом ниже и количество осадков больше, чем в соседних районах, где
отсутствуют озера).
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ*
Рассматриваемая территория относится к северо-западной части Ти-
хоокеанского подвижного пояса и отличается сложным тектоническим
строением. Здесь выделяются следующие основные геоструктурные эле-
менты (рис. 7): Колымо-Омолонский и Охотский древние массивы, Яно-
Колымская и Чукотская мезозойские складчатые области, Охотско-Чу-
котский вулканогенный пояс, Охотская позднемезозойская складчатая
область и Восточно-Камчатско-Курильская кайнозойская геосинклиналь-
ная область (Аникеев и др., 1967).
Активизация тектонических процессов в различные периоды его раз-
вития на древнем Колымо-Омолонском массиве образование многочис-
ленных расколов и глубоких прогибов, а также сложных и мобильных
шовных зон, в которых отлагались формации, иногда близкие к геосин-
клинальным. Шовные зоны и крупные глубинные разломы разделяют
Колымо-Омолонский массив на отдельные крупные глыбы, однако в це-
лом эта территория представляет собой единую жесткую структуру плат-
форменного типа.
Сложную историю формирования имеют Охотская и Восточно-Кам-
чатско-Курильская складчатые области, которые расположены в зоне,
переходной от Азиатского материка к Тихому океану. Их развитие про-
текало полициклично. Здесь отмечаются герцинский, мезозойский,
а в последней области и кайнозойский циклы геосинклинального разви-
тия. Причем даже внутри одного цикла для этих областей характерно
неоднократное заложение геосинклинальных прогибов с разрушением
ранее консолидированных структур. Здесь широко распространены фор-
мации эвгеосинклинального типа.
* Описание геологического строения Северо-Востока СССР приведено в соответ-
ствии с томом XXX монографии «Геология СССР» (1970J.
48
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ И ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Яно-Колымская и Чукотская складчатые области характеризуются
простым геологическим строением. В их пределах четко выражен лишь
один мезозойский геосинклинальный цикл, в результате которого сфор-
мировались осадочные формации и широко проявились гранитоидные ин-
трузии. Яно-Колымская и Чукотская складчатые области вместе с Колы-
Рис. 7. Схема тектонического районирования (по А. П. Аникееву и др.)
1 — границы между тектоническими элементами первого порядка (массивами н складчатыми об-
ластями), 2 — границы между тектоническими элементами второго порядка (складчатыми зонами,
прогибами, отдельными крупными тектоническими блоками); 3 — наложенные впадины
Основные структурные элементы. Колымо-Омолонский массив </): I—А — Колымская глыба (мае
сив), I—Б — Омолонская глыба (массив), I—В — Сугойскнй прогиб, I—Г — Березовская шовная
зона, I—Д — Олойскнй прогиб, /—Е— Приморская впадина. Наложенные впадины- 1 — Молаид
жинская, 2— Верхне-Кедонская, 3 — Омсукчанская, 4 — Авековская, 5 — Колымская, 6 — Верхче-
Пенжинская, 7 — Умкувеемская, 8 — Айнахкургенская. Охотский массив (II)- IГ—К — Кухтуйский
выступ, 11—ВМ — Верхне-Майиский выступ. Яно-Колымская мезозойская складчатая область (III)
111—А — Аллах Ювьскнй пригеосинклннальный прогиб, III—Б — Эльги-Кулннская зона прерывистой
и брахиморфной складчатости, III—В — Адыча-Детринскнй мегаитнклииорий, 111—Г — Иньяли-Де-
бннскнй мегасинклннорий, III—Д — Буюнднно-Балыгычанскнй район брахиморфной складчатости
и пологих дислокаций. Наложенные впадины: 9 — Верхие-Нерская, 10 — Аркагалннская, II — Сейм-
чано-Буюндинская. Чукотская мезозойская складчатая область (IV)-. IV—А — Анюйская складчатая
зона, IV—Б — Чаунская складчатая зона, IV—В — Восточно-Чукотский массив, IV—Г — Раучуан-
ский прогиб, IV—Д — массив о. Врангеля. Неопротибы- 12 — Чаунскнй, 13 — Ванкаремский, 11 —
Ионийский Наложенные впадины- /5 — Камешковская, 16 — Нутысынская. Охотско-Чукотский вул-
каногенный пояс (V), V—А — Приохотская зона, V—Б — Эвено-Чауиская зона, V—В — Восточно-
Чукотская зона. Наложенные впаднны- 17— Ннжне-Кухтуйская, 18 — Ямо-Тауйская система впадин
Охотская поздиемезозойская складчатая область (VI)- VI—А—Тауйско-Тайгоносская складчатая
зона, IV—Б — Пенжино-Анадырская складчатая зона, VI—В — Корякская складчатая зона. Нало-
женные впадины- 19— Ннжне-Пенжинская, 20— Марковская, 21— Майнская, 22 — Беринговская,
23 — Нижне-Хатырская, 24 — Иомраутская. Восточно-Камчатско-Курнльская геосинклннальная об-
ласть (VII)- VII—А — Олюторский прогиб Наложенные впаднны 25 — Пылговаямская, 26 — Апук-
ваямская.
мо-Омолонским и Охотским массивами образуют внешнюю часть Тихо-
океанского подвижного пояса, Охотская и Восточно-Камчатско-Куриль-
ская области относятся к внутренней его части. Ниже приводится крат-
кая характеристика стратиграфического разреза и основных структурных
элементов описываемой территории.
Породы архея, нижнего и среднего протерозоя образуют фундамент
Колымо-Омолонского и Охотского массивов. Они представлены различ-
ными гнейсами, амфиболитами, кварцитами, среди которых известны глу-
бокоизмененные магматические породы.
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ
49
Верхнепротерозойские образования, слагающие нижний ярус плат-
форменного чехла массивов, представлены различными кристаллически-
ми сланцами и метаморфизованными карбонатными породами и кварци-
тами. Они известны в Приколымском поднятии Колымо-Омолонского
массива и на Восточно-Чукотском массиве.
Кембрийские карбонатные и карбонатно-терригенные образования
известны на Охотском массиве, где они образуют толщу мощностью до
нескольких сотен метров. В последнее время нижнекембрийские отложе-
ния были установлены и в пределах Колымо-Омолонского массива.
Отложения ордовика представлены тремя его отделами. Наиболее
широко они развиты в Омулевском поднятии Колымо-Омолонского мас-
сива. Здесь они сложены известняками, доломитами, мергелями, в осно-
вании разреза иногда наблюдаются конгломераты. Общая мощность их
до 1200 м. Ордовикские отложения известны также на Омолонском и
Восточно-Чукотском массивах, где они представлены толщами терриген-
но-карбонатных пород мощностью до 1000 м. В южной части Таловско-
Майнского поднятия Охотской складчатой области ордовикские отложе-
ния представлены филлитами, песчаниками и мраморизованными извест-
няками.
Отложения силура широко развиты в Омулевском поднятии и изве-
стны в отдельных блоках Токуро-Кедонских поднятий Колымо-Омолон-
ского массива. Они представлены двумя отделами и сложены преиму-
щественно карбонатными породами (известняками, доломитами, мерге-
лями, известковистыми песчаниками). Общая их мощность достигает
4800 м. На Восточно-Чукотском массиве силурийские отложения также
сложены карбонатными породами и имеют мощность до 1900 м.
Отложения девона представлены различными фациальными типами:
морскими, лагунно-континентальными и вулканогенными.
В Приколымском и Омулевском поднятиях Колымо-Омолонского
массива все три отдела этой системы сложены известняками, доломита-
ми, мергелями с залежами гипсов, ангидритов, с подчиненным количе-
ством известково-глинистых сланцев и известковистых песчаников. Об-
щая мощность их достигает 3000 м. В Токуро-Кедонских поднятиях этого
массива преобладают эффузивы и их туфы общей мощностью до 1200 м.
В поднятиях Восточно-Чукотского массива нижнедевонские филли-
ты и глинистые сланцы сменяются известняками, доломитами и ангидри-
тами среднего и верхнего девона общей мощностью 2500—3000 м.
Известны девонские отложения и в пределах Охотской складчатой
области (Таловско-Майнское и Хатырское поднятия), где они представ-
лены яшмами, кварцитами, амфиболитами, реже известняками.
Отложения карбона на рассматриваемой территории известны толь-
ко в отдельных блоках массивов, где они представлены в основном кар-
бонатными породами нижнего отдела.
Отложения пермской системы развиты в Яно-Колымской складча-
той области, на Колымо-Омолонском и частично на Охотском массивах,
где залегают несогласно на более древних породах.
В составе осадков пермского возраста принимают участие песчаники,
песчано-глинистые сланцы, аргиллиты и алевролиты. Общая их мощ-
ность достигает 4500—5000 м, в пределах Колымо-Омолонского массива
1000—1500 м.
Отложения триасовой системы широко развиты в Яно-Колымской и
Чукотской складчатых областях и на Колымо-Омолонском массиве, где
они повсеместно представлены морскими терригенными осадками и со-
гласно лежат на пермских образованиях.
Во всех районах осадки триасового возраста представлены песчани-
ками, алевролитами и различными сланцами. Общая их мощность в Яно-
50
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ И ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Колымской складчатой области достигает 7000—10 000 м, в Чукотской —
4700—7500 м, на Колымо-Омолонском массиве 1200 м.
Отложения юрской системы наиболее широко развиты в Яно-Колым-
ской складчатой области и на Колымо-Омолонском массиве, где они со-
гласно лежат на образованиях триаса.
В Яно-Колымской области отложения юры представлены всеми тре-
мя отделами и слагают основные структуры Иньяли-Дебинского мегасин-
клинория. Это мощная (4500—5000 м) толща песчаников, глинистых
сланцев, алевролитов, плотных конгломератов и туфогенных песчаников.
На Колымо-Омолонском массиве юрские отложения известны в Олой-
ском, Сугойском, Гижигинском прогибах, а также во впадинах, разде-
ляющих Токуро-Кедонские поднятия. В Олойском прогибе верхнеюрские
отложения представлены осадочными (терригенными), пирокластически-
ми и эффузивными породами общей мощностью до 3000 м. В остальных
районах массива они сложены песчаниками, иногда туфогенными, песча-
но-глинистыми и глинистыми сланцами. Здесь их мощность не превы-
шает 1500 м.
В пределах Охотской складчатой области юрские отложения изве-
стны в Тауйско-Тайганосской зоне, где они представлены эффузивно-ту-
фовой толщей основного, среднего и кислого состава с прослоями и пач-
ками глинистых сланцев мощностью до 1800 м. В Чукотской складчатой
области юрские отложения известны в пределах Раучуанского и Мечиг-
менского прогибов, где они сложены песчано-глинистыми, реже эффузив-
ными и туфогенными породами общей мощностью до 2000 м.
Отложения мела на рассматриваемой территории имеют наиболее
широкое распространение в Охотской складчатой области и в Охотско-
Чукотском вулканогенном поясе. Они представлены сложным комплек-
сом пород — от морских терригенных до вулканогенных и континенталь-
ных (угленосных образований).
Морские отложения нижнего мела слагают Рарыткинский, Ваеж-
ский и Тамватнейский антиклинории Корякской складчатой зоны. Изве-
стны они и в Мургальском и Таловско-Майнском антиклинориях. Нижне-
меловые породы представлены песчаниками, конгломератами, алевроли-
тами и трещиноватыми кремнисто-вулканогенными породами. Мощность
отложений достигает 5000 м.
Верхнемеловые морские отложения также наиболее широко развиты'
в Корякской складчатой зоне, где слагают Алганскую синклинальную и
Энычваямскую антиклинальную зоны, а также Ванатат-Великоречен-
ский и Лулу-Вытынский синклинории. В этих структурах верхний мел
представлен плотными песчаниками, алевролитами, туфогенными песча-
никами и аргиллитами. Общая мощность отложений достигает 6500 м.
Вулканогенные породы нижнего и верхнего мела широко развиты
в Охотско-Чукотском вулканогенном поясе. Они представлены эффузи-
вами среднего, кислого и основного состава и их туфами мощностью до
ЗООО.и.
Верхнемеловые эффузивные породы развиты также в Олойском про-
гибе и в Березовской шовной зоне Колымо-Омолонского массива, где
они имеют мощность до 2000 м. Известны они и в Восточно-Камчатско-
Курильской геосинклинальной области, где слагают ее фундамент.
Меловые угленосные отложения чаще выполняют наложенные впа-
дины (Аркагалинскую, Омсукчанскую, Моланджинскую, Верхне-Кедон-
скую, Верхне-ПеНжинскую и др.). Они представлены песчаниками, кон-
гломератами, аргиллитами, туфопесчаниками с пластами углей и угли-
стых аргиллитов. Мощность отложений в различных впадинах неодина-
кова и колеблется от 500—700 до 1500—2000 м.
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ
51
Отложения палеогена залегают несогласно на подстилающих поро-
дах Они развиты в основном в Охотской и Восточно-Камчатско-Куриль-
ской складчатой областях, а также в Охотско-Чукотском вулканогенном
поясе.
В Охотской складчатой области палеоген представлен в основном
морскими и континентальными отложениями Первые известны в Пен-
жинском прогибе и Нижне-Анадырской впадине Они сложены мощной
толщей алевролитов, порово-проницаемых песчаников, конгломератов
Континентальные образования выполняют Беринговскую, Иомраутскую
и центральные части Нижне-Анадырской впадины, где представлены
преимущественно конгломератами, песчаниками, алевролитами, аргил-
литами и пластами угля; реже в разрезах этих толщ встречаются туфо-
генные и эффузивные образования Мощность отложений различна и ко-
леблется от 1200 м в Беринговской впадине до 2000 м в Нижне-Ана-
дырской
Угленосные отложения палеогена мощностью более 800 м известны
в Авековской впадине Колымо-Омолонского массива
В Восточно-Камчатско-Курильской геосинклинальной области па-
леоген представлен морскими песчано-глинистыми отложениями мощ-
ностью до 5000—6000 м.
В Охотско-Чукотском поясе вулканогенные породы палеогена пред-
ставлены покровами базальтов и их туфами общей мощностью до 1000 м
Отложения неогена на рассматриваемой территории распростране-
ны более широко, чем подстилающие их породы палеогена Они развиты
в Восточно-Камчатско-Курильской, Охотской складчатых областях и
Охотско-Чукотском вулканогенном поясе В первой они представлены
морскими терригенными породами общей мощностью до 3000 м Здесь
преобладают конгломераты, туфогенные песчаники и алевролиты.
В Охотской складчатой области преобладают вулканогенные образова-
ния Обширные эффузивные поля распространены по всей области, они
перекрывают различные зоны и структуры, сложенные более древними
породами, и представлены преимущественно базальтами, андезито-ба-
зальтами и частично их туфами с подчиненными количествами терриген-
ных пород Общая мощность неогена достигает 1500—1000 м
Угленосные породы неогена выполняют отдельные наложенные впа-
дины (Нижне-Кухтуйскую, Сеймчано-Буюндинскую, Верхне-Нерскую,
Ямо-Тауйскую систему впадин и др ) Породы здесь представлены кон-
гломератами, песками, глинами и пластами бурого угля Мощность их
колеблется от 150 до 600 м.
Четвертичные отложения на Крайнем Северо-Востоке СССР пред-
ставлены всеми его отделами и в целом имеют очень широкое распро-
странение Нижнечетвертичные отложения выделяются в отдельных впа-
динах и депрессиях Яно-Колымской области (Верхне-Нерская, Сеймча-
но-Буюндинская, Верхне-Купкинская) и на побережье Охотского моря.
Они представлены аллювиальными и озерными галечниками, песками и
илами
Отложения среднего отдела развиты наиболее широко на террито-
рии Охотско-Чукотского вулканогенного пояса, где они выполняют мно-
гочисленные межгорные впадины и некоторые долины рек Это хорошо
сортированные аллювиальные галечники и пески высоких террас, ледни-
ковые и озерные суглинки, глины и илы с включениями валунов и линз
галечника. Подобные по составу отложения среднечетвертичного возра-
ста известны также в межгорных впадинах Яно-Колымской складчатой
области и Колымо-Омолонского массива
Отложения верхнего отдела широко развиты в Чукотской и Охот-
ской складчатых областях, где они заполняют обширные низменности,
52
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ И ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
межгорные депрессии и широкие долины рек. Представлены они озерны-
ми и аллювиальными песками, глинами, суглинками, илами, а в средне-
горных районах — аллювиальными и ледниковыми галечниками, песками
с включениями валунов.
Современные четвертичные отложения распространены повсеместно
и выполняют поймы, пойменные и первые надпойменные террасы речных
долин. Они представлены аллювиальными галечниками, песками, су-
глинками. На склонах и водоразделах современные четвертичные отло-
жения представлены аллювиальными и делювиальными солифлюкцион-
ными образованиями, в составе которых преобладают щебень, дресва,
глыбы. Общая мощность четвертичных отложений верхних трех отделов
в различных районах неодинакова и колеблется от 10—40 м в долинах
рек высокогорий и среднегорий до 100—400 м в межгорных депрессиях
и впадинах низкогорий и в низменностях.
В Чукотской и Восточно-Камчатско-Курильской областях наблюда-
ются четвертичные вулканогенные образования. В последней они сла-
гают обширные, иногда сильно расчлененные лавовые плато, а в Чукот-
ской области — отдельные центральные аппараты вулканов и трещин-
ные потоки.
Интрузивные породы на описываемой территории имеют возраст от
докембрия до кайнозоя. Докембрийские (архейские и протерозойские)
интрузии представлены гранито-гнейсами, лейкократовыми гранитами и
многочисленными дайками амфиболитов. Палеозойские интрузии пред-
ставлены гранитами и частично ультраосновными породами позднека-
менноугольного— девонского возраста на Омолонском массиве и в При-
колымском поднятии, в других областях они представлены мелкими ще-
лочными интрузиями.
Позднемезозойские интрузивные породы наиболее широко развиты
в Яно-Колымской и Чукотской складчатых областях и в Охотско-Чукот-
ском вулканогенном поясе. Здесь интрузивные образования представлены
гранитоидами, слагающими очень крупные тела площадью в несколько
сотен квадратных километров и нередко более 100 км2, а также много-
численными малыми субвулканическими интрузиями различного состава.
В Охотской и Восточно-Камчатско-Курильской областях мезозойский
возраст имеют ультраосновные и основные породы, образующие протя-
женные пояса.
К кайнозойским, главным образом палеогеновым интрузивным по-
родам относятся небольшие тела габбро и гранитов в Чукотской и Во-
сточно-Камчатской областях. В пределах последней известны субвулка-
нические тела различного состава палеоген-неогенового возраста.
Таким образом, в стратиграфическом разрезе Северо-Востока СССР
участвует широкий комплекс разнообразных пород — от архея до чет-
вертичного возраста. Сложение их, степень дислоцированное™ и, следо-
вательно, водоносность во многом определяются характером тектони-
ческих структур, основные из которых рассматриваются ниже.
Колымо-Омолонский массив является основным структурным эле-
ментом Северо-Востока. С запада и юго-запада он ограничен сооруже-
ниями Яно-Колымской складчатой области, юго-восточный край его не
имеет четких границ и перекрыт образованиями Охотско-Чукотского
вулканогенного пояса; на северо-востоке его ограничивает Чукотская
складчатая область. В составе массива выделяются следующие крупные
тектонические элементы: Колымская и Омолонская глыбы (массивы),
Сугойский и Олойский прогибы, Березовская и Южно-Анюйская шовные
зоны.
Колымская глыба (массив) на рассматриваемой территории состоит
из ряда структур, наиболее крупными из них являются Омулевский и
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ
53
Приколымский складчато-глыбовые поднятия. На месте этих поднятий
в нижнем — среднем палеозое существовали узкие протяженные про-
гибы, которые к началу позднего палеозоя были выполнены мощной се-
рией карбонатно-терригенных осадков. К концу палеозоя складчатые
движения привели к инверсии и частичной консолидации с образованием
здесь сложно и интенсивно дислоцированных складчатых сооружений.
Омолонская глыба (массив) также разбита разломами на ряд
крупных блоков, в которых обнажаются докембрийские и палеозойские
образования. Между поднятиями в позднем палеозое и в мезозое воз-
никли относительно неглубокие впадины, выполненные серией терриген-
ных осадков. Мощные расколы, заложившиеся в юго-западной и северо-
восточной частях глыбы, привели в позднемезозойское время к значитель-
ному опусканию отдельных ее частей, на которых сформировались Су-
гойский и Олойский прогибы. Степень дислокаций пород, выполняющих
эти прогибы, относительно незначительная. В центральных частях про-
гибов встречаются крупные пологие, иногда брахиморфные складки,
лишь в пограничных частях наблюдается более напряженная складча-
тость, осложненная многочисленными дизъюнктивными дислокациями.
Особое место в тектоническом строении Колымо-Омолонского мас-
сива занимает Березовская шовная зона. Она отделяет Омолонскую
глыбу от Олойского прогиба. Строение шовной зоны весьма своеобразно и
определяется широким развитием глубинных разломов и высокой интен-
сивностью и дифференциацией колебательных движений внутри нее, что
привело к образованию здесь как блоковых поднятий, ядра которых
сложены нижним и средним палеозоем, так и глубоких прогибов, выпол-
ненных вулканогенно-терригенными осадками мезозойского возраста.
Напряженность складчатости и степень дислоцированности пород в шов-
ной зоне весьма интенсивная, повсеместно наблюдаются узкие крутые
частично опрокинутые складки, осложненные разрывными нарушениями.
Охотский массив расположен между Эльги-Кулинской зоной Яно-
Колымской складчатой области и Аллах-Юньским пригеосинклинальным
прогибом, который отделяет массив от Сибирской платформы. Южная
часть массива и частично северная перекрыты эффузивами Охотско-Чу-
котского вулканогенного пояса. Центральную (Кухтуйский выступ) н за-
падную его части (Верхне-Майнский выступ) слагают архейские и про-
терозойские породы, которые смяты в крупные прямые складки. Выше-
лежащие пермские и частично триасовые отложения деформированы в
незначительной степени. Повсеместно в теле массива наблюдаются раз-
рывные дислокации.
Яно-Колымская мезозойская складчатая область на рассматривае-
мой территории представлена незначительной своей частью, которая оги-
бает с юго-запада Колымо-Омолонский массив. С юга структуры обла-
сти перекрываются эффузивами Охотско-Чукотского пояса, в связи с чем
граница ее с Охотской позднемезозойской складчатой областью не фик-
сируется. Основными тектоническими элементами области, постепенно
сменяющими друг друга по направлению к Колымо-Омолонскому мас-
сиву, являются Аллах-Юньский пригеосинклинальный прогиб, входящий
в Верхоянскую зону линейной складчатости; Эльги-Кулинская зона пре-
рывистой и брахиморфной складчатости, представленная на рассматри-
ваемой территории Кулинским поднятием; Адыча-Детринский меганти-
клинорий, входящие в состав Яно-Сугойской зоны линейной складчато-
сти, а также Буюндино-Балыгычанский район брахиморфной складчато-
сти и пологих дислокаций, занимающий крайнюю юго-восточную часть
области.
Аллах-Юньский прогиб в ранне- и среднепалеозойское время яв-
лялся вместе с Охотским массивом краевой частью Сибирской плат-
54
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ И ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
формы. Затем здесь образовался перикратонный прогиб, в пределах ко-
торого в раннепермское время наступили геосинклинальные условия
осадконакопления, завершившиеся инверсией в конце юры. В пределах
прогиба развиты брахиморфные и коробчатые складки, часто встреча-
ются антиклинали, имеющие широкие пологие замки и короткие крутые
крылья с углами падения до 70°.
Кулинское поднятие расположено к северо-востоку от Охотского мас-
сива и сложено в центре пермскими, а по краям триасово-юрскими тол-
щами. В пределах поднятия развиты крупные брахиантиклинальные по-
логие складки, ориентированные в северо-западном, реже северо-восточ-
ном направлениях.
Крупной структурой Адыча-Детринского мегантиклинория на описы-
ваемой территории является Аян-Юряхский антиклинорий. Он сложен
в ядре верхнепермскими породами, которые на крыльях в западном и
южном направлениях сменяются триасовыми отложениями. Строение
антиклинория асимметрично. На северо-восточном более крутом его
крыле, которое ограничивается Чай-Урьинским разломом, отмечаются
опрокинутые складки. Южное крыло антиклинория более пологое, со-
стоит из узких протяженных асимметричных складок. В пределах анти-
клинория широко развиты разрывные нарушения.
Иньяли-Дебинский мегасинклинорий является крупной четко выра-
женной линейной структурой, ограниченной протяженными разломами,
которая окаймляет с юга Колымо-Омолонский массив. С юго-запада по
Чай-Урьинскому разлому он граничит с Аян-Юряхским антиклинорием,
на юго-востоке граничит со структурами Буюндино-Балыгычанского тек-
тонического района. В пределах мегасинклинория выделяются Бурустах-
ский и Ненгеджинский синклинории, Мылгинский антиклинорий, а также
отдельные системы складок. Синклинории, как правило, сложены юр-
скими породами, дислоцированными в линейные складки, которые ориен-
тированы параллельно оси мегасинклинория и обычно сопрягаются ку-
лисообразно. Углы падения крыльев складок колеблются от 50 до 70°.
В отдельных районах синклинория разломы ориентированы поперечно
общему простиранию структур. В таких районах наблюдаются как ко-
роткие линейные, так и брахиморфные складки. В целом для Иньяли-Де-
бинского мегасинклинория характерны высокая степень напряженности
складок и интенсивная дизъюнктивная тектоника.
Несколько отличное от рассмотренных структур строение имеет Бу-
юндино-Балыгычанский район брахиморфной складчатости и пологих
дислокаций. Здесь повсеместно развиты брахиморфные, реже линейные
складки, сложенные триасовыми и юрскими отложениями. В центре рас-
положено Нябольское поднятие, сложенное в основном пологозалегаю-
щими пермскими породами, выведенными на поверхность в крупных
горстах. Только в юго-восточной части района породы триаса собраны
в линейные узкие складки широтного простирания.
Яно-Колымская область развивалась как геосинклиналь на подвиж-
ном частично неглубоко опущенном основании. Начало геосинклиналь-
ного цикла совпадает с верхним карбоном — нижней пермью. После не-
скольких частных инверсий (верхняя пермь, верхний триас, нижняя юра)
на границе верхней юры и нижнего мела произошла инверсия Яно-Ко-
лымской геосинклинали.
Чукотская мезозойская складчатая область занимает крайнюю се-
верную и северо-восточную части описываемой территории. С юго-запада
она граничит с Колымо-Омолонским массивом, а южнее структуры пол-
ностью перекрывается Охотско-Чукотским вулканогенным поясом.
Тектоническое строение области несколько отличается от Яно-Ко-
лымской. Здесь отсутствуют структуры типа мегасинклинориев и меган-
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ
55
тиклинориев и линейные структуры, складчатый фундамент поднят отно-
сительно высоко и выведен на поверхность в ряде поднятий. В Чукот-
ской складчатой области выделяются Анюйская и Чаунская складчатые
зоны, Восточно-Чукотский массив, Раучуанский прогиб и другие более
мелкие структуры.
Анюйская складчатая зона имеет сложное тектоническое строение,
которое определяется развитием в ее пределах таких разнородных струк-
тур, как Алярмаутское поднятие, Мало-Анюйский, Кепервеемский и Па-
уктуваамский антиклинории и разделяющий их Мачваамский синклино-
рий. Алярмаутское поднятие сложено в ядре среднепалеозойскими, а на
крыльях нижне-среднетриасовыми породами. Первые смяты в сравни-
тельно пологие складки, а несогласно залегающие на них триасовые
осадки имеют более напряженную складчатость с углами падения
крыльев до 50—70°. Поднятие ограничено разломами.
В ядрах и на крыльях антиклинориев, как правило, выходят нижне-
и среднетриасовые породы, интенсивно дислоцированные в линейные дис-
гармоничные складки, осложненные разрывами и более мелкой склад-
чатостью. В Мачваамском синклинории средне- и верхнетриасовые по-
роды собраны в линейные пологие симметричные и сундучные складки
северо-западного простирания.
Чаунская складчатая зона расположена в восточной части области,
в ее пределах выделяются: Куульское палеозойское поднятие, Паляваам-
ская синклинальная зона, Куэквуньское и Иультинское поднятия и Эки-
атапский синклинорий. В этой зоне наряду с весьма сложными и интен-
сивными дислокациями в пределах поднятий и на крыльях синклиналь-
ных структур развиты спокойные прямые симметричные складки, сла-
гающие центральные части синклинориев. Вместе с тем почти для всей
зоны характерно наличие широкой сети разрывных нарушений.
В пределах Восточно-Чукотского массива наблюдаются различные
типы структур — от поднятий докембрийского фундамента до неопро-
гибов.
Уэленское и Сенявинское поднятия сложены протерозойскими и ран-
непалеозойскими породами, смятыми в крупные антиклинальные и ча-
стично широкие брахиморфные складки северо-западного простирания,
осложненные многочисленными разломами. Между этими поднятиями
в триасовое и верхнеюрское время развился Мечигменский прогиб, огра-
ниченный от поднятий разломами. Отложения прогиба смяты в простые
линейные складки северо-западного простирания. Остальные структуры
массива почти полностью перекрыты четвертичными образованиями, что
затрудняет расшифровку их тектонического строения.
Раучуанский прогиб является структурой послеинверсионного типа
и располагается несогласно на триасовых отложениях между рассмот-
ренными выше зонами. Выполнен он преимущественно меловыми отло-
жениями большой мощности, довольно полого дислоцированными и от-
деленными от окружающих структур на значительном протяжении раз-
ломами.
Для Чукотской складчатой области намечаются два цикла геосин-
клинального развития: ордовикско-раннекаменноугольный и наиболее
четко фиксируемый нижнетриасовый — среднеюрский. Основные инвер-
сионные процессы, закрывшие геосинклинальные прогибы области, про-
изошли в дораннемеловое время.
Охотско-Чукотский вулканогенный пояс играет особую роль в гео-
логическом строении рассматриваемой территории. Он отделяет описан-
ные выше допалеозойские, палеозойские и мезозойские структуры внеш-
ней части тихоокеанского региона от позднемезозойских — кайнозойских
образований Охотской складчатой области, относящейся к внутренней
56
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ И ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
его части. Протягивается пояс почти на 3000 км от мыса Аян на Охот-
ском побережье до Чукотского полуострова и делится на три зоны —
Приохотскую, Эвено-Чаунскую и Восточно-Чукотскую (Аникеев Титов,
1966).
В строении пояса принимают участие преимущественно меловые вул-
каногенно-осадочные породы, представленные эффузивами кислого,
среднего и основного состава, среди которых залегают горизонты вулка-
ногенно-осадочных, иногда угленосных пород. Они смяты в пологие
складки с углом наклона до 40° и лишь вблизи крупных разрывов наблю-
дается усложнение складчатых деформаций. На меловых породах почти
горизонтально залегают покровы палеогеновых базальтов и андезито-ба-
зальтов.
Образование Охотско-Чукотского пояса связано с глубинными раз-
ломами, сформировавшимися в консолидированных мезозоидах и более
древних структурах за счет тектонических движений в интенсивно разви-
вавшейся в меловое время Охотской складчатой области. Формирование
основных структур пояса, начавшееся в позднеюрское — раннемеловое
время, завершилось в палеогене, в период общей инверсии и консолида-
ции Охотской области.
Охотская позднемезозойская складчатая область охватывает значи-
тельную часть описываемой территории к юго-востоку от Охотско-Чукот-
ского пояса. В ее составе выделены Тауйско-Тайгоносская и Корякская
складчатые зоны и Пенжино-Анадырская система впадин.
Тауйско-Тайгоносская складчатая зона охватывает Охотское побе-
режье и юго-восточную часть п-ова Тайгонос. Наиболее древние триасо-
во-юрские породы зоны интенсивно дислоцированы, смяты в узкие, часто
опрокинутые складки, осложненные разрывами. Они перекрываются бо-
лее полого залегающими позднеюрскими — раннемеловыми эффузивами.
Для этой зоны характерны дизъюнктивные дислокации.
Корякская складчатая зона имеет сложное тектоническое строение,
в ее пределах развиты разнообразные структуры — от горстовых блоко-
вых поднятий и антиклинориев до прогибов, линейных синклиналей и на-
ложенных впадин. Положительные структуры зоны, сложенные нижне-
меловыми и более древними породами (Ваежский, Рарыткинский, Там-
ватнейский антиклинории, Хатырское поднятие) характеризуются ярко
выраженным блоковым строением — породы, смятые в узкие крутые, ча-
сто опрокинутые складки, линейно вытянутые в северо-восточном направ-
лении, разбиты многочисленными разломами, иногда с большими ампли-
тудами смещений. Отрицательные структуры, выполненные преимуще-
ственно верхнемеловыми породами (Ванитат-Великореченский и Лулу-
Ватынский синклинории, Алганская синклинальная зона и ряд впадин)
характеризуются линейно вытянутыми относительно пологими складка-
ми с меньшим количеством разрывов. Во впадинах, выполненных палео-
геновыми осадками, наблюдаются пологие дислокации.
Основными структурами Пенжинско-Анадырской системы впадин
являются Нижне-Анадырская, Марковская, Пенжинская, Бельская и
Парапольская впадины и разделяющие их Талово-Майнский и Пекуль-
нейский антиклинории. Осадочный чехол впадин сложен преимущест-
венно морскими и континентальными слабо дислоцированными отложе-
ниями палеогенового, неогенового и четвертичного возраста.
Положительные структуры сложены главным образом нижне- и
верхнемеловыми терригенными породами, которые в сводах поднятий
смяты в узкие линейные, а в пределах Валижгенского поднятия в по-
перечные, иногда бархиморфные складки.
Восточно-Камчатско-Курильская геосинклинальная область на рас-
сматриваемой территории представлена Олюторским прогибом, зани-
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ
57
мающим побережье Берингова моря (п-ова Говена и Олюторский).
В пределах прогиба выделяется несколько крупных положительных и
отрицательных структур, сложенных мощной терригенной толщей олиго-
цен-плиоцена, а также среднего и верхнего миоцена. Эти отложения
смяты в линейные или брахиморфные складки с углами падения крыльев
от 15 до 30° и реже до 50—60°. В Олюторском поднятии, сложенном верх-
немеловыми эффузивами, наблюдаются узкие крутые приразломные
складки. Весьма пологие складки с углами падения крыльев до 5—15°
отмечаются в отложениях плиоцена, выполняющих наложенные впади-
ны, а также в неогеновых эффузивных образованиях.
Олюторский прогиб претерпел один цикл геосинклинального разви-
тия, длившийся с середины палеогена, когда началось интенсивное про-
гибание района и накопление мощных морских толщ, до среднего плио-
цена. Инверсия геосинклинали в этом районе сопровождалась интенсив-
ной вулканической деятельностью, которая закончилась излияниями чет-
вертичных базальтов.
Длительная история геологического развития описываемой террито-
рии Северо-Востока СССР, частая перестройка структурного плана ее
сопровождалась развитием многочисленных разломов. После полной
инверсии Яно-Колымской, Чукотской, Охотской и Восточно-Камчатско-
Курильской геосинклиналей наблюдалось заложение новых и подновле-
ние ранее возникших разрывов.
Разрывная тектоника проявлялась с различной степенью интенсив-
ности на всем протяжении ее геологического развития. В. Т. Матвеенко
и Е. Г. Шаталов (1959) выделяют здесь следующие генетические типы
разрывных нарушений:
1)	разрывы геосинклинального типа, проявившиеся в фундаментах
геосинклинальных областей в начальный период их прогибания, а также
в приконтактовых частях древних массивов;
2)	складчатые разрывы, образовавшиеся в период основных склад-
чатых геосинклинальных процессов, с которыми связаны различные
интрузивные комплексы в геосинклиналях;
3)	послескладчатые разрывы, проявившиеся в теле консолидиро-
ванных структур и контролирующие распространение эффузивных обра-
зований Охотско-Чукотского вулканогенного пояса;
4)	разрывы в молодой платформе.
Первые три группы в основном глубинных разломов служили пу-
тями, по которым произошло внедрение в осадочные толщи и излияние
на поверхность разнообразных магматических образований. С гидрогео-
логических позиций эти разрывы могут считаться «отмершими», так
как их полости не могут служить ни коллекторами, ни водопроводящими
каналами для циркуляции подземных вод.
Особое значение для гидрогеологических условий описываемой тер-
ритории имеют разрывы в молодой платформе, возникшие в неоген-чет-
вертичное время. Эти дизъюнктивные дислокации отличаются от первых
трех групп прежде всего тем, что по ним в процессе их заложения и раз-
вития не происходила инъекция магмы. Их образование связано преиму-
щественно с растяжением верхних горизонтов консолидированной зем-
ной коры при общем инверсионно-сводовом тектоническом поднятии
горных сооружений. Так, отличительной чертой большей части рассмат-
риваемых разрывов являются новообразования, несогласно секущие ра-
нее сформированные структуры. Это относительно глубоко заложенные
узкие локальные полости, заполненные в той или иной степени продук-
тами разрушения окружающих пород. Нередко они перекрыты на по-
верхности рыхлыми и слабо сцементированными породами; к ним также
приурочены так называемые приразломные неоген-четвертичные впа-
58	ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ И ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
дины. Особенно важную роль эти разрывы играют в формировании со-
временной гидросети, иногда полностью контролируя конфигурацию реч-
ных долин в высокогорных и среднегорных районах.
Неоген-четвертичные разрывы наиболее развиты в Охотско-Чукот-
ском поясе, Охотской и Восточно-Корякско-Камчатской складчатых об-
ластях. Системы открытых трещин, распространяющиеся на глубину
в несколько сотен метров, оказываются во многих местах путями интен-
сивного движения подземных вод из надмерзлотной зоны в подмерзлот-
ную через сквозные талики. Наиболее глубокие системы мобильных раз-
рывов представляют интерес как пути глубокой (несколько километров)
циркуляции подземных вод при формировании термальных источников.
Г лава III
МЕРЗЛОТНЫЕ УСЛОВИЯ
В работах А. В. Львова (1916), М. И. Сумгина (1937), Н. И. Тол-
стихина (1933, 1936; 1941, 1955, 1967), П. Ф. Швецова (1946, 1962, 1968),
В. М. Пономарева (1950, 1960), А. И. Калабина (1957а, 1960), А. И. Ефи-
мова (1957, 1961), И. Я- Баранова (1959, 1960), Н. А. Вельминой (1959а,
19596, 1966), Н. Н. Романовского (1961) и многих других гидрогеологов
изложены основные положения, касающиеся влияния мерзлотных усло-
вий на формирование подземных вод. Обобщенно и кратко их можно
сформулировать в следующем виде:
1.	Расположенные вблизи от поверхности водоносные горизонты
промерзают, вследствие чего подземные воды, заключенные в них, на
длительное время выводятся из кругооборота и возможной сферы ис-
пользования. Во многих гидрогеологических структурах, в частности
в артезианских бассейнах, открытых в сторону морского побережья, та-
ким образом полностью или частично исключены из сферы использова-
ния пресные подземные воды.
2.	Неоднократное промерзание и протаивание кристаллических и
метаморфических пород во время возникновения и последующего разви-
тия мерзлой зоны * способствовали увеличению степени и глубины про-
никновения открытой трещиноватости (вследствие процессов морозного
выветривания) и возникновению сильно трещиноватых зон, насыщен-
ных льдом, которые даже при частичной деградации мерзлой зоны ста-
новятся обводненными. С другой стороны, льды, цементирующие пори-
стые породы, исключают возможность фильтрации воды через них. Та-
ким образом, процессы льдообразования во всех видах их проявления
(включая формирование повторно-жильных и инъекционных льдов) од-
новременно вызывают существенное перераспределение подземных вод
(переход в твердую фазу) в горных породах и изменение фактических и
* Под мерзлой зоной, по Н. И. Толстихину (1935), понимается «часть земной
коры, которая характеризуется наличием отрицательных или нулевых температур в со-
вокупности с твердой фазой заключенных в ней вод». Последнее обстоятельство сле-
дует подчеркнуть особо, поскольку многие исследователи отождествляют «мерзлую
зону» с «криолитозоной», т. е. зоной глубокого (от 0° С и ниже) охлаждения земной
коры, вне зависимости от фазового состояния подземных вод. В действительности
мерзлая зона может соответствовать по мощности криолитозоне лишь в тех случаях,
когда фазовый переход воды из твердого состояния в жидкое и обратно в данном
разрезе совпадает с переходом температур через 0° С. Однако значительно чаще мощ-
ность мерзлой зоны составляет лишь часть криолитозоны, потому что в основании
мерзлой зоны могут залегать охлажденные ниже 0° С соленые воды и рассолы (крио-
пэги). Разница в мощности мерзлой зоны и криолитозоны может достигать нескольких
сотен метров. В жидкой фазе при отрицательной температуре могут находиться и
весьма слабо минерализованные глубокозалегающие подземные воды в соответствии
с имеющимся здесь высоким давлением.
60
МЕРЗЛОТНЫЕ УСЛОВИЯ
потенциальных водоносных свойств пород (образование трещин и зале-
чивание их льдом).
3.	Подземные воды разобщаются мерзлой зоной на надмерзлотные,
подмерзлотные и межмерзлотные н локализуются в таликах различного
происхождения, в связи с чем осложняются условия питания и разгрузки
глубоких (подмерзлотных) подземных вод. Особое значение в распре-
делении подземных вод приобретают молодые тектонические разломы,
речные долины, выполненные грубыми гравийно-галечными и галечно-
валунными флювиогляциальными и аллювиальными отложениями, пред-
горные конусы выноса и термокарстовые явления.
4.	Возникают специфические наледные явления, существенно влияю-
щие на формирование и распределение в течение года ресурсов поверх-
ностных и подземных вод и отражающие водоносность тех или иных гид-
рогеологических структур, тектонических зон или комплексов пород.
Эти положения, общие в той или иной мере для всей многолетне-
мерзлой зоны, относятся и к территории Северо-Востока. Поскольку
мерзлой зоне Северо-Востока посвящено довольно много специальной
литературы, ниже даются лишь некоторые краткие сведения о мерзлой
зоне, представляющие наибольший интерес при рассмотрении гидрогео-
логических условий этого региона.
МЕРЗЛАЯ ЗОНА
Степень влияния мерзлой зоны на режим подземных вод опреде-
ляется тремя основными ее параметрами — прерывистостью (сплош-
ностью), мощностью и температурой. При прочих равных условиях сте-
пень прерывистости и мощность мерзлой зоны являются функцией ее
температуры; именно температурный признак может быть положен
в основу геокриологического районирования (см. прилож.).
По данным стационарных наблюдений и измерений в 156 пунктах
рассматриваемой территории установлена среднегодовая температура
поверхности горных пород * от 1° С на побережье Охотского моря до
—9° и даже до —11° С на побережье Восточно-Сибирского и Чукот-
ского морей. Распределение температурных данных (рис. 8) показы-
вает, что в преобладающем числе пунктов наблюдений среднегодовая
температура поверхности горных пород (в дальнейшем для сокращения
называемая «температура пород») находится в пределах от —4 до —6°.
Мощность мерзлой зоны в общем линейно возрастает по мере снижения
температуры, однако в ее значениях наблюдается большое разнообра-
зие, обусловленное влиянием местных факторов — прежде всего рель-
ефа, гидрогеотермических и гидрогеологических процессов. Тем не ме-
нее анализ распределения температур пород и мощности мерзлой зоны
позволил условно выделить на Северо-Востоке СССР четыре темпера-
турных района, внутренними границами которых служат изотермы
—1,5; —3,5 и —7° (см. прилож.). Районы отличаются специфическими
особенностями влияния мерзлой зоны на движение подземных вод,
в силу различной ее сплошности и мощности, характера распростране-
ния таликов, режима сезонного оттаивания и промерзания пород. Эти
же принципы были положены в основу мерзлотного районирования
многими мерзлотоведами (Тумель, 1946; Баранов, 1959; Калабин, 1960;
и др.).
* Автор данного раздела В. Г, Гольдтман пользуется принятой им величиной —
среднегодовой температурой поверхности горных пород, понимая под ней среднегодо-
вую температуру на верхней поверхности мерзлой зоны, т. е. иа подошве слоя сезон-
ного протаивания (Гольдтман, Сезоненко, 1961).—Прим. ред.
МЕРЗЛАЯ ЗОНА
61
Каждый из четырех температурных районов охватывает различные
орографические элементы — горы, низкие плоскогорья, межгорные впа-
дины и низменности, которые могут быть выделены в температурные
подрайоны. Схематические разрезы на рис. 9 характеризуют распрост-
ранение мерзлой зоны в выделенных температурных районах в зави-
симости от рельефа.
Ниже приводится характеристика температурных районов и влия-
ния рельефа на распределение температур многолетнемерзлых пород
и поясняется роль переноса тепла подземными водами у границ много-
летнемерзлой толщи.
ного убывания среднегодовых температур горных пород
I.	Район с температурами пород от +1,5 до—1,5° С характеризуется
островным или прерывистым распространением мерзлой зоны. На бо-
лее «теплых» участках здесь отмечается лишь глубокое зимнее про-
мерзание, достигающее 3,5 м, с полным протаиванием сезонно-мерз-
лого слоя к августу или сентябрю. На участках со средними темпера-
турами сохраняется на протяжении ряда лет неустойчивая мерзлая
зона — «перелетки» — мощностью в несколько метров, постепенно от-
таивающие в течение ряда более теплых лет и вновь образующиеся
в холодные годы. В мерзлом состоянии находятся обычно суглинки и
супеси. На относительно холодных участках встречаются многолетне-
мерзлые песчано-глинистые отложения мощностью до 70 м и даже до
100 м.
В этом районе многолетнемерзлые породы существенно не влияют
на циркуляцию подземных вод, их питание и разгрузку; даже слабое
движение подземных вод сопровождается переносом достаточного ко-
личества тепла для формирования мощных зон талых пород.
II.	Район с температурами пород от —1,5 до —3,5° С прослежи-
вается в виде полосы шириной 60—100 км параллельно северному по-
62
МЕРЗЛОТНЫЕ УСЛОВИЯ
бережью Охотского и Берингова морей и распространяется на юж-
ную половину Чукотского полуострова. К западу (на сопредельных
территориях северной части Хабаровского края и южной Якутии) по-
добные условия простираются на значительно большие площади
Мерзлая зона в этом районе занимает около 90% площади и
в среднем имеет мощность ПО—130 м с большими отклонениями от
Рнс. 9. Систематические разрезы мерзлой зоны
В горах а —в температурном районе I (от 1,5 до —1.5° С),
б —в температурном районе II (от —1,5 до —3,5° С), в — в гем
пературных районах III—IV (от —3,5 до —9° С), на плоско
горьях г, д, е — температурные районы те же, на равнинах
ж, з, и — температурные районы те же
1 — немерзлая зона, 2 — мерзлая зона
этих значений в горной области. Наряду с этим в данном районе на-
ходятся довольно значительные по площади участки с таким сочета-
нием условий внешнего теплообмена, при котором почва имеет положи-
тельную среднегодовую температуру, а мерзлая зона полностью отсут-
ствует. Такие талики в мерзлой зоне здесь сохраняются даже без влия-
ния подземных вод. Сезонное промерзание над таликами достигает
глубины 4 м, сезонное протаивание 0,8—3 я. Зимнее промерзание по-
род заканчивается проникновением его до мерзлой зоны (обычно в де-
кабре— феврале).
МЕРЗЛАЯ ЗОНА
63
В пределах рассматриваемого температурного района на низмен-
ностях и плоскогорьях мерзлая зона сплошная; сквозные талики сохра-
няются только под озерами.
В горах средней высоты на большинстве изученных участков мощ-
ность мерзлой зоны достигает максимума (около 200 лг) у вершин, но
уменьшается к подножиям, что характерно для всего Северо-Востока
СССР и многих участков Станового нагорья (Калабин, I960; Некра-
сов, 1967). Однако иногда склоны южной экспозиции, покрытые лесной
растительностью, а зимой рыхлым снегом, местами лишены мерзлой
зоны. На склонах низких гор севернее г. Охотска наблюдается законо-
мерное увеличение мощности мерзлой зоны от верхней части склона
к нижней и максимум мощности под долиной; вершины здесь нередко
талые.
Под долинами рек в горах много таликов (надмерзлотных и сквоз-
ных), обусловленных циркуляцией подземных вод. Сквозные талики
нередко приурочены к местам пересечения молодых разломов ущель-
ями или долинами рек, а также к пластам повышенной водопроницае-
мости. По талику происходит нисходящая фильтрация воды из реки
только в теплый сезон или восходящая фильтрация обычно в течение
круглого года. Выходы подземных вод в руслах рек хорошо заметны
зимой по наледям. Надмерзлотные талики в долинах горных рек слу-
жат путями движения подруслового потока грунтовых вод в аллювиаль-
ных отложениях, причем надмерзлотный подрусловый поток гидравли-
чески связан многочисленными сквозными таликами с подмерзлотными
водами.
III.	Район с температурами пород от —3,5 до —7° С охватывает
две трети территории Крайнего Северо-Востока СССР. Мерзлая зона
в этом районе характеризуется высокой сплошностью распространения
и большой мощностью (200—300 м под плоскогорьями и низменностями
и 150—500 м в горной зоне). Даже на склонах южной экспозиции
с мощным снежным покровом не образуется сквозных таликов.
В пределах низменностей мерзлая зона имеет довольно постоян-
ную мощность. Однако на участках с большим количеством озер под
каждым непромерзающим озером сохраняется круглый год положи-
тельная или нулевая температура дна, что является причиной сущест-
вования подозерного талика, обычно надмерзлотного. Сквозные талики
находятся, вероятно, только под достаточно крупными и длительно су-
ществующими озерами. Озера термокарстового типа периодически пе-
ремещались или изменялись их очертания, поэтому под ними развитие
сквозных и даже глубоких таликов мало вероятно. Под непромерзаю-
щими плесами крупных рек также находятся надмерзлотные, а воз-
можно, и сквозные талики, осложняющие вместе с подозерными тали-
ками температурное поле верхней части литосферы низменностей. Под
суммарным влиянием множества озер мерзлая зона, очевидно, может
иметь меньшую мощность.
Плоскогорья и межгорные впадины в пределах рассматриваемого
температурного района характеризуются большим постоянством мощ-
ности мерзлой зоны и крайне слабым распространением надмерзлотных
и сквозных таликов.
Горный рельеф обусловливает большую неравномерность глубины
многолетнего промерзания пород. Наибольшая мощность мерзлой зоны
отмечается под вершинами гор, наименьшая — у подножия склонов.
Одной из причин такой неравномерности является наличие надмерз-
лотного стока подземных вод, температурное влияние которого здесь
проявляется больше, чем во втором районе.
64
МЕРЗЛОТНЫЕ УСЛОВИЯ
В долинах горных рек распространены надмерзлотные талики, про-
греваемые ежегодно во время теплого сезона фильтрационными пото-
ками в аллювиальных галечниках. Сквозные талики встречаются только
под долинами или ущельями горных водотоков; размеры сквозных та-
ликов небольшие — в плане ширина их редко выше 100 м. Талики
обычно линейно вытянуты вдоль тектонических нарушений, где сосре-
доточено движение подземных вод.
Сезонное оттаивание пород в рассматриваемом температурном рай-
оне начинается в первой декаде мая и заканчивается в первой декаде
сентября; глубина сезонноталого слоя варьирует в зависимости от ха-
рактера поверхности в пределах 0,5—2,5 м для горной зоны и 0,4—1,5 м
для низменностей. Промерзание сезонноталого слоя снизу ускоряется
оттоком тепла в подстилающую мерзлую зону и завершается обычно
в начале ноября. Глубина сезонного промерзания пород над таликами
2,5—4,5 м.
В третьем температурном районе значительно возрастает роль
мерзлой зоны как водоупора, осложняющего или препятствующего
связи надмерзлотных вод с подмерзлотными. В пределах низменностей
и плоскогорий ближайшее расстояние между сквозными водоносными
таликами может составлять десятки и даже сотни километров, в горах
оно несколько меньше. Тем не менее в межгорных долинах пьезометри-
ческий уровень подмерзлотных вод обычно контролируется уровнем
воды в реках.
IV.	Район с температурами пород от —7 до —9° С. Такие темпера-
туры формируются вследствие особенно сильного ветрового уплотнения
или сдувания снежного покрова зимой и относительно слабого прогре-
вания пород в летний сезон. Например, побережье Восточно-Сибир-
ского и Чукотского морей характеризуется крайне низкой суммой поло-
жительных среднесуточных температур, равной всего 400—600° С.
В этих условиях глубина сезонного протаивания составляет лишь 0,2—
1,5 м, продолжительность талого состояния сезоннопротаивающего слоя
всего 2,5—4 месяца. Средние за сезон температуры надмерзлотных,
а также речных вод не превышают 2—4° С и поэтому их роль в пере-
носе тепла на склонах и в аллювиальных галечниках мала. Мощность
мерзлой зоны составляет 200—500 м, в среднем 300 м\ в горной части
она более постоянна, чем в третьем температурном районе. Участки
распространения озер на низменностях испытывают такое же отепляю-
щее влияние непромерзающей акватории на температуры цород, как и
в третьем районе. В галечно-гравийных отложениях морского берега,
содержащих морскую воду, сезонное промерзание сопровождается по-
вышением концентрации воды в слое над верхней границей мерзлой
зоны; при этом процесс сезонного промерзания замедляется. Мощность
мерзлой зоны под мелководной частью моря, где среднегодовая темпе-
ратура дна от — 0,5 до —1°, находится обычно в пределах 10—40 м.
К этому наиболее холодному температурному району должны быть,
очевидно, отнесены, кроме указанных на рис. 3, отдельные участки бас-
сейна рек Малого и Большого Анюя, а также Чукотского хребта, но
фактических данных для обоснования выделения этих участков еще
очень мало.
ПЕРЕНОС ТЕПЛА НАДМЕРЗЛОТНЫМИ ВОДАМИ
И НЕКОТОРЫЕ ПРЕДПОСЫЛКИ ФОРМИРОВАНИЯ ТАЛИКОВ
Температурное поле верхней части литосферы осложняется пере-
носом тепла надмерзлотными, межмерзлотными и подмерзлотными во-
дами. Особенно резко это проявляется в горном рельефе. Термическое
ПЕРЕНОС ТЕПЛА НАДМЕРЗЛОТНЫМИ ВОДАМИ И ФОРМИРОВАНИЕ ТАЛИКОВ 65
взаимодействие подземных вод с мерзлой зоной начинается в сезонно-
талом слое, по которому на склонах крутизной 5—35° стекает к подно-
жию преобладающая часть жидких атмосферных осадков. Поверхност-
ный надпочвенный сток возникает здесь лишь во время редких ливней.
Расход фильтрационного потока в сезонноталом слое, формирующийся
на водоразделе, достигает к подножию 2—3 м3! сутки (на 1 м ширины).
Неравномерность состава склоновых отложений осложняет характер
фильтрационного потока и приводит к концентрации воды во впадинах
склонов или в полосах наиболее проницаемых пород.
В пролювиальных и аллювиальных отложениях расход фильтра-
ционного потока резко увеличивается. Так, в галечниках с коэффициен-
том фильтрации 500 м) сутки при продольном уклоне ручья 0,05 и мощ-
ности слоя 6 м единичный расход достигает 150 м31сутки на 1 м, а ско-
рость фильтрации — 25 м]сутки. Такой фильтрационный поток в исто-
ках горного ручья появляется лишь периодически, но он глубоко про-
таивает породы, охлажденные или промороженные за зиму.
Фильтрация в сезонноталом слое горного склона еще до концент-
рации стока в отдельные потоки влияет на температурный режим мерз-
лой зоны. В верхней части склона сезонное протаивание охватывает
элювиальный слой и частично трещиноватые коренные породы, кото-
рые отличаются сравнительно небольшой влажностью. Трещины и по-
лости здесь «успевают» осушиться осенью до промерзания, а в начале
теплого сезона интенсивно прогреваются проникающей в них на боль-
шую глубину водой атмосферных осадков. В начале зимы дренирован-
ные породы быстро промерзают, главным образом в результате кон-
векции воздуха. В итоге роль надмерзлотных вод в верхней части
склона обычно сводится лишь к увеличению глубины сезонного протаи-
вания, которая достигает 5—7 м. Среднегодовые температуры в сезон-
ноталом слое не изменяются по глубине.
Вниз по склону происходит постепенное обогащение рыхлых отло-
жений дисперсным материалом, появляются солифлюкционные щебе-
нистые супеси и суглинки. В пределах сезонноталого слоя эти отложе-
ния содержат линзы щебня, по которым вода движется с большей ско-
ростью, хотя породы в целом характеризуются сравнительно малым
коэффициентом фильтрации (0,1—10 м/сутки). Влажность и льдистость
пород сезонноталого слоя гораздо больше, чем в верхних частях склона.
Супеси и суглинки в промежутках между обломками характеризуются
влажностьк1 15—30%. Наиболее глубоко протаивающие рыхлые отло-
жения в полосах стока у подножий склонов промерзают еще дольше
или не успевают промерзнуть, образуя небольшие талики. Поэтому зи-
мой продолжительность охлаждения многолетнемерзлых пород под се-
зонноталым слоем после его промерзания короче у подножия склона,
чем у вершины. Среднегодовая температура многолетнемерзлых пород
у подножия на несколько градусов выше, чем в верхней части склона.
Это одна из причин относительного повышения температур мерзлой
зоны от вершин к подножию склонов, что характерно для ряда районов
Северо-Востока СССР.
Фильтрация надмерзлотных вод по склону усиливает перенос тепла
от дневной поверхности через сезонноталый слой, так как с увеличе-
нием единичного расхода возрастает конвективная составляющая эф-
фективной теплопроводности фильтрующихся талых пород (Порхаев,
1964; Гольдтман и Чистопольский, 1966). В местах концентрации над-
мерзлотноп) стока последующее зимнее промерзание, во время которого
действует только кондуктивный перенос тепла, растягивается на четы-
ре-пять зимних месяцев и среднегодовая температура пород у верхней
границы мерзлой зоны близка к 0° С. Это вторая причина наблюдаю-
66
МЕРЗЛОТНЫЕ УСЛОВИЯ
щегося утепления подножий горных склонов на описываемой террито-
рии (рис. 10).
Талики. У подножия горных склонов в щебенистых и галечных отло-
жениях нередко находятся надмерзлотные нли межмерзлотные талики
округлого поперечного сечения. В аллювиальных галечниках долины
такие талики обычно соединяются в более крупный надмерзлотный та-
лик, прогреваемый летом межрусловой фильтрацией. В некоторых слу-
чаях у подножий склонов талики питают источники, заметные по обра-
зующимся зимой наледям.
По мере продвижения воды в талике температура ее постепенно
понижается, и при равном расходе фильтрационный поток отдает на
1 пог. м протяжения талика все меньше тепла. В связи с этим попе-
речное сечение межмерзлотного фильтрующего талика уменьшается по
Рис. 10. Изотермы горных пород в разрезе долины руч. Днепровского
1 — изотермы, 2 — точки замера температуры пород н ее величина
направлению фильтрации воды, а протяженность такого рода талико&
ограничена.
В долинах горных рек Северо-Востока СССР наибольшее распро-
странение имеют подрусловые (Губкин, 1946; Калабин, 1960) или пой-
менные (И. А. Некрасов, 1967) надмерзлотные талики, в которых по-
ложительная температура поддерживается вследствие ежегодного при-
вноси тепла межрусловыми фильтрационными потоками по галечникам,
и этот привнос за теплый сезон возмещает внешние потери тепла за
остальное время года.
Уровень грунтовой воды в галечниках в период поверхностного
стока близок к уровню воды в руслах, а зимой в большинстве мест-
понижается. Особенно глубокое понижение уровня грунтовой воды
(на 5—10 м) имеет место в вершинах водотоков, там где продольный
уклон выражается сотыми или десятыми долями единицы, причем зим-
нее промерзание распространяется на глубину медленнее падения уров-
ня, и мерзлый слой сохраняет открытые поры или трещины. По ним
в начале лета происходит свободная инфильтрация поверхностных вод,
и температура пород быстро повышается до положительных значений.
Ниже по долине уровень воды в талике обычно имеет меньшую ам-
плитуду колебаний — промерзание распространяется на водонасыщен-
ный слой галечников, протаивание в начале лета затягивается на более
продолжительное время. Однако здесь летний фильтрационный поток
имеет более высокую температуру, чем в вершинах водотока, и более
постоянный расход.
В долинах горных рек с площадью водосбора 50—3000 км2 при-
продольном уклоне в пределах 0,02—0,001 условия наиболее благопри-
ятны для существования надмерзлотных таликов, прогреваемых меж-
русловой фильтрацией. Здесь в пределах поймы реки между множест-
вом разветвлений русла излучинами и староречьями все лето происхо-
дит интенсивная фильтрация воды по галечникам. Во время паводкон-
ПЕРЕНОС ТЕПЛА НАДМЕРЗЛОТНЫМИ ВОДАМИ И ФОРМИРОВАНИЕ ТАЛИКОВ (Я
берега русла периодически размываются; при этом водой сносится ра-
нее закольматированная часть галечников, после чего инфильтрация
воды из русла облегчается. На более высоких участках поймы во время
максимальных паводков смывается моховой покров и, таким образом,
исключается один из факторов охлаждения поверхности. Произраста-
ние ивового кустарника и широколиственного леса над таликами спо-
собствует сохранению рыхлого снежного покрова, ограничивающего
зимнее охлаждение и промерзание пород.
Зимой над таликом появляется сезонномерзлый слой, глубина про-
мерзания достигает 2,5—5 м, среднегодовая температура пород у по-
верхности обычно минус 3—8° С. Галечники промерзают наиболее глу-
боко под сухими зимой руслами, где снежный покров незначителен или
вообще отсутствует. В течение лета над таликом промерзший слой от-
таивает преимущественно под воздействием конвективного переноса
тепла фильтрующейся водой и реки.
Приблизительная количественная характеристика термических ус-
ловий существования фильтрующего межруслового надмерзлотного та-
лика в долине горной реки рассмотрена В. Г. Гольдтманом (1969).
В долинах встречаются участки, где сезонномерзлый слой над та-
ликом в зимний период настолько ограничивает фильтрацию по уклону
долины, что создается подпор подземных вод. Выше такого места появ-
ляются временные источники, питающие наледь.
В долинах многих горных ручьев и малых рек надмерзлотные та-
лики, прогреваемые межрусловой фильтрацией, прослеживаются на
протяжении десятков километров в виде почти непрерывной полосы не-
равномерной ширины, приуроченной преимущественно к пойме долины
(Губкин, 1946, Калабин, 1960). Сезонномерзлый слой над таликом пол-
ностью оттаивает в зависимости от местных условий уже в первый ме-
сяц теплого сезона или только к августу. Иногда над таликом остаются
перелетки мерзлых пород. Нижняя граница талика опускается в ко-
ренные породы на десятки метров, если талик существует в данном
месте длительное время. Под вновь появившимися или переместивши-
мися участками талика, например при изменениях русла, талая зона
распространяется на глубину обычно очень медленно, по мере кондук-
тивного переноса тепла по коренным породам из активно прогреваемого
слоя аллювиальных галечников, среднегодовая температура которых
равна 1—2° С.
В нижнем течении горных рек при площади водосбора более
3000 км2 уклоны долины обычно становятся меньше 0,001, аллювий рус-
ловой фации представлен преимущественно мелкими галечниками с су-
песчаным малопроницаемым заполнением пор; коэффициенты филь-
трации пород меньше 30 м/сутки. Скорость фильтрации по уклону в та-
ком аллювии мала (0,03 м/сутки или всего 3 м за теплый сезон). Дей-
ствительное перемещение грунтовой воды достигает за теплый сезон
первых десятков метров. Общий расход подруслового притока также
незначителен, например в талике шириной 300 м и глубиной 10 м при
коэффициенте фильтрации аллювиальных отложений 20 м/сутки и про-
дольном уклоне 0,001 он составляет 0,7 л/сек.
В этих условиях постепенно наступает предел сохранения надмерз-
лотных таликов конвективного прогревания, так как фильтрационный
перенос тепла уже не обеспечивает положительных температур аллю-
виальных отложений (Некрасов, 1967).
По мере уменьшения расхода фильтрационного потока вдоль до-
лины вода надмерзлотного подруслового потока из вышележащих уча-
стков долины разгружается в русло и питает в нем поверхностный
сток в начале зимы или всю зиму, иногда образуя наледи. Под непро-
€8
МЕРЗЛОТНЫЕ УСЛОВИЯ
мерзающими участками русла остаются собственно подрусловые (суб-
аквальные) талики.
Взаимодействие надмерзлотных вод с мерзлыми породами — важ-
нейший фактор динамики подземных вод на Северо-Востоке СССР, от-
ражающийся на питании подмерзлотных вод и формировании химиче-
ского состава подземных вод.
На плоскогорьях, низменностях и в пределах межгорных впадин
подземные воды менее интенсивно переносят тепло, чем в горах, и по-
этому мерзлая зона характеризуется здесь более стабильной глубиной
распространения. Лишь озера и непромерзающие участки рек оказы-
вают влияние на распределение температур по глубине, способствуя об-
разованию субаквальных надмерзлотных таликов.
Под непромерзающими водотоками или озерами, ширина которых
близка или превышает мощность мерзлой зоны, а положение на мест-
ности достаточно стабильно, возможно формирование сквозных тали-
ков, за исключением случаев, когда русла рек на низменностях пере-
мещаются иногда на 10—20 м за год вследствие летней термоэрозии
берегов. Так же мигрируют, изменяют свою глубину, исчезают и воз-
никают вновь термокарстовые озера. На площади, затопленной при
миграции русла или термокарстового озера, в течение ряда лет обра-
зуется надмерзлотный талик.
Многолетнее отступание одного берега водоема с одновременным
выходом донных осадков из-под воды у противоположного берега при-
водит к образованию талых зон, асимметричных в разрезе. Под участ-
ком, который вышел из-под воды, а также на обмелевшей и полностью
промерзающей части озера образуется сверху новый многолетнемерз-
лый слой. При анализе условий распространения подземных вод в суб-
аквальных таликах важны данные о продолжительности существования
поверхностного водоема, перемещениях его берегов и об изменениях
глубины.
Развитие термокарстовых озер, под которыми образуются много-
численные талики низменностей, подчинено различным закономерно-
стям в зависимости от строения оттаивающих льдистых пород и ледя-
ных тел (современные пойменные отложения, старичные отложения,
лёссовидные осадки и т. п.).
Пестрота в распределении среднегодовых температур горных пород
под низменностями, изобилующими озерами, и перемещения субакваль-
ных таликов вызывают изменения глубины нижней граничной поверх-
ности мерзлой зоны и осложняют ее форму. Под участками тундры
между озерами преобладают температуры пород порядка минус 3—
12° С, а под нижней границей надмерзлотного или межмерзлотного та-
лика температура мерзлых пород близка к 0° С. Смена таких гранич-
ных температур создает многолетние изменения температур, достигаю-
щие нижней границы мерзлой зоны, а многократное замерзание и от-
таивание водонасыщенных горных пород у ее нижней границы в тече-
ние весьма длительного времени, вероятно, увеличило раскрытость тре-
щин, в результате чего образовался горизонт трещиноватых горных по-
род сравнительно повышенной водопроницаемости. Часть такого гори-
зонта, находящаяся в настоящее время в подмерзлотной талой зоне,
очевидно, благоприятна для горизонтального движения подмерзлотных
вод. Многие участки озерно-термокарстовых равнин и низменностей
в антропогене претерпевали преимущественно опускание, причем на
них отлагались новые осадки. Поскольку мощность мерзлой зоны ос-
тавалась в среднем постоянной, можно предполагать, что ее нижняя
граничная поверхность также перемещалась вверх, а интересующий
нас горизонт повышенной водопроницаемости становился все более
ПОДЗЕМНЫЕ ЛЬДЫ И НАЛЕДИ

глубоко расположенным; мощность горизонта в этих условиях могла
достигать нескольких десятков метров.
В горной части Северо-Востока СССР положение нижней гранич-
ной поверхности мерзлой зоны также изменяется во времени, и тре-
щиноватость пород выше и ниже этой поверхности увеличена много-
кратным промерзанием и оттаиванием. Но причиной изменений темпе-
ратурного поля здесь, очевидно, является многолетнее усиление или
ослабление движения подмерзлотных вод между сквозными таликами.
Условия инфильтрации поверхностных вод в породы сквозного погло-
щающего талика изменяются в связи с перемещением русел горных
рек. На пути движения подмерзлотных вод от поглощающего сквоз-
ного талика к выводящему (иногда многие километры или десятки ки-
лометров) можно выделить три участка теплообмена этих вод с гор-
ными породами. На первом, нисходящем участке вода охлаждается
от 3—4 до 0° С, отдавая тепло мерзлым породам, ограничивающим та-
лик. При дальнейшем движении вода, используя пути с наименьшим
гидравлическим сопротивлением, например зоны трещиноватости или
наиболее водопроницаемые пласты, может отклоняться от нижней гра-
ницы мерзлой зоны в глубину, где постепенно повышает свою темпера-
туру за счет геотермального потока тепла. При этом вода переносит
часть геотермального тепла в горизонтальном направлении (Огильви,
1959; Духин, 1964). Вследствие этого уменьшается поверхностная плот-
ность восходящего кондуктивного потока тепла, что способствует мест-
ному увеличению мощности мерзлой зоны. В очаге разгрузки через
сквозной талик подмерзлотные воды вновь поднимаются в более высо-
кие горизонты, потоки воды концентрируются в верхней части подмерз-
лотной зоны, геотермический градиент вследствие этого увеличивается.
На этом третьем отрезке своего пути подмерзлотный поток воды вновь
теряет тепло. Отдача тепла продолжается и внутри сквозного талика,
по которому вода поднимается к поверхности. Поднятия или опускания
нижней граничной поверхности мерзлой зоны вследствие переноса тепла
подмерзлотными водами, видимо, явились одной из причин повышения
водопроницаемости трещиноватых пород отдельных участков подмерз-
лотной водоносной зоны.
В табл. 7 и на рис. И дополнительно приведены сведения о много-
летнемерзлых породах на территории Северо-Востока.
ПОДЗЕМНЫЕ ЛЬДЫ* И НАЛЕДИ
Исходя из представлений В. И. Вернадского (1933 г.), Н. И. Тол-
стихина (1936, 1959, 1962), О. К- Ланге (1950 г.), подземные льды,
весьма широко развитые на территории Северо-Востока СССР, следует
рассматривать как твердую фазу подземных вод.
Наибольшее развитие имеют подземные гидрогенные конжеляцион-
ные льды, согласно классификаций ряда авторов, образующиеся при
многократном проникновении поверхностных и надмерзлотных вод в мо-
розобойные трещины. Это так называемые повторно-жильные льды, со-
временные или погребенные под толщами более молодых осадков, и
лед в одиночных морозобойных трещинах (Бобов, 1961). Льды эти раз-
* Распределение подземных льдов в пределах Северо-Востока рассмотрено в ста-
тьях Н. Г. Бобова (1961), В. С. Курядкова (1965) —бассейн р. Амгуэмы, Г. С. Кон-
стантинова (1965) — Анюйско-Колымская равнина, Л. Л. Берман (1965)—северная
часть Колымской низменности, С. В. Томирдиаро (1965) и особенно детально
Ш. Ш. Гасановым (1969)—Восточная Чукотка, П. Ф. Швецовым (1938, 1947),
Н. А. Граве (1951), П. А. Соловьевым (1947) и другими—район Анадыря. Это позвт-
ляет лишь коротко остановиться на некоторых принципиальных вопросах этой темы.
Сведения о многолетнемерзлых породах на территории Северо-Востока СССР
(составлена И. А. Некрасовым)
Таблица 7
I № пунктов | | (см. рис. И) 1	Местоположение пункта и выработок	Абсолютная отметка, м	Сведения о крнозоне			Прочие данные	Источник (автор, год)
			Мощность, м	Температура пород по глубине, ° С	Температура пород на глу- бине подошвы слоя годовых температур, °C		
1	2	3	4	5	6	7	8
1	Пос. Певек, скв. 1 . . . .	10	230	150 л—2,5	—6,0	Протаивание 0,8—3,0 м	Н. В. Губкин, 1952; А. И. Ка- лабин, 1960; В. М. Поно- марев, 1960
2	Долина р. Пыркакай . . .	н. с.	120-150	н. с.	н. с.	н. с.	О. А. Маркин, 1965
3	. р. Пнльхннкууль .	45—60	н. с.	5 м от—3,8 до—12		и	А. И. Иванов, 1964
4	Мыс Шмидта		0,0	250	н. с.	—7,5		Н. А. Граве, 1970
5	Пос. Ичувеем		60—100	250—500	11 ж от —5,7 до —7,5	н с.	я	А. И. Марьин, К. М. Рю- мин, 1961
6	Долина р. Паляваам . . .	200	До 500	н. с.	От —2,6 до —5,0	я	А. И. Новиков, 1964
7	» р. Алярмагтын . .	200—220	н. с.	14 л от —1,5 до —5,6	И. с.	я	То же
8	Пос. Иультин, скв. 1 . . .	299	190	15 м 3,4 190 м 0,0	и	я	А. И. Калабин, 1960 В. Г. Гольдтман и Е. В. Се- зоненко, 1961
9	То же		н. с.	н. с.	4 м 4,1 (среднегодовая)	я	я	А. Я. Стремяков, 1963,
10	Долина р. Раучуа		200—380	94 н более	н. с.	От 4,0 до —6,0	Под руслом талик	Г. К. Морозова, 1962
11	Оймяконская впадина, у пос. Томтор		720	Свыше 600	15—20 м 7,5, 40 м 7,2	н. с.	Протаивание 0,5—0,98 м	П. Ф. Швецов, 1951, Н. А. Граве и др., 1964
12	Долина р. Коневаам . . .	500	н. с.	5—6 м, скв. 1, от —3 до —4, скв. 2 от —6 до —8		н. с.	А. И. Новиков, 1964
13	Долина р. Амгуэма, у пос. Амгуэма		н. с.	н. с.	н. с.	—6,5	н. с.	А. И. Дементьев, 1951
14	Пос. Бнлнбнно			200	20—30 м от —4 до— 5,5	н. с.	Протаивание 0,2—1,5 м	А. И. Мамаев, 1965
15	Оз. Эльгыгытгын		481	300	н. с.	—8,0	Протаивание 0,6—1,5 м	И. А. Некрасов, 1967
16 17	Пос. Эгвекинот	 Долина р. Эгнлькнывеем (приток р. Мал. Ангай) .	н. с.	—9 (дно бухты) 250	5,8 м 3 9 м 7,2	н. с. я	н. с. Протаивание 0,3—3 м	А. И. Калабин, 1960 А. Н. Лысов, 1965
18	Верховье р. Энмываам . .	450	н. с.	3,5 м 11,3	я	н. с.	И. А. Некрасов, 1967
19	Долина р. Энмываам, у с. Мухоморное		н. с.	•	скв. 25 л от —5,2 до —7,0; скв. 37,5 м 7,6	я	я	я
21	Пос. Нунлигран		0—100	До 150	н. с.	—3,6	я	А. Я. Стремяков, 1963
22	Бухта Провидения ....	0—200	До 150		—2,0		То же
23	Долина р. Белой, у горы Чувал ская		24	н. с.	4 л от —5 до —7	н. с.	н. с.	И. А. Некрасов, 1967
24	Пос. Усть-Белая (на р. Ана- дырь) 		4,5	180	15—18 м 4,1	—4,1	Под рекой талик, про- таивание 0,3—1,4 м	То же
25	Устье р. Анадырь ....	50—70	100	10 м 5,1	н. с.	Протаивание до 0,8 м	С. П. Качурнн (1938), П. Ф. Швецов, 1938, 1947
26	Северный берег Анадыр- ского лимана, скв. 3 (дно долины), скв. 13 (восточ- ный склон гряды Гребеш- ки) 		145, 72	150	70 м —2,8	—4,8	н. с.	И. А. Некрасов, 1960
27	Восточные отроги хр. Зо- лотого, СКВ. 1		295	250	20 м 3,2; 180 м 1,0	н. с.	я	То же
28	Долина р. Угольная (Ана- дырский лнман), скв. 21	н. с.	140—160	142 м 0,0;	н. с.	Минерализация под- мерзлотиых вод 42 г/л	И. А. Некрасов, 1960, 1967
	Там же, скв. 9,21		н. с.	н. с.	153 м 0,0			
1	2	3	4	5
29	Долина р. Танюрер, у с. Та- нюрер	н. с.	н. с.	6 м —1,0
30	Долина р. Казачка и юж- ный берег Анадырского лимана 		40-50	220—230	7,3 м —3,5
31	Долина р. Анадырь, у с. Крепость (высокая пойма)		70	н. с.	6,5 м —0,2
32	Долина р. Майи, у зимовья Вакарево 		н. с.	я	7 м —4,1 (июль)
33	с. Марково (на левом бе- регу р. Анадырь) ....	80	я	5,5 м —3,6
34	Долина р. Великой, у устья р. Тамватвеем		н. с.	н. с.	1 м —5,1 2 м —6,9 (май) 3 м —5,1
35	Долина р. Мани, у с. Ваеш			7 м —3,8
36	Долина р. Рютанмельвеем		я	I м—3,8 2 м —2,2
37	Долина р. Майи, у пос. Бол. Куйбивеем ....	я	я	скв. 2 3 м —4,9 ,	ч СКВ. 3 3 м -5Д
Продолжение табл. 7
6	7	8
-2,0	Протаивание 0,8—1,8 м	И. А. Некрасов, 1967
н. с.	На глубине 140—150 м вскрыты горько-соле- ные воды, в долине р. Казачка талик с со- леной водой	И. А. Некрасов, 1960, 1967
н. с.	н. с.	И. А. Некрасов, 1967
»		То же
—4,0	На правом берегу р. Анадырь талик, мощ- ность мерзлых пород несколько метров, температура близка к 0°С, протаивание до 0,8 м	я
н. с.	н. с.	Н. А. Граве и др., 1953
	Протаивание 0,2—0,8 м	И. А. Некрасов, 1967;
»	н. с.	Н. А. Граве и др., 1953
		И. А. Некрасов, 1967
38	Междуречье Хатырка—Ве- ликая 		»	я	1 м —0,4 ,	. 2 м —3,6 (апрель)
39	Долина р. Хатырки у устья р. Емраутвеем		1»	я	1 я —7,2 ,	•. 2 м —7,0 (апрель)
40	Долина р. Хатырка у устья р. Четкенваам		Я	я	Под снегом на поверх- ности грунта 0,7 м	(апрель)
41	пос. Хатырка		0—20	* я	н. с.
42	Долина р. Аркагалы, у устья руч. Знатного, скв. 18		н. с.	»	20 м —5,8 125 м —3,0
	Там же, скв. 27		796		25 м —5,6
	„	скв. 48		н. с.	130—160	138 м —2,2
	Кедровское угольное ме- сторождение, скв. 22 . .	я	137—192	25 м -5,1 50 м -5,6 92 м —4,6
43	Пос. Мяунджа, плотина . .	н. с.	180—200	25—30 м -5,0
44	Пос. Штурмовой, шахта .	620	140	210 м —0,0
45	Долина р. Вериной, у руд- ника „Каньон“, скв. 8 . .	698	270	150 м выше 0,0
	Там же, скв. 5		779	263	15 м —3,8 213 м —1,0
	„	СКВ. 11			654	II. с.	15 м —1,0 65 м —2,7
46	Рудник им. Лазо, скв. 26 .	653	45	15 м —1,8 45 м —2,3
п	я	Н. А. Граве и др., 1953
	я	То же
*		Н. А. Граве и др., 1963
-3,0		То же
п. с.	н. с.	Н. В. Губкин, 1952
	н. с.	То же
		А. И. Калабин, 1952
	Встречены подмерзлот- ные воды, протаива- ние 0,24—3,0 м	А. И. Калабин, 1960
-5,0	Протаивание 0,2—3,5 м	А. И. Калабин, 1952
н. с.	н. с.	А. И. Калабин, 1960
		Н. В. Губкин, 1952
»	н. с.	А. И. Калабин, 1960, В. Г. Гольдтман и Е. В. Сезоненко, 1961
		Г. Л. Беркутова, 1965
н. с.
А. И. Калабин, 1960
1	2	3	4	5
	Там же, шахта 5		700	289	334 м —4,3
	» скв. 14		581 .	250	15 м —5,7 260 м 2,0
	» , шахта 7 (выработ- ка под вершиной горы)		864	450	н. с.
47	Пос. Пенжино		0,0	70	н. с.
48	Ледник Нежданный (в ав- густе), скв. 1		1450	н. с.	6 м —1,3
	Там же, скв. 3. . .’ . . . .	1658		6 м —1,0
49	Долина р. Средний Эльген	439	40—80	скв. 218 25 м —2,5 70 м —0,3 10 м —1,7 скв. 21410 л —2,2 25 м —3,3 50 м —1,7
				скв. 215 10 м —1,9 25—30 м —2,5 75 м —0,6
50	Пос. Лыглыхтам		н. с.	Больше 105	н. с.
51	Долина р. Утиная (приток р. Колымы)		503	114	
52	Эльгенская котловина , . .	н. с.	35-75	•
53	Долина р. Сеймчан, у пос. Верхний Сеймчан ....	395	164	
	Там же, скв. 1		н. с.	145	•
Продолжение табл. 7
6	7	8
я	н. с.	В. Г. Гольдтман и Е. В. Сезоненко, 1961
»	»	Г. Л. Беркутова, 1965
я	Я	То же
-2,0	н. с.	Н. А. Граве, 1957
н. с.	я	Л. М. Сватков, 1963
	я	Н. В. Губкин, 1952
	*	А. И. Калабин, 1960
н. с.	н. с.	П. Ф. Швецов, 1962
•	•	А. И. Калабин, 1960
	Протаивание 2,2 м	Р. Ф. Зейц, 1937
-1,8	и. с.	П. Ф. Швецов, 1951, 1962
•	•	А. И. Калабин, 1960
V	я	То же
54	Пос. Индустриальный . . .	н. с.	170—500	50 м —4,4
55	Рудник Хениконджа . . .	950—1200	200-430	от —3,6 до —6; 5 (в зависимости от от- метки)
56	Долина руч. Павлика (при- ток р. Омчак), скв. 55 .	668,7	100,5	298 м выше 0
	Там же, скв. 58		734	177	196 м выше 0
	, скв. 59, 60, 62 и 66	728	100—162	210 м выше 0
57	Пос. Стан-Утиная ....	260	135	н. с.
58	Пос. Оротукан, долина руч. Таежного		500	200	к
59	Долина р. Среднекан (рус- ло нижнего течения), скв. 18		н. с.	200	18 л 0 60 м —1,6 10 м —1,8 25 м —0,6 100 м —1,2
60	Пос. Галимый (у оз. Соль- вейг, левый берег руч. Липаритного), скв. 1 . .	827	57	15 м —1,5 108 м выше 0
	скв. 2 . .	848	82	208 м выше 0
	Рудник Галимый, уклон 5	871	89	10 м —1,6
61	Пос. Гижига		н. с.	72	н. с.
62	Долина р. Эныгаваям . . .	662	Более 220	V
63	Рудник нм. Матросова (руч. Наталки)		800	180—350	Наиболее низкая темпе ратура —4,8
1,2—2,0	Протаивание до 2,5 м	я В. Г. Гольдтмаи и Е. В. Сезоненко, 1961
н. с. »	н. с. я	А. И. Калабин, 1960
я Я	я Протаивание 2,2 м	Р. Ф. Зейц, 1937
»	н. с.	А. И. Калабин, 1960
—0,6	-	Н. В. Губкин, 1952 А. И. Калабин, 1960
н. с.	Протаивание от 0,4 до 2 м	А. И. Калабин, 1960
V		То же
		В. Г. Гольдтман и Е. В. Сезоненко, 1961
я	н. с.	А. И. Калабии, 1960
Ниже —2,1	я	В. В. Маторин и К. И. Ого- родов, 1960
н. с.	я	В. Г. Гольдтман и Е. В. Се- зоненко, 1961
1	2	3	4	5
64	Рудник им. Белова (бас- сейн р. Тенке — правый приток р. Колымы) . . .	450-800	100—320	н. с.
65	Днепровский прииск, шах- та 8 		780	45—270	52 м 0,8
66	Пос. Авеково (устье р. Ги- жиги)		30	73—77	11. с.
67	пос. Чайбуха		18-70	57—100	от —3,2 до —4,2
68	Рудник Бутугычаг ....	1400	230	70 м -70
69	Долина р. Прав. Хета, 25 км севернее пос. Ат- ки, скв. 10		796	100	н. с.
70	Рудник Хета		896	181	»
71	Долина р. Иганджа (при- ток р. Армань)		600	90	90 м выше 0
72	пос. Рекитики		0,0	70	н. с.
73	пос. Хасын, скв. 69 ... .	340	115	15 м —1,5
74	г. Магадан, метеостанция Нагаево		н. с.	10	от —0,1 до —0,2
Продолжение табл. 7
6	7	8
н. с.	н. с.	В. Г. Гольдтман, Е. В. Се- зоненко, 1961; Г. Л. Бер- кутова, 1965.
н. с.	я	В. Г. Гольдтман и Е. В. Се- зонеико, 1961
я	я	А. И. Калабин, 1960
н. с.	я	Г. И. Герой, 1961
я	я	А. И. Калабин, 1960
я		То же я
я	Протаивание 1,5—3 м, в пойме талнк (на глубине 9 л — темпе- ратура + 1,8°)	я
-2,0	11. с.	Н. А. Граве, 1957
н. с.		А. И. Калабин, 1960
я	Островная криозона, протаивание 4 м	А. И. Калабин, 1960
ПОДЗЕМНЫЕ ЛЬДЫ И НАЛЕДИ
71
виты преимущественно в арктических низменностях; формирование их
и накопление приводит к образованию высокольдистых пород, влаж-
ность которых многократно превышает пределы насыщения.
Так же широко развиты гидрогенные конжеляционные льды, воз-
никшие преимущественно в зоне насыщения вследствие замерзания
подземных вод. Они представлены конституционными льдами всех трех
генераций (лед-цемент — преимущественно в песчаных дисперсных по-
родах, сегрегационный— преимущественно в дисперсных глинистых и
Рнс. 11. Схема расположения пунктов изучения мерзлотных условий на тер-
ритории Северо-Востока СССР (по И. А. Некрасову)
1 — номер пункта (сведения о мерзлой зоне см. в табл. 7); 2 — граница описы-
ваемой территории
пылеватых породах, жильный — преимущественно в скальных трещино-
ватых породах) и инъекционными льдами, детальная генетическая
классификация которых разработана Ш. Ш. Гасановым (1969). Наряду
с многолетними инъекционными льдами, расположенными в пределах
мерзлой зоны и образовавшимися под влиянием напорной миграции и
последующего отжимания воды (вследствие промерзания водоносных
горизонтов, в том числе приуроченных к реликтовым таликам),
Ш. Ш. Гасанов выделяет многосезонные и сезонные инъекционные
льды. Первые располагаются на границе сезонноталого слоя с мерзлой
зоной, а вторые — в пределах самого сезонноталого слоя. Кроме того,
сезонными могут быть и гидролакколиты, особенно широко развитые
в южных районах, прилегающих к побережью Охотского моря.
Из других типов подземных льдов определенное значение имеют
атмогенные льды, возникающие в зоне аэрации, в том числе сублима-
ционные (конденсационные). Это прежде всего так называемые голь-
цовые льды, механизм образования которых детально рассмотрен
Г. Ф. Грависом (1965). Они могут быть сезонными и многолетними.
И, наконец, явно подчиненное значение имеют погребенные льды раз-
личного происхождения.
78
МЕРЗЛОТНЫЕ УСЛОВИЕ
Исследование подземных льдов с гидрогеологических позиций по-
зволяет в определенной мере восстановить палеогидрогеологическую
обстановку, существовавшую до формирования мерзлой зоны, и дать
прогноз поведения этих водоносных горизонтов при протаивании под-
земных льдов, например для создания искусственных бассейнов под-
земных вод. Изучение подземных льдов необходимо также для оценки
возможности инфильтрации поверхностных вод, которая в малольди-
стых породах может осуществляться и при отрицательных температу-
рах. Особенно большое значение исследования подземных льдов приоб-
Рис. 12. Остатки наледи летом в долине р. Анмангынды (фото М. И. Папер нова)
ретают при проведении различного рода инженерно-геологических ра-
бот или мелиорации.
Более изучены на территории Северо-Востока наледи, весьма мно-
гочисленные и достигающие здесь гигантских размеров (рис. 12). Под
наледью понимается ледяное тело, являющееся продуктом замерзания
речных или подземных вод, излившихся на поверхность льда или земли
вследствие естественной разгрузки подземных вод или промерзания
трещин, по которым эта вода циркулирует (Н. И. Толстихин, 1941).
Распространение наледей может быть охарактеризовано следую-
щими показателями.
1. Общим количеством наледей п в пределах данного наледного
района, характеризующегося общностью их питания.
2. Суммарной площадью "LFn или суммарным объемом SlFn
наледей в пределах наледного района. С учетом характера имеющихся
материалов ниже приведены сведения о суммарной площади наледей.
Для возможности сравнения степени распространения наледей в том
или ином районе используются величина относительной наледности
fn=-^-, т. е. отношение площади наледей к площади района их формиро-
вания F, выраженное в процентах, и модуль питания наледей qn, вы-
раженный в миллиметрах. Принципы картирования наледных районов
и методика расчетов изложены в работах О. Н. Толстихина (1963,
1966а, 19666, 1967).
ПОДЗЕМНЫЕ ЛЬДЫ И НАЛЕДИ
79
В данной монографии не приводится генетическая или морфологи-
ческая классификация наледей, хотя имеются разработки основ такой
классификации, выполненные Н. И. Толстихиным (1941), а впоследст-
вии Н. Н. Романовским (1968). Отсутствие такой классификации объ-
ясняется слабой изученностью наледей и невозможностью установле-
ния типа наледи по материалам кадастрового описания, а также по-
давляющим распространением русловых наледей. Формирование этих
наледей связано с циркуляцией подземных вод в так называемых про-
межуточных коллекторах и пока они не поддаются дифференциации по
типу первичных питающих их вод. Достаточно твердо можно только
считать, что подавляющее большинство наледей питается подземными
водами — подрусловыми и более глубокими подмерзлотными (Швецов
и Седов, 1941; Зонов, 1944: Калабин, 1960; О. Н. Толстихин, 1966, «Гид-
рогеология СССР», т. XX, 1970).
Один из первых исследователей, занимавшихся вопросом регио-
нального развития наледей на Северо-Востоке СССР, П. К. Хмызников
(1934) отметил, что наибольшие тарынные явления наблюдаются
в строго определенных местах: в самых верхних частях бассейна р. Яны
(вблизи Верхоянского хребта) и на устьях притоков, непосредственно
берущих начало в хребте. Такое распределение наледей он связывает
с особенностями их питания. Он подчеркивает постоянство в располо-
жении тарынов во времени и их влияние на формирование наледного
ложа. В дальнейшем В. А. Федорцев, описывая наледи северо-восточ-
ной части Якутии (1937), отметил, что наледи развиты там, где в реч-
ной долине появляется сужение или пережим, а также водопад, порог
или выход коренных пород в русле.
Более детально раскрыты закономерности в распространении на-
ледей в более поздних работах и прежде всего в монографии П. Ф. Шве-
цова (1951), который отметил, что:
а)	большинство крупных тарынов расположено в долинах рек, сте-
кающих с наиболее высоких хребтов;
б)	подавляющее большинство тарынов расположено в долинах
мелких рек и речек и притом в их верховьях;
в)	подавляющее большинство исследованных тарынов и питающих
их источников подземных вод приурочено к линиям молодых разломов
и к испытавшим дробление дайкам, жилам, массивам и покровам извер-
женных пород в условиях сложной тектоники и неотектоники.
Большой вклад в выяснение закономерностей распространения на-
ледей на всей территории Северо-Востока СССР внесли 3. Г. Шильни-
ковская и А. С. Симаков, составившие в конце пятидесятых годов на
основании данных дешифрирования аэрофотоснимков, аэровизуальных
наблюдений и фондовых материалов карту и кадастр, включающие бо-
лее 7000 наледей. Эти материалы позволяют более объективно опреде-
лить приуроченность наледей к тому или иному району или структуре,
применить статистические методы исследований и количественно выра-
зить степень развития наледных процессов. Анализ распределения на-
ледей позволил А. С. Симакову выявить, что наибольшее их количество
приурочено к областям молодого контрастного рельефа с восходящим
неотектоническим движением, а также к участкам переломов в профиле
рельефа, обычно связанных с тектоническими разломами. На основе
указанной карты и кадастра и дополнительных аэровизуальных наблю-
дений А. С. Кузнецов (1961) составил карту наледей и полыней Севе-
ро-Востока СССР, а И. А. Некрасов (1967) —для бассейна р. Анадырь.
Наличие этих материалов и новых данных по тектонике и неотектонике
позволяет установить тесную связь наледей с неотектонически актив-
ными зонами Северо-Восточного Приколымья и Восточной Якутии.
80
МЕРЗЛОТНЫЕ УСЛОВИЯ
В настоящее время представляется возможным уточнить некоторые
вопросы распространения наледей на Северо-Востоке СССР и показать
в общем виде связь наледей с рельефом местности, геологическим и
тектоническим строением территории, ее гидрогеологическими услови-
ями и некоторые другие особенности их распространения. Ниже при-
ведено описание наледных районов с подробной количественной харак-
теристикой развития наледей (рис. 13).
Рис. 13. Схема наледных областей
/ — территория, в пределах которой встречаются лишь единичные наледи, 2—6 —• иаледные
районы с величиной относительной наледиостн (в %): 2 — менее 0,5; 3 — 0,5—1; 4 — 1—1,5; 5 —
1,5—2; б — 3—4. Границы: 7 — наледных областей, обозначенных римскими цифрами, 8 — групп-
районов, одинаковой относительной наледности, 9 — наледных районов, обозначенных араб-
скими цифрами (см текст). Наледные области- I— хр Черского, //-Верхне-Колымская, III —
Прнколымская, IV — Анюйско-Чукотская, V — Охотско-Чукотская (Уа —западная группа райо-
нов, Уб —восточная группа районов), У/— Корякско-Камчатская
Западные наледные районы рассматриваемой территории принад-
лежат Верхне-Колымской наледной области и наледной области хр. Чер-
ского («Гидрогеология СССР», т. XX, 1970), в северо-западном направ-
лении они простираются на территорию Якутии.
Наледная область хр. Черского. В пределы Северо-Востока попа-
дают лишь три южных района наледной области хр. Черского, охва-
тывающие частично бассейны рек Омулевки, Таскан, Ясачной и Сейм-
чан. Наледи этих районов питаются пластово-трещинными, трещинно-
карстовыми и карстово-жильными водами преимущественно палеозой-
ского водоносного комплекса *, существенно нарушенного разрывной
тектоникой.
В бассейне р. Омулевки (1) ** многочисленные, но не очень боль-
шие наледи отчетливо тяготеют к верховьям правых притоков, где они
* Помимо вод коренных пород в питании наледей, как указывалось выше, участ-
вуют воды рыхлых четвертичных отложений, особенно аллювиальных, флювиогляциаль-
ных и пролювиальных. Эти отложения широко развиты в долинах рек и межгорных
депрессиях всех наледных районов и во избежание повторения, как правило, не упо-
минаются. Исключение составляют лишь те районы, где наледн особенно четко ассо-
циируют именно с каким-либо водоносным комплексом четвертичных отложений.
** Номера наледных районов см. в табл. 8—12.
ПОДЗЕМНЫЕ ЛЬДЫ И НАЛЕДИ
81
приурочены к полю развития мощных песчано-галечных ледниковых и
водноледниковых отложений и интенсивно нарушенным дизъюнктивной
тектоникой палеозойским существенно карбонатным породам. В бассей-
не р. Омулевки восемь наледей имеют площади более 2 км2, а наиболее
крупные, расположенные в долинах рек Урультун, Ина и Лесная, соот-
ветственно 5,9; 7 и 7,5 км2.
В бассейнах рек Таскан (2) и Ясачная (3) зарегистрировано не-
сколько наледей с площадью около 4 леи2, наиболее крупные имеют
площадь 8 км2 (в долине р. Ясачной), 14 км2 (в долине р. Черной),
16 км2 (в долине р. Таскан) и 17 км2 (в долине р. Инанья). Общая ха-
рактеристика наледности этих районов дана в табл. 8. Общий высотный
интервал распространения наледей хр. Черского составляет 200—1400 м
при высоте водораздельных хребтов 2000—2500 м. Наибольшее количе-
ство наледей развито в интервале высот 800—1100 м.
Таблица 8
Характеристика иаледиых районов южной части области хр. Черского
Номер и наименование расчетного района		п	F, км?	IF , км?	%	qn. мм
1.	Бассейн р. Омулевки 		53	10 280	79	0,77	15,4
2.	»	р. Таскан		40	2 490	111	4,45	89,0
3.	.	р. Ясачная		78	7180	99	1,37	27,4
К Верхне-Колымской наледной области, морфологически отвечаю-
щей Верхне-Колымскому и Среднеканскому низкогорьям, относится
22 наледных района, характеристика которых приведена в табл. 9. Ha-
Таблица 9
Характеристика наледности районов Верхне-Колымской наледной области
Номер и наименование расчетного района	п	F. км?	км~	/л. ”.	мм
5. Бассейн р. Берелех		15	2 270	27	1,19	23,8
6. Верховье р. Хинике		83	8 800	84	0,95	19,0
7. Бассейн р. Дебин		12	1530	5	0,33	6,6
8. Бассейн р. Мылга		9	850	5	0,59	11,8
9. Бассейн р. Эльгенья		12	520	7	1,35	27,0
10. Правый приток р. Дебин		18	1 290	21	1,63	32,6
13. р. Дудыкан		6	450	15	3,33	66,6
14. Бассейн р. Тенке		6	2 510	6	0,24	4,8
17. Верховье р. Хинике		5	1 290	14	1,08	21,6
18. Бассейн р. Нелькоба		18	2060	31	1,50	30,0
21. Верховья рек Детрин, Омчак . . .	21	1 870	24	1,28	25,6
24. р. Малтан		114	10 120	105	1,04	20,8
27. Верховья рек Мякит, Хурчан, Та-	20				
лая			1 400	19	1,36	18,99
28. Бассейны рек Эльген, Буюнда . . .	18	2030	21	1,03	20,00
33. Правый приток р. Буюнда ....	1	350	5	1,43	28,6
34. р. Кильгана		5	630	13	2,06	41,2
35. Бассейн р. Джугаджак		9	2 160	31	1,43	28,6
37. Верховья р. Бол. Купка		28	3 НО	44	1,41	28,2
38. Верховья рек Джагын, Омсукчан,					
Кырчан 		57	7 420	44	0,59	11,8
39. Верховья р. Балыгычан		23	2 980	26	0,87	17,4
40. Верхне-Сугойская впадина ....	36	6 030	75	1,24	24,8
82
МЕРЗЛОТНЫЕ УСЛОВИЯ
ледные районы Верхне-Колымской наледной области образуют несколь-
ко групп. Наиболее северные из них, охватывающие территорию лево-
бережья Колымы, приурочены к долинам рек Худжах (4), Берелех (5),.
Хинике (6), Дебин (7), Мылга (8), Эльгенья (9) и Сухахы (10).
В питании наледей рассматриваемых районов основное значение
принадлежит водам триасовых отложений. Однако определенное зна-
чение в питании наледей бассейна р. Худжах могут иметь воды андези-
то-базальтов Тарынского субвулканического массива, а наледи сравни-
тельно богатой ими долины р. Хинике могут получать часть питания за
счет вод верхнемеловых эффузивов. В большинстве же этих районов
наледей сравнительно немного и они не очень велики по размерам,
лишь некоторые из них достигают 10 км2 (наледи в бассейне р. Бере-
лех). Некоторые из наледей этих бассейнов вытянуты вдоль разломов,
большинство же ориентировано по нормали к направлению зон разло-
мов. Крупные наледи (площадью 4—5 км2) приурочены к долине р. Су-
хахы — правому притоку р. Дебин. В верховьях этой реки широко раз-
виты мощные водноледниковые отложения, образующие сквозную до-
лину, в приводораздельной части которой расположено озеро.
Следующая группа включает пятнадцать правобережных районов
и приурочена к южной окраине Верхне-Колымской наледной области.
Морфологически все районы этой группы тяготеют к поверхности ос-
новного водораздела между реками, впадающими в моря Северного-
Ледовитого и Тихого океанов. Питание наледей этих районов осуществ-
ляется преимущественно водами терригенных сложнодислоцированных
отложений верхнего палеозоя — мезозоя (перми, триаса, меньше юры),
однако верховья рек многих районов сложены меловыми эффузивами
Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. Необходимо подчеркнуть
приуроченность бассейнов питания наледей большинства районов к об-
ласти контрастных новейших движений, что находит отражение в ин-
тенсивной дизъюнктивной тектонике, а также расположение большин-
ства районов в полосе прерывистого развития мерзлой зоны или близ
южной окраины области сплошного ее распространения. Таким обра-
зом, для питания подземных вод благоприятны и мерзлотные условия.
Все это находит отражение в сравнительно высоких показателях отно-
сительной наледности, которая в большинстве районов превышает 1%,
достигая в бассейне р. Дудыкан (13) 3,33%, а в бассейне р. Кильган
(34)—2,06%. Наледный сток этих районов составляет соответственно
67 и 40 мм. Наряду с этими высоконаледными районами здесь располо-
жены районы с весьма слабым развитием наледей. Так, в бассейне
р. Тенке (14) относительная наледность только 0,08%, а наледный слой
менее 1 мм.
Таким образом, значительные вариации в площадях развития на-
ледей южной окраины Верхне-Колымской наледной области подчерки-
вают контрастную неотектоническую обстановку этой территории, а бла-
гоприятные в большинстве районов условия питания наледей находят
отражение в общих высоких показателях наледности и в крупных раз-
мерах наледей, встречающихся в бассейнах многих рек. Например,
в бассейне р. Дудыкан встречены наледи площадью 4 и 7,5 клг2, в бас-
сейне р. Тенке — до 2 км2, в верховьях рек Хинике и Контас (17) —6,6
и 5,6 км2-, на р. Омчак (21) —пять наледей от 1,9 до 2,7 км2, а макси-
мальная площадь наледи в долине р. Бахапча достигает 10 км2; в до-
линах рек Талая и Хурчан (27) максимальные площади наледей дости-
гают 3,3 км2-, в долинах рек Бухонджа и Гуританджа (28) три наледи
имеют площадь от 3 до 4 кл/2; в руч. Долинном (33) — 5,5 км2-, в вер-
ховьях р. Кильган (34) три наледи площадью 2,8; 3,4 и 5,5 км2; на
р. Джугаджак (35) четыре наледи — от 4,1 до 9,5 км2; в верховьях
ПОДЗЕМНЫЕ ЛЬДЫ И НАЛЕДИ
83
р. Большая Купка (37) пять наледей — от 2,6 до 6,2 /си2; в долинах
рек Прав, и Лев. Омсукчан (38) —8,4; 3,2 и 2,2 клг2; в верховьях р. Ба-
лыгычан (39) и на его притоках — Нябол и др. четыре наиболее круп-
ные наледи от 2,2 до 8,4 км2 и, наконец, в бассейне рек, относящихся
к Верхне-Сугойской впадине (40), семь наледей имеют площадь от 3,4
до 6,5 км2, а площадь самой крупной наледи в долине р. Ойчеры дости-
гает 17 км2.
В распределении наледей отчетливо проявляется линейность — на-
леди часто расположены цепочками по долинам рек. Такое распределе-
ние наледей наблюдается на реках Нелькобы, Омчак, Бахапча, Киль-
ганы и др. Некоторые наледные линии продолжаются и на южном скло-
не водораздела, уже в бассейнах рек Охотского моря. Например, це-
почка наледей в долине р. Бахапчи продолжается в долине р. Армань
(26), наледи Ольчана — в долине Сеймкана (82). Природа таких сквоз-
ных наледных зон пока не ясна. Скорее всего они связаны с едиными
зонами разломов, наследуемыми долинами рек, имеющих противопо-
ложные направления.
Приколымская наледная область охватывает окраины Сугойского
и Юкагирского плоскогорьев. Наледная характеристика районов При-
колымской области приведена в табл. 10.
Таблица 10
Характеристика наледности районов Приколымской наледной области
Номер и наименование расчетного района		п	Лп, км*	SFn, км*	4- %	мм
41.	Бассейн р. Дюгадяк		4	3,0	1280	0,23	4,6
42.	Верховье рек Омолон, Лев. Кедон, Русская 		93	101	23 840	0,51	10,2
45.	Правый приток р. Омолон ....	10	11	3 500	0,31	7,2
46.	Верховье р. У латка		6	3,0	490	0,61	13,2
47.	Верховье р. Молонджа		40	57	3 210	1,77	35,4
48.	Верховье р. Кетали		61	103	6610	1,54	30,8
50.	Верховье р. Олой		136	264	14560	1,58	33,6
Питание наледей осуществляется за счет вод комплекса терриген-
ных и осадочно-вулканогенных отложений нижнего — среднего палео-
зоя (преимущественно девон) и в меньшей степени водами комплекса
терригенных интенсивно дислоцированных отложений верхнего палео-
зоя— мезозоя (карбона, перми, триаса). Некоторую роль в питании
наледей могут играть воды меловых эффузивов, имеющих ограничен-
ное распространение в верховьях некоторых рек.
В рассматриваемых районах довольно много крупных наледей.
Так, в верховьях р. Омолон и на его притоках (42, 45) зарегистриро-
вано 20 наледей площадью от 2,8 до 7,3 км2\ в долине р. Кетали наи-
более крупная наледь достигает 16 км2, 1 наледей отчетливо тяготеют
к линиям разрывных нарушений северо-западного или субширотного
простирания, большинство наледей района 45 связано с Березовской
тектонической зоной. Несколько обособленное положение занимает рай-
он верховьев р. Олой (50), расположенный на границе Омолонского
массива с Олойским прогибом. В питании наледей этого района участ-
вуют палеозойские, мезозойские (юра, мел) эффузивные и терригенные
водоносные комплексы. В районе много крупных наледей. В долине
р. Ильгувеем площадь наледи достигает 37 км2, в долине р. Олой со-
ставляет 11 и 7 км2, в долине р. Диргувеем — 5,5 км2. Такие размеры
84
МЕРЗЛОТНЫЕ УСЛОВИЯ
Наледей и высокие показатели относительной наледности в этом районе
связаны, по-видимому, со сложным тектоническим строением, в частно-
сти с зонами субширотных разломов, выводящих на поверхность палео-
зойские породы.
1 Анюйско-Чукотская наледная область характеризуется сравнитель-
но невысоким распространением наледей, сосредоточенных преимущест-
венно в двух группах районов — западной и восточной. Западная группа
районов размещается в пределах Анюйского низкогорья и частично
простирается в пределы Юкагирского плоскогорья. Наиболее значи-
тельный наледный район этой части области охватывает верховья
р. Большой Анюй (64), общая площадь наледей которого достигает
47 км, площадь района 6860 км2, fn — 0,81% и qn—16 мм. Самая
крупная наледь площадью 10,9 км2 зарегистрирована в долине р. Айна-
хкурген.
Два других района группы — бассейн р. Бургахчан (59) и гора
Ледниковая (63) — содержат лишь одиночные наледи. Весьма немно-
гочисленны и невелики наледи района, охватывающего среднее течение
р. Малый Анюй (62), где относительная наледность составляет всего
0,15%.
Восточная группа представлена одним Уэленским наледным рай-
оном, охватывающим одноименный массив (83). Наледи этого района
питаются водами протерозойских и палеозойских терригенных и карбо-
натных водоносных комплексов и широко развитых здесь гранитов. Они
сравнительно невелики по размерам (до 2 /см2), относительная налед-
ность 0,29%, наледный слой 6 мм. Суммарный дебит источников, фор-
мирующих наледи, 2300 л/сек.
Охотско-Чукотская наледная область является крупнейшей на Се-
веро-Востоке и совпадает морфологически с Сунтаро-Куветскими лаво-
выми нагорьями. В ее пределах выделен 31 наледный район. Для удоб-
ства описания наледные районы этой области сгруппированы в три
группы — западную, охватывающую реки бассейна Охотского моря, во-
сточную— бассейн Берингова моря и северную — бассейн Восточно-
Сибирского и Чукотского морей.
Западная группа включает 20 наледных районов, общая характе-
ристика которых приводится в табл. 11. Подавляющее большинство на-
ледей питается водами комплекса вулканогенных отложений мелового
возраста и гранитов, причем питанию подземных вод здесь способствует
прерывистый характер распространения мерзлой зоны. Исключение со-
ставляют районы 49 (верховья рек Колымак и Авекова) и 55 (Оклан-
ское плато). В первом из этих районов распространен разнообразный
комплекс пород, включая дислоцированные терригенные отложения
юры и триаса, метаморфические породы архея и мезозойские граниты;
во втором — вулканогенные образования мела, палеогена и неогена,
терригенные дислоцированные отложения триасового возраста.
Из данных табл. 11 видно, что наледи в районах западной группы
распространены весьма неравномерно, во многих районах относитель-
ная наледность сравнительно велика — достигает 2%. Распределение
наледей в общем плане близко к распределению расположенных се-
вернее районов Верхне-Колымской наледной области.
Крупные наледи встречены в долинах многих рек. Так, в верховьях
рек Сеймкан и Левый Сеймкан (22) зафиксированы наледи площадью
2,4 и 3,2 км2; цепочка наледей в долине р. Армань (25) включает че-
тыре наледн площадью от 3,5 до 5,4 км2, наиболее крупная наледь этого
района, расположенная в бассейне р. Чанджа, достигает 6 /сж2. Как от-
мечалось выше, цепочка наледей долины р. Армань протягивается че-
рез водораздел и имеет продолжение в долине р. Бохапча. В бассейне
ПОДЗЕМНЫЕ ЛЬДЫ И НАЛЕДИ
85
Таблица 11
Характеристика наледности районов Охотско-Чукотской наледной области
Номер и наименование расчетного района		п	Еп,	км	/л. %	9п- мм
	Западная группа наледных			) а й о н о в		
15.	Верховья р. Челомджн		3	1 220	1	0,08	1,6
16.	Верховья р. Бургагылкан		6	750	1,0	0,13	2,6
19.	Верховья р. Дегдекан		8	640	5,0	0,78	15,6
20.	Бассейны рек Нараулн		13	2 300	8,0	0,35	7,0
22.	Сеймкан				12	1000	10,0	1,0	20,0
23.	Левый приток р. Яны		15	440	4,0	0,91	18,2
25.	Бассейн р. Армань		19	3 400	38	1,12	22,4
26.	Бассейн р. Хасын		41	4 570	29	0,63	12,6
29.	Верховья рек Ола, Яна		32	4 650	32	0,69	13,8
30.	Верховья р. Маякан		8	1 190	25	2,1	42,0
31.	р. Лайковая		22	1340	13	0,97	19,4
32.	Бабушкинский		5	840	14	1,67	33,4
36.	Верховья рек Яма, Нявленга . . .	67	9 840	67	0,68	13,6
43.	р. Гижнга		129	35120	182	0,15	3,0
49.	Верховья рек Колымак, Авекова .	47	6 840	39	0,35	11,4
51.	Левый приток р. Пенжина ....	60	9090	82	0,90	18,0
53.	Правый приток р. Пенжина ....	143	13 800	182	1,11	26,2
54.	Бассейн р. Оклан		85	7 600	150	1,97	39,4
55.	Окланское плато		111	8 380	86	1,03	20,6
57.	Бассейн р. Мургаль 		10	2500	9	0,36	7,2
	Восточная группа наледных			районов		
52.	Бассейн р Еропол		97	10 500	203	1,94	38,80
53.	Верховья р. Травка 		23	3 700	29	0,77	15,40
65.	Среднее течение Бол. Пеледон . .	73	9130	62	0,68	13,60
68.	Верховья р. Анадырь		15	2010	20	1,00	20,00
69.	Анадырский 		436	61 430	776	1,26	25,20
70.	Левый приток р. Юрумкувеем (верховье) 		17	3 950	40	1,01	20,20
р. Хасын (26) на одном из его правых притоков зарегистрирована на-
ледь площадью 8 км2. Сравнительно крупные наледи (до 4,8 км2) от-
мечены и на небольших речках, впадающих в залив Бабушкина. В до-
линах рек Кивалга, Арбутла и Маякан (36) площади наледей дости-
гают 4—6 км2. 19 наледей площадью от 2,8 до 9,6 км2 зарегистриро-
вано на реках, впадающих в Гижигинскую и Пенжинскую губу (вер-
ховья р. Парень, 43). Наиболее крупные из них—наледь в верховьях
р. Улуган площадью 5,4 км2, в долине р. Широкая—7,2 км2, в долинах
рек Июльская и правого притока р. Парень по 5 км2 и р. Ичевеем —
6,2 км2. В бассейне р. Оклан (54) девять наледей имеют площадь от 5
до 24 км2. Наиболее крупные наледи этого района площадью 6, 9, 11
и 24 км2 приурочены к долинам рек Яытанта, Гильмитка, Кыбылхын и
Бол. Чамбучан. На реках Окланского плато (55) зафиксировано семь
наледей площадью от 3,3 до 6,7 км2. Наиболее крупные из них — на-
леди на р. Шестакова — 5,4 км2 и на левом притоке р. Гыленга —
6,7 км2. В долине р. Пенжина (51, 53, 57, 58) отмечено 25 наледей пло-
щадью от 2 до 25 км2. Несколько обособленно находится район, охва-
тывающий бассейн р. Авекова (49). Площади наледей, развитых на
притоках этой реки, достигают 6,4 км2.
Таким образом, для рассматриваемых районов характерны срав-
нительно крупные наледи. Вероятно, это связано с тем, что многие из
86
МЕРЗЛОТНЫЕ УСЛОВИЯ
них формируются в широких долинах, выполненных мощными толщами
аллювиальных, а некоторые и водноледниковых отложений, где созда-
ются благоприятные условия для концентрирования больших количеств
подземных вод и растекания наледеобразующей воды на широких
поймах.
Восточная группа включает шесть районов (см. табл. 11). Они рас-
положены по периферии бассейнов р. Анадырь, обрамляя слабо рас-
члененное Анадырское плато и северное побережье Анадырского за-
лива. Обращает на себя внимание равномерное распределение вели-
чины относительной наледности, которая варьирует от 0,68 до 1,94%,
отражая тем самым однообразные условия питания и формирования
наледей. Действительно, все наледи этих районов получают питание
за счет комплекса меловых эффузивов и формируются в речных доли-
нах, расчленяющих лавовые плоскогорья и нагорья, водораздельные
пространства которых глубоко проморожены. Размеры наледей отчет-
ливо связаны с характером долин и выполняющих их отложений. Наи-
более крупные из них сосредоточены в Анадырском районе (69), где
насчитывается 34 наледи площадью от 4 до 56 км2. Наиболее крупные
наледи этого района расположены на реках Нунямовеем — 56 км2, Та-
нюрер — 53,8 к.и2, Кэнынын —25,7 км2, Сутакан — 24 клг2, Пыкарваам —
18 км2, Эчкачек— 17,7 км2, Тнэквеем — 15,3 км2, Койвэльвэгыргываам —
13 и 9 км2. Многие из них расположены в непосредственной близости
от побережья на низких абсолютных отметках. Значительные площади
наледей связаны здесь с некоторыми особенностями морфологии речной
сети — широкие и сравнительно пологие водосборы, характерные для
верховьев рек, создают предпосылку для формирования крупных тали-
ков и надежного питания таликовых вод. Узкие долины в нижнем и
среднем течении рек неблагоприятны для формирования таликов доста-
точного сечения, способных пропускать воды. В остальных районах
восточной группы наледей значительно меньше. В верхней части бас-
сейна р. Травка (68) площадь наледей достигает 6 к.и2; в долине
р. Бол. Пеледон (65) — 10 км2-, в верховьях рек Анадырь и Белая (68) —
3,9 км2, на левых притоках р. Юрумкувеем (70) — 8,6 км2.
Северная группа включает пять наледных районов, из которых наи-
более крупный Чаун-Чукотский (66) площадью 104 150 км2 простира-
ется вдоль побережья Восточно-Сибирского и Чукотского морей от
Чаунской до Колючинской губы, охватывая средние и верхние части
бассейнов рек. Хотя основное питание наледей этого рдйона связано
с водами меловых эффузивов, некоторые наледи, принадлежащие бас-
сейнам рек Амгуэмы, Экиатап и Куэквунь, могут формироваться частич-
но за счет вод терригенных интенсивно дислоцированных триасовых от-
ложений.
Относительная наледность Чаун-Чукотского наледного района срав-
нительно невелика — составляет всего 0,69%, что отвечает наледному
слою 14 мм. Тем не менее в долинах многих рек здесь зарегистриро-
ваны очень крупные наледи. 39 наледей имеют площади от 4 до 47 км2.
Большое количество крупных наледей расположено в среднем течении
рек, впадающих в Чаунскую губу. Они образуют наледную зону, по-
логой дугой окаймляющую поле развития морских современных отло-
жений к югу от Чаунской губы. Площади наледей, входящих в эту
зону, варьируют от 9 до 46,9 кж2, а общая площадь их достигает 130 км2.
При подсчете не учтены наледи, формирующиеся в долинах тех же рек,
но выше указанной наледной зоны.
В числе других крупных наледей следует отметить ледяные поля
в долине Раучуа площадью 12,8 км2, в верховьях р. Яракваам — 24,1 км2,
в долине р. Лелювеем — 7,4 км2, при слиянии рек Пучевеем и Мал. Пуче-
ПОДЗЕМНЫЕ ЛЬДЫ И НАЛЕДИ
87
веем — 13.4 км2, в долинах; р. Мильгувеем — 15,5 клг2, р. Энергии—
10 км2, на правом притоке р. Линатхырвуваам—13,5 км2. Общая пло-
щадь 355 учтенных наледей рассматриваемого района составляет
631 км2.
К западу от рассматриваемого района намечается два небольших
наледных района. Один из них охватывает верховья правых притоков
р. Малый Анюй (67). Другой, обособленный от основной части группы
северных районов, приурочен к Эргунейскому хребту (верховья р. Бол.
Анюй, 60), площа^дь его 4160 км2, относительная наледность 1,77%, на-
ледный слой 35 мм. 7 наледей этого района имеют площади от 3,2 до
12,4 км2.
В двух наледных районах, расположенных восточнее Чаун-Чукот-
ского района и приуроченных к верховьям рек, впадающих в Колючин-
скую губу (84 и 85), крупные наледи отсутствуют. Суммарные площади
наледей этих районов составляют 2 и 6 км2, что при площадях соответ-
ственно 2880 и 1900 км2 обеспечивает fn, равный 0,07 и 0,53% и на-
ледный слой менее 1 и 1 мм.
Корякско-Камчатская наледная область. Наледи этой области объ-
единены в 10 сравнительно небольших районов, в распределении ко-
торых наблюдается определенная закономерность. Часть районов от-
четливо тяготеет к молодым вулканогенным покровам, образованным
эффузивами неогенового и четвертичного возраста — районы Майнского
плоскогорья (74), верховья правых притоков р. Майн, в пределах рай-
она (75), район хр. Ватына (79). Другие районы — (81), (77), (82) и
восточная часть района (75) приурочены к области контрастных текто-
нических движений и интенсивной разрывной тектоники и, наконец, ос-
новная часть района (75) отвечает узкой приводораздельной полосе
Корякского хребта. Характеристика наледности рассматриваемых рай-
онов приведена в табл. 12.
Таблица 12
Характеристика наледности районов Корякско-Камчатской наледной области
Номер и наименование расчетного района	п	2 F, км-	Лл, км-	%	<7 . ММ
73. Хр. Рарыткин		9	1 160	15	1,29	25,8
74. Майнское плоскогорье, хр. Элекай	24	4 410	10	0,23	45,2
75. Верховья правого притока р. Вели- кой 			148	29 000	103	0,35	7,00
76. Верховья р. Эничайваям		26	14 410	17	0,28	2,4
77. Верховья р. Хатырка ........	38	4 860	20	0,42	8,2
78. Левый приток р. Ачайваям ....	13	1 160	7,5	0,65	13,0
79. Хр. Ватына		6	650	4	0,61	12,2
80. Верховья р Вальваям 		1	90	1,0	1,11	22,2
81. Бассейн р. Онук		32	4 640	17	0,38	7,6
82. Майиопнльгинский		46	9 320	50	0,54	10,8
Из данных табл. 12 видно, что в большинстве районов значение
относительной наледности невелико и довольно постоянно. Максималь-
ных значений, равных 2%, она достигает в районе Майнского плоско-
горья, сложенного молодыми эффузивами, что подтверждает получен-
ные на Камчатке данные о высокой водоносности комплекса четвертич-
ных эффузивов.
Наледи остальных районов питаются преимущественно водами тер-
ригенных в той или иной степени дислоцированных палеозойских и
верхнемезозойских отложений.
88
МЕРЗЛОТНЫЕ УСЛОВИЯ
Наледи Корякско-Камчатской области значительно уступают по*
размерам наледям районов, описанных выше. Наиболее крупные из них
зарегистрированы в районе (75), где шесть наледей имеют площадь от
2,7 до 5,4 км2. Общее снижение наледности рассматриваемой террито-
рии по сравнению с остальными наледными районами объясняется, по-
видимому, неблагоприятными климатическими условиями, проявляю-
щимися в большой мощности снежного покрова, надежно предохраняю-
щего от промерзания подрусловые талики.
В Пенжино-Анадырской наледной области выделены три наледных
района, из которых два приурочены к западному (71) "и восточному (72)
склонам Пекульнейского хребта, а третий охватывает восточное побе-
режье Пенжинской губы (56). Питание наледей Пекульнейского хребта
осуществляется за счет юрских и меловых интенсивно дислоцированных
и тектонически нарушенных пород, что находит отражение в сравни-
тельно высокой (до 1,47%) наледности и наличии крупных наледей,
достигающих в долинах рек западного склона по площади 5,7 к.и2,
а восточного — 7,9 и 15,8 км2 (долины рек Афонькина, Куйвивеем, Сту-
деная). В Пенжинском районе крупные наледи зафиксированы в бас-
сейне р. Долинная (правый приток р. Таловки) площадью 6,7 км2 и:
в долине р. Лев. Айнык — 3,3 км2. Площади наледей остальных долин
не превышают 3 км2.
Некоторые общие закономерности распространения наледей.
Выявлена тесная связь наледных районов на территории Северо-
Востока СССР с горными сооружениями, а в пределах последних —
с наиболее расчлененными участками горного рельефа. Наледи развиты
в определенном высотном поясе, положение которого зависит от вы-
соты водораздельных поверхностей и базиса эрозии. Эти закономерно-
сти высотного распространения наледей были изучены в горных систе-
мах западной части Северо-Востока — в Верхоянских горах, в хребтах
Черского и Момском (О. Н. Толстихин, 1969), однако они прослежива-
ются во всех горных системах Сибири. В пределах Северо-Востока рас-
четы были выполнены для южного склона Эгвекинотского лавового на-
горья и показали, что при средней высоте водораздела порядка 600 м
наледный пояс охватывает интервал высот от 300 м до уровня моря.
Наледные пояса отражают общую высотную мерзлотно-гидрогео-
логическую поясность гор, в свою очередь определяющуюся балансом
влаги на склонах гор и в речных долинах.
В распределении наледей не наблюдается четкой их связи с опре-
деленными комплексами пород, за исключением комплекса рыхлых чет-
вертичных отложений, представленных грубым гравийно-галечным и га-
лечно-валунным материалом. С тектоническими зонами, притом зонами
молодых подвижек и районами активных неотектонических дифферен-
цированных движений наледи связаны непосредственно. Тектонические
разломы в формировании наледей играют двоякую роль. Это могут
быть значительные напорные системы трещинно-жильных вод, разгруз-
ка которых и вызывает формирование наледей, и выраженные в рель-
ефе тектонические уступы, способствующие изменению морфологии реч-
ных долин и выклиниванию водоносных четвертичных отложений.
И, наконец, в распределении наледей сказывается влияние клима-
тических и мерзлотно-гидрогеологических факторов. В частности, от-
четливо проявляется скопление их в Приохотском районе островного и
прерывистого распространения мерзлой зоны, обладающем сравнитель-
но менее суровыми климатическими условиями, чем, например, Чукот-
ское нагорье, где наледи крайне редки.
Наледи являются весьма важным показателем мерзлотно-гидрогео-
логических условий, а анализ их распространения позволяет во многом:
ПОДЗЕМНЫЕ ЛЬДЫ И НАЛЕДИ
89
уточнить условия формирования и распределения подземных вод в тех
или иных гидрогеологическихструктурах.
Несомненный интерес представляют также исследования режима
наледей. М. Н. Бородулиным, В. Ф. Шишкиной и рядом других исследо-
вателей проводились кратковременные (обычно не более одного сезона)
наблюдения за ростом и таянием наледей, материалы которых в основ-
ном были обобщены А. И. Калабиным (1960). Позднее режимные на-
блюдения проводились в бассейне р. Вериной (Б. Л. Соколов и
Г. В. Соловьева), наиболее представительные исследования выполнены
в бассейне р. Анмангында (Букаев, 1969). Не касаясь полученного фак-
тического материала, достаточно подробно освещенного в указанных
публикациях, кратко остановимся на основных результатах режимных
исследований с учетом материалов, полученных наледным отрядом Ин-
ститута мерзлотоведения СО АН СССР при исследовании наледей
в центральных районах Якутии и в бассейне р. Индигирки.
Режимные наблюдения показали, что крупные наледи описывае-
мой территории развиваются в течение всей зимы. Нарастание льда
сначала идет сравнительно медленно, затем примерно с февраля темпы
роста увеличиваются, и в то же время ежедекадные приращения льда вы-
равниваются. Так продолжается до конца марта, после чего интенсив-
ность нарастания льда постепенно снижается, вплоть до времени пере-
хода среднесуточных температур через 0° С к положительным темпера-
турам. После этого начинается интенсивное стаивание наледей, продол-
жительность которого обычно меньше времени ее роста. Иногда во вто-
рой половине марта наблюдается усиление наледеобразования. Рост
наледей в течение зимнего периода и накопление в них изливающихся
на поверхность подземных вод препятствует формированию поверхност-
ного стока, и в этом проявляется одна из особенностей наледного регу-
лирования баланса природных вод. Так как поверхностные и подзем-
ные воды взаимосвязаны, то истощение поверхностных вод в свою оче-
редь приводит к истощению подземных вод, поскольку прекращение
поверхностного стока исключает возможность питания подземных вод
за счет поверхностных. И в этом проявляется вторая сторона наледного
регулирования баланса природных вод.
Конечный объем наледи определяется дебитом наледеобразующего
источника. Температура воздуха большого влияния на формирование
наледей на Северо-Востоке СССР не оказывает, в отличие от южных
районов их распространения. Твердые осадки в объеме наледей обычно
составляют менее 5%, т. е. их количество находится в пределах точно-
сти метода измерений объема льда (порядка 10%). В свою очередь
дебит источников, образующих некоторые наледи (в частности Анман-
гындинскую), полностью коррелируется с количеством осадков пред-
шествующего года.
Вопрос перелетовывания наледей, довольно часто обсуждаемый
в литературе, генетического интереса не представляет, потому что оно
определяется не генезисом и объемом наледи, а ее положением в рель-
ефе, абсолютной отметкой, открытостью горизонта и другими внеш-
ними причинами.
Таким образом, если рассматривать влияние на подземные воды
мерзлотных условий, имея в виду весь комплекс природных явлений,
обусловленных глубоким промерзанием земных недр, можно выделить
факторы прямого и косвенного воздействия на формирование подзем-
ных вод. К первым относится мерзлая зона, влияние которой на под-
земные воды рассмотрено в начале раздела, ко вторым — криогенные
явления и особенно криогенный каптаж, термокарст, наледеобразова-
ние, а в южных районах еще и" образование гидролакколитов.
'90
МЕРЗЛОТНЫЕ УСЛОВИЯ
Анализируя геологическую и мерзлотную обстановку формирова-
ния подземных вод в пределах Северо-Востока СССР, следует подчерк-
нуть следующие обстоятельства.
1.	Разнообразное геологическое строение этой обширной террито-
рии, в пределах которой развиты платформенные и типичные складча-
тые сооружения, сравнительно консолидированные области и области
контрастных новейших тектонических движений и блокового и регио-
нального характера, области четвертичного осадконакопления и вул-
канизма. Такое геологическое строение нашло отражение в формирова-
нии систем различного типа артезианских и адартезианских бассейнов,
гидрогеологических массивов и вулканогенных супербассейнов.
2.	Широкое развитие региональных зон разломов, претерпевших не-
однократные обновления и во многих случаях являющихся единствен-
ными путями питания, транзита и разгрузки подземных вод.
3.	Преимущественное развитие терригенных и вулканогенно-оса-
дочных, в той или иной мере дислоцированных и метаморфизованных
пород, предопределяющих преобладающее распространение трещинных
и трещинно-жильных вод; подчиненное значение карбонатных фаций,
и недислоцированных рыхлых и слабо сцементированных пород, обу-
словливающих распространение карстовых или пластовых (порово- и
трещинно-пластовых) типов подземных вод.
В конечном итоге геологическое строение в сочетании с мерзлот-
ными условиями и строением рельефа определяет характер гидрогеоло-
гической структуры, а именно — ее раскрытость, водоносность пород,
тектонических зон и покровных четвертичных отложений.
Глава IV
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Описание гидрогеологических условий Северо-Востока СССР про-
изведено по материалам, полученным при геологопоисковых, геолого-
разведочных и гидрогеологических работах, проведенных по 1969 г.
включительно
При составлении данной части монографии авторы придержива-
лись общепринятой гидрогеологической терминологии, применяемой
в работе Г. И. Каменского, М. М. Толстихиной и Н. И. Толстихина
«Гидрогеология СССР» (1959), в методических указаниях ВСЕГИНГЕО
по составлению томов монографии «Гидрогеология СССР» (1960—
1965 гг.) и в «Справочном руководстве гидрогеолога» (1967).
В связи с недостаточной изученностью за основу гидрогеологиче-
ской стратификации принят водоносный комплекс, соответствующий от-
делу, а при очень слабой изученности — по гидрогеологическим струк-
турам. Это вызвано тем, что одни и те же по возрасту водоносные комп-
лексы в силу совершенно различного состава и сложения обладают не-
одинаковыми водоносными свойствами. Например, олигоцен-миоцено-
вые отложения в одних структурах образуют чехол артезианских бас-
сейнов, обладая порово- и трещинно-пластовыми водами, а в других —
фундамент артезианских бассейнов с характерными для него трещин-
ными и трещинно-жильными водами, т. е. гидрогеологические массивы.
Они же слагают и вулканические покровы, с совершенно специфиче-
скими условиями водоносности.
Иллюстрацией к настоящей части монографии является гидрогео-
логическая карта Северо-Востока СССР масштаба 1 : 2 500 000 (см.
прилож.).
В наименование химического состава вод включены компоненты,
содержание которых превышает 10%-экв. В названии типа воды по
химическому составу компоненты располагаются по возрастанию их
«содержаний (от меньших к большим).
ОБЩИЕ ПРИНЦИПЫ
И СХЕМЫ ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЙОНИРОВАНИЯ
Анализ фактического материала о распространении подземных вод
в различных геолого-структурных условиях позволяет выделить на опи-
сываемой территории следующие типы гидрогеологических структур:
артезианские бассейны; гидрогеологические массивы; адартезианские
бассейны и вулканогенные супербассейны (см. прилож., врезку к гид-
рогеологической карте).
Артезианские бассейны представляют собой структуры, состоящие
из осадочного чехла (порово- и трещинно-пластовые воды) и фунда-
92
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
мента — сильно дислоцированных пород различного генезиса (трещин-
ные воды зоны выветривания, трещинно-жильные воды разломов, тре-
щинно-карстовые и пластово-трещинные воды). В тектоническом отно-
шении они приурочены к впадинам, образовавшимся в орогенную и
посторогенную стадии развития геосинклинали и выполненным слабо
дислоцированными породами (песчаники, аргиллиты, глинисто-угли-
стые сланцы, конгломераты, пески, глины, угли). Мощность отложений
от нескольких сотен до 10 тыс. м. Размеры впадин изменяются от де-
сятков до 100 тыс. км2. Чехол бассейнов имеет возраст от мезозойского
до плиоцен-четвертичного.
Гидрогеологические массивы. Под гидрогеологическими массивами,
как известно, понимаются структуры с преобладающим распростране-
нием трещинных вод зоны выветривания и трещинно-жильных вод тек-
тонических разломов. Согласно принципам выделения гидрогеологиче-
ских массивов к последним отнесены структуры, сложенные докембрий-
скими сильно метаморфизованными и дислоцированными осадочными
породами, магматическими породами от докембрийского до мезозой-
ского возраста, вулканогенно-кремнистыми породами от палеозойского
до верхнеюрско-валанжинского возраста. Сюда же отнесены структуры,
сложенные карбонатными породами геосинклинального комплекса. Та-
кие породы характерны для домезозойской стадии развития Яно-Ко-
лымской и Чукотской областей. Длительное время, прошедшее с мо-
мента образования осадков, большая их мощность и сложная геологи-
ческая история обусловили монолитность карбонатных пород, залечен-
ность трещин напластований и отдельностей кальцитом и кварцем.
В связи с этим движение подземных вод в карбонатных породах воз-
можно только по зонам тектонических разломов или по трещинным зо-
нам в осевых частях складок. На этих участках отмечено развитие кар-
стовых процессов, что позволяет отнести подземные воды к трещинно-
карстовым.
В гидрогеологические массивы объединены блоки и поднятия Ко-
лымо-Омолонского массива, массивы древних пород в пределах склад-
чатых областей и Охотско-Чукотского вулканогенного пояса, отдель-
ные блоки — антиклинории в Охотской позднемезозойской складчатой
области, а также крупные интрузивные массивы и отдельные эффузив-
ные поля мезозойского возраста.
Адартезианские бассейны *. Эти специфические гидрогеологические
структуры на характеризуемой территории были впервые выделены
А. А. Зеленкевичем (1964) в соответствии с принципами, разработан-
ными Н. И. Толстихиным (1959) и И. К. Зайцевым и Н. И. Толстихи-
ным (1963). В геологическом строении адартезианских бассейнов Се-
веро-Востока СССР участвуют разновозрастные (от перми до верхнего
мела) и фациально различные отложения, между которыми невозмож-
но установить границу между породами выше- и нижележащих толщ
с различной степенью дислоцированности, что не позволяет выделить
обычного фундамента или чехла в пределах этих структур; поэтому они
не могут быть отнесены к артезианским бассейнам обычного типа.
Кроме того, в рассматриваемых структурах гидрогеологическое значе-
ние как слоистости, так и регионально развитой трещиноватости на-
* Необходимо иметь в виду весьма слабую изученность большинства структур,
относимых к адартезианским бассейнам, а следовательно, условность выделения мно-
гих из них. Возможно, что дальнейшие исследования заставят некоторые из них рассмат-
ривать в качестве гидрогеологических массивов или по предложению А. А. Зеленке-
вича (1963) выделять еще один тип промежуточных структур — гидрогеологических
субмассивов. — Прим. ред.
СХЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЙОНИРОВАНИЯ
93
столько велико, что по этим признакам их также невозможно относить
к гидрогеологическим массивам.
Литологически это толщи рассланцованных терригенных пород
(сланцы, песчаники и т. п.), принадлежащие различным формациям
(глинисто-сланцевой, флишоидной, терригенно-карбонатной и др.).
В соответствии с характером и условиями залегания пород в адарте-
зианских бассейнах преимущественным развитием пользуются пласто-
во-трещинные воды зон кливажа, трещин напластования и рассланце-
вания. Большую роль играют и трещинно-жильные воды разломов, яв-
ляющихся своеобразными дренами для обводненных трещиноватых
пород.
Вулканогенные супербассейны как особые типы гидрогеологиче-
ских структур впервые предложил выделять Н. И. Толстихин (1959,
1962). К ним он относил потоки, покровы застывших лав и конусы дей-
ствующих и потухших вулканов (например, лавовые плато Армении и
Камчатки).
По особенностям тектонического развития вулканогенные супербас-
сейны могут быть, по Н. И. Толстихину, подразделены на долинные и
котловинные, приуроченные к эрозионным и структурным впадинам, и
покровные (водораздельные), образующие вулканические плато и на-
горья. Первые находятся в более благоприятной обстановке в отноше-
нии питания подземных вод. Для вулканогенных супербассейнов харак-
терно распространение не только трещинных и трещинно-жильных вод
разломов, но и пластовых вод отдельных рыхлых или сильно трещино-
ватых горизонтов пеплов, туфов или пористых лав.
На территории Северо-Востока СССР эти структуры наиболее рас-
пространены в Охотско-Чукотском вулканогенном поясе, где они на-
ложены на геологически и гидрогеологически разнородные структуры
(адартезианские бассейны, гидрогеологические массивы и др.).
Таким образом, с учетом особенностей геологического строения и
гидрогеологических условий представляется возможным выделить круп-
ные гидрогеологические области, состоящие из гидрогеологических
структур и их систем, связанных общностью тектонического, неотекто-
нического и современного орографического развития, т. е. факторами,
обусловливающими современные гидродинамические и гидрогеохимиче-
ские условия формирования подземных вод.
Анализ ранее разработанных схем гидрогеологического райониро-
вания Северо-Востока СССР (Васильевский, 1939; Толстихин, 1957; Ка-
лабин, 1960; Зеленкевич, 1963) и современных представлений о текто-
ническом строении описываемой территории и формировании подзем-
ных вод дает основание выделить следующие гидрогеологические обла-
сти: Яно-Колымскую, Чукотскую, Омолонскую, Корякскую и Охотско-
Чукотскую область вулканогенных супербассейнов. Первые три гидро-
геологические складчатые области объединяются в единую Верхояно-
Чукотскую сложную гидрогеологическую складчатую область.
Корякская гидрогеологическая складчатая область включает в себя
Охотскую позднемезозойскую складчатую и частично Восточно-Камчат-
ско-Курильскую геосинклинальную области. Охотско-Чукотская область
вулканогенных супербассейнов соответствует в геологоструктурном от-
ношении одноименному вулканогенному поясу.
В пределах регионов первого порядка по геологоструктурному и
литолого-фациальному признакам выделяются отдельные гидрогеоло-
гические структуры и их системы, соответствующие отдельным геолого-
структурным элементам складчатых областей и массивов (см. прилож.).
Однако современная гидрогеологическая изученность Северо-Востока
СССР не позволяет осветить особенности отдельных гидрогеологиче-
94
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
ских структур, поэтому описание гидрогеологических условий приведено
по гидрогелогическим областям. При этом совместно описываются во-
доносные комплексы Верхояно-Чукотской сложной гидрогеологической
складчатой области и Охотско-Чукотской области вулканогенных су-
пербассейнов, обладающих сходными чертами орографии и мерзлотно-
гидрогеологической обстановки, и отдельно от них — комплексы Коряк-
ской гидрогеологической складчатой области. Комплекс рыхлых чет-
вертичных отложений описывается для всей территории Северо-Востока
СССР, поскольку водоносность отложений этого комплекса связана не
столько со структурными особенностями территории, сколько с мерзлот-
но-фациальными и орографическими. В соответствии с принятой схемой
описание дочетвертичных водоносных комплексов производится по ти-
пам гидрогеологических структур, входящих в состав соответствующих
гидрогеологических регионов первого порядка.
ВОДОНОСНЫЕ КОМПЛЕКСЫ ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ
Четвертичные отложения имеют на Северо-Востоке СССР повсе-
местное распространение. Они представлены разнообразными генети-
ческими типами; делювиальными, ледниковыми, водноледниковыми, ал-
лювиальными, озерно-аллювиальными и морскими образованиями.
Эти отложения выполняют многие межгорные тектонические и эро-
зионные впадины и развиты в долинах рек и ручьев. Они также рас-
пространены на склонах гор и водораздельных пространствах. Мощ-
ность их различная, на склонах гор она колеблется от 1,5 до 3—4 м,
у подножия горных сооружений достигает 10—15 м, реже 20—30 м.
В долинах рек четвертичные отложения имеют мощность от 5—10 до
40—50 м, а в отдельных впадинах мощность их возрастает до 100—
200 лд и даже до 400—500 м, как, например, в Нижне-Анадырской.
В соответствии с этим на большей части территории Северо-Востока,
характеризующейся повсеместным развитием мощной мерзлой зоны,
четвертичные отложения проморожены на всю мощность.
Гравитационная вода содержится лишь в пределах сезонноталого
слоя и устойчивых надмерзлотных и межмерзлотных таликах, разви-
тых преимущественно в долинах рек. В глубоких впадинах, где мощ-
ность рыхлых четвертичных отложений превышает мощность мерзлой
зоны, эти отложения обводнены только в самой нижней части разреза
и образуют в таком случае единый водоносный комплекс с подстилаю-
щими их отложениями более древнего возраста (обычно неоген и па-
леоген). В районах островной мерзлой зоны (в основном на Охотском
побережье) четвертичные отложения обводнены более равномерно.
Надмерзлотные воды. По условиям залегания надмерзлотные воды
разделяются на воды сезонноталого слоя и воды несквозных (надмерз-
лотных и межмерзлотных) таликов.
Воды сезонноталого слоя. Надмерзлотные воды сезониоталого слоя
в теплый период года имеют широкое распространение. Водоносными
являются аллювиальные, делювиальные, ледниковые, водноледпиковые
и морские четвертичные отложения, а также элювий и местами верх-
ний трещиноватый слой выветривания подстилающих их коренных
пород.
Мощность обводненных пород невелика п определяется глубиной
сезонного протаивания пород. Последняя (см. гл. II) изменяется в пре-
делах от 10—20 см до 3—4 м и более в зависимости от многих при-
родных факторов (литологического состава пород, экспозиции склонов
и т. п.). При прочих равных условиях на склонах южной экспозиции,
покрытых крупнообломочными рыхлыми отложениями, мощность се-
ВОДОНОСНЫЕ КОМПЛЕКСЫ ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИИ
95
зонноталого слоя достигает 4—5 м\ на равнинах и низменностях, где
в составе четвертичных отложений преобладают тонкодисперсные фрак-
ции, глубина оттаивания грунтов не превышает обычно 0,5 м, за исклю-
чением полос (ложбин) стока, где мощность сезонноталого слоя дости-
гает 1,5 Л1, а иногда и больше. Такие полосы (в виде ярко-зеленых
лент) хорошо заметны по растительности на общем желтовато-буром
фоне тундры.
Вместе с тем воды сезонноталого слоя формируют в летний период
более или менее сосредоточенные нисходящие источники. Они имеют
непостоянный и, как правило, малый дебит, изменяющийся от сотых
долей до первых единиц литра в секунду. Эти источники функциони-
Рис 14. Зависимость количества источников вод сезон-
ноталого слоя от абсолютной отметки их выхода (по
материалам А. А. Маккавеевой)
руют только летом и в самом начале зимы. Они приурочены к обрывам,
перегибам склонов, основаниям речных и солифлюкционных террас
и т. п. Отмечается зависимость количества источников от абсолютных
отметок выхода. Эта зависимость имеет вид гиперболической кривой
(рис. 14) и отражает высотную гидрогеологическую зональность, вы-
явленную ранее в Забайкалье (Степанов, 1959). Довольно четко выде-
ляются четыре высотные зоны естественной разгрузки надмерзлотных
вод сезонноталого слоя: низменная, низкогорная, среднегорная и высо-
когорная.
Воды сезонноталого слоя вскрываются многочисленными горными
выработками, при поисках и разведке месторождений полезных иско-
паемых и в процессе гидрогеологических съемок. Водопритоки в шур-
фы (колодцы), пройденные в сезонноталом слое, составляют обычно
десятые доли литра в секунду.
Таким образом, водообильность четвертичных отложений в сезон-
ноталом слое низкая, неравномерная по площади и непостоянная во
времени. Наиболее водоносный сезонноталый слой отмечается в доли-
нах рек, в пределах пойм и низких террас, сложенных современными
аллювиальными образованиями.
Питание надмерзлотпых вод осуществляется за счет инфильтрации
атмосферных осадков и конденсации паров воды из воздуха.
По химическому составу воды сезонноталого слоя весьма разнооб-
разны (табл. 13). Состав их изменяется от хлоридно-гидрокарбонатных
до сульфатных, минерализация — от первых десятков милиграммов на
литр до 1 г/л, а иногда и более. Наиболее широким распространением
96
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Таблица 13
Химический состав надмерзлотных вод сезонноталого слои
(по материалам И. М. Саргиной, А. М. Тимофеева, А. П. Попова, П. А. Сопина,
О. Н. Шпакова и др.)
Наименование, номер по карте и местоположение водопуикта	Дата опробования	v	*	мг/л Химический состав, 		— %-экв						pH	Минерализа- ция, г/л
		№+К-	Mg-	Са-	CI'	SO,"	НСО,’		
Источник на водоразде- ле ручьев Амын и Ях- та Источник в верховье левого притока р. Хал- качан (верхнее тече- ние) Источник в верховье правого притока р. Ин- гали Источник в 2,3 км юж- нее курорта „Талая", в 1,2 км выше впаде- ния руч. Горячий Ключ в р. Талая Источник на водоразде- ле рек Челкали и Хивэгчан у истока ле- вого притока р. Бахап- чи Источник у подножия левого склона долины руч. Клоп Источник в истоке ле- вого притока р. Булун- га Источник в пойме при- тока верхнего течения р. Хинике Источник на водоразде- ле ручьев Ветвистый и Травяной (притоки р. Большой Кэпервеем) Источник в 2,5 км от берега бухты Этель- куюм и в 3 км южнее устья р. Этелькуюм Источник в северо-за- падной части побе- режья зал. Креста, в 16 км восточнее устья р. Эчкачек	27/VIII 1961 г. 6/IX 1961 г. 13/VIII 1961 г. 6/VI 1948 г. 24/VIII 1961 г. 1/VIII 1961 г. 29/VII 1961 г. 4/VIII 1961 г. 15/VIII 1956 г. 12/IX 1964 г. 6/IX 1954 г.	4,25	1,34	1,6	2,84	6,0	9,76	6,0 6,6 6,2 6,4 5,0 7,1 6,9 5,8 6,4 6,7 7,2	0,020 0,033 0,017 0,113 0,015 0,107 0,029 0,043 0,080 0,041 0,031
		47 5,25	31 1,09	22 5,8	22 3,55	33 8,0	45 19,52		
		38 4,0	13 0,85	49 2,0	17 3,9	29 20,6	54 13,42		
		49 2,8	21 1,5	30 25,0	23 2,0		67 61,0		
		8 17,25	8 1,58	84 1,8	4 2,13	29 12,0	67 9,76		
			59 2,4	41 10,0	27 10,65		73 54,9		
		52 5,29	14 1,2	34 2,0	21 2,13	17 12,0	62 18,3		
		44 2,53	28 3,0	28 5,0	17 2,13		83 18,3		
		18 1,15	41 10,07	41 5,2	10 6,7	41 6,0	49 50,5		
		4 6,7	72 1,0	23 4,2	17 9,0	И 4,0	72 15,25		
		49 6,7	14 1,0	35 1,8	43 8,0	14 4,0	43 9,15		
		63	18	20	49	18	33		
ВОДОНОСНЫЕ КОМПЛЕКСЫ ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИИ
97
Продолж. табл. 13
Наименование, номер по карте и местоположение водопункта	Дата опробования	Химический состав.				мг!л		рн	. Минерализа- ция, г/л	|
						%-же			
		Na-+K‘	Mg”	Са-	CI'	SO<"	НСО/		
Источник на левобере- режье р. Вэнылетвээм, в 14 км от ее устья	12/IX 1954 г.	2,3	1,0	1,6	4,1		9,1	6,2	0,018
		38	31	31	44		56		
Источник на правобе- режном склоне долины, р. Кукенкуюм, в 9 км от ее устья	12/VIII 1954 г.	3,3	3,5	5,8	6,1	12,0	18,3	6,6	0,049
		20	40	40	24	35	41		
Источник на правобе- режном склоне долины р. Эрутта, в 11 км от ее устья	27/VII 1954 г.	3,9	1,0	1,6	5,1	2,0	9,1	6,2	0,023
		52	24	24	43	13	44		
Источник на западном берегу зал. Креста, в 27 км южнее устья р. Ерменьмуаваам	9/Х 1954 г.	7,13	5,0		18,4		12,2	6,0	0,043
		43	57		72		28		
Источник на правобе- режном склоне долины р. Рыбная, в 20,5 км от ее устья	12/VIII 1959 г.	10,8	2,3	5,7	12		2,9	6,0	0,057
		50	20	30	36		64		
Источник на левобереж- ном склоне долины р. Синевээм, в 19 км от ее устья	26/VH 1952 г.	6,9	4,5		9	4	20	6,6	0,044
		45	55		38	12	49		
Источник в 7 км к се- вер-северо-востоку пос. Лорино, в 1,2 км к северо-востоку от горы Озерная, нижняя часть склона возвы- шенности	20/VIII 1966 г.	16,2	0,2	5,6	3,9	25,0	20,8	6,3	0,072
		67	4	29	11	54	35		
Источник в 3,5 км к се- вер-северо-западу от пос. Яндракинот, на левобережном склоне долины р. Марич, в 3,8 км от ее устья	2/VIII 1966 г.	31,0	12,8	52,0	24,9	12,0	246,0	7,7	0,38
		27	21	52	14	5	81		
Ист. 164 в верховье р. Пекульвеем, сред- няя часть правобереж- ного склона долины	VII 1968 г.	300,5	9,7	57,6	560,0	12,0	42,0	8,4	1,0
		78	5	17	94	0,5	5,5		
98
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
пользуются хлоридно-гидрокарбонатные и гидрокарбонатные воды, об-
ладающие самой низкой минерализацией (сверхпресные) *.
Сульфатные воды и повышенное содержание сульфат-иона в водах
связаны с участками проявления сульфидной рудной минерализации
в горных породах В зонах сульфидной минерализации воды стано-
вятся сульфатными с сухим остатком, достигающим 0,7—0,8 мг/л и ино-
гда более. На участках, сложенных продуктами выветривания каоли-
нит-кварцевых гидротермальных зон, встречаются хлоридные воды.
Один из таких источников хлоридных вод (164) описан В. Е. Глотовым
в июле 1968 г в верховьях р Пекульвеем (бассейн оз. Пекульнейского).
Среди источников вод сезонноталого слоя, связанных с выщелачи-
ванием зон рудной минерализации, на рассматриваемой территории из-
вестен также Саганьинский (114), описанный А. И. Калабиным (1960).
Формула химического состава его имеет вид
дд	SOj 100	1
мо,78 Са 44 А124 Mg 20 Na 12 CU2 1УЙ'
Режим вод сезонноталого слоя летом весьма непостоянный и зави-
сит от режима и количества выпадающих осадков, литологического со-
става водоносных пород и рельефа местности. В начале зимнего пери-
ода при промерзании насыщенного водой сезонноталого слоя воды его
приобретают напорный характер, что приводит нередко к возникнове-
нию источников, питающих мелкие наледи или гидролакколиты.
Период полного промерзания надмерзлотных вод сезонноталого
слоя до начала интенсивного снеготаяния называется критическим вод-
ным периодом (Калабин, 1960). Продолжительность этого периода на
Северо-Востоке СССР колеблется от пяти-шести месяцев (южная и
центральная части Магаданской области) до семи-восьми месяцев в се-
верных районах Чукотки. Воды сезонноталого слоя для централизован-
ного водоснабжения значения не имеют. Однако во многих населенных
пунктах, расположенных на морских побережьях, эти воды в летнее
время используются населением для хозяйственно-питьевых целей.
Воды несквозных таликов. Несквозные талики разделяются на та-
лики речных долин, подозерные, предгорных конусов выноса, пологих
склонов и плоскогорий Воды таликов речных долин** (Калабин, 1958,
1960) приурочены преимущественно к песчано-гравийно-галечниковым,
реже супесчаным современным аллювиальным отложениям, а также
к элювию и трещиноватым коренным породам зоны выветривания Ал-
лювиальные отложения имеют неоднородный механический состав, из-
меняющийся по простиранию и глубине. В долинах горных рек в верх-
них горизонтах они обычно хорошо промыты и отсортированы, с глу-
биной постепенно обогащаются мелкоземом. Наиболее трещиноватые
коренные породы зоны выветривания чаще всего закольматированы
мелкоземом, вследствие чего водоносность их весьма незначительна.
Водоносные талики наиболее широко развиты в пойменной части
долин. Помимо основного талика, приуроченного к современной пойме,
в долинах большинства рек наблюдаются талики, расположенные под
погребенными протоками, а также под протоками и староречьями, ожи-
вающими в период высоких половодий.
* При определении химического типа пресных вод не учтено содержание кремне-
кислоты, которая во многих случаях является преобладающим компонентом минерали-
зации — Прим ред
** Описание вод таликов речных долин произведено по А И Калабину
ВОДОНОСНЫЕ КОМПЛЕКСЫ ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИИ
99
Размеры водоносных таликов в долинах промерзающих рек зави-
сят от времени года, географического положения, площади бассейна,
мощности и состава рыхлых отложений, условий питания и продолжи-
тельности циркуляции надмерзлотного потока и т. п. В плане талики
представляют собой извилистую полосу переменной ширины. На сужен-
ных участках мощность таликов, как правило, больше, чем на расши-
ренных. Максимальная ширина таликов увеличивается вниз по долине
и обычно близка к ширине современной поймы. В долинах небольших
промерзающих рек, таких как Хета, Мякит, Бурхала и других, средняя
ширина устойчивых таликов, уменьшаясь несколько в течение зимы, на-
ходится в следующих пределах: в среднем течении от 40 до 200—250 м,
в нижнем — от 200 до 300 м. На расширенных участках она увеличи-
вается до 350—400 м. В долинах более крупных водотоков (с площадью
водосбора до 6000 км2, а иногда и более), например рек Омсукчан,
Сеймчан, Дебин, Берелех и других, ширина таликов в средних и ниж-
них течениях достигает 500—700 л, а в отдельных случаях 1000 м. Под
малыми водотоками (с площадью водосбора не более 20—30 км2) та-
лики рсполагаются только под действующим руслом, причем ширина
их отвечает ширине русла в межень.
Максимальная мощность таликов, включая слой сезонного про-
мерзания, в долинах первой вышеуказанной группы рек находится
в пределах от 3—5 м (в верховьях и на расширенных участках) до 15—
17 м. Мощность талика зависит от уклона долины и мощности отложе-
ний, обладающих высокой водопроницаемостью. Под долинами рек
второй группы мощность таликов обычно больше, чем под долинами
рек первой группы. В среднем и нижнем течениях максимальная ве-
личина ее достигает 25—30 м.
Зимой, в течение критического водного периода, живое сечение
надмерзлотного потока вследствие падения уровня или промерзания во-
доносного талика постепенно уменьшается. Глубина и интенсивность
промерзания таликов в каждом месте зависит главным образом от вы-
соты снежного покрова, характера растительного покрова, состава и
влажности грунтов.
Промерзание таликов начинается в октябре и наиболее интенсивно
развивается в ноябре — январе. В феврале — марте интенсивность про-
мерзания, как правило, незначительна. Так, в долине р. Чай-Урьи про-
мерзание водоносного талика составляло (1941—1942 гг.): на 15 де-
кабря— 1,90 м; на 31 декабря — 2,50 м; на 10 февраля — 2,8 м; на
15 апреля — 2,86 м. Глубина сезонного промерзания таликов в течение
всей зимы колеблется чаще всего в пределах от 2 до 4 м, реже до 5 м.
На участках, где мощность талика меньше указанных величин, воз-
никают мерзлые перемычки, разделяющие водоносный талик на ряд
изолированных участков. Такие процессы наиболее характерны для вер-
ховьев рек. В сравнительно небольших изолированных таликах, имею-
щих длину до 2 км, движение надмерзлотных вод, как правило, не на-
блюдается. Примерами могут служить короткие изолированные талики
в долинах руч. Арангас, р. Сеймчана (выше пос. им. JIasoj и др. При
вскрытии такого водоносного талика уровни воды устанавливаются
иногда выше поверхности земли. Однако дебит излива быстро падает,
что свидетельствует об ограниченных статических запасах воды в зам-
кнутом талике. Совсем другая картина наблюдается на изолированных
участках таликов, обладающих большими размерами (до 10 км и бо-
лее) и значительными запасами воды. В таких местах весьма часто
движение надмерзлотных вод продолжается в течение всей зимы.
Водопроницаемость отложений, слагающих талики речных долин,
зависит от гранулометрического состава грунтов. Коэффициент фильт-
100
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
рации колеблется в широких пределах — от 30 до 6000 м/сутки, чаще
он оценивается в 100—600 Алеутки. Как правило, коэффициент фильт-
рации песчано-гравийно-галечниковых грунтов в пределах современной
поймы горных рек с глубиной уменьшается. Эта закономерность не на-
блюдается на дельтовых участках и иногда в узких долинах, заполнен-
ных мощной (от 20—30 м и более) толщей аллювиальных отложений,
весьма фациально изменчивых по глубине и простиранию. В табл. 14
приводятся значения коэффициентов фильтрации аллювиальных отло-
жений речных долин, полученные на основании опытных откачек (ми-
нимальные значения относятся к наиболее глубоким слоям).
Таблица 14
Значение коэффициента фильтрации водовмещающих отложений
в талых зонах речных долин
(по А. И. Калабину, 1960 г.)
Река
Характеристика пород
Коэффициент
фильтрации.
м!су тки.
Нерючи
Бурхала
Чек-Чек
Берелех
Хатыннах
(Ручей)
То же
Арангас
(Ручей)
То же
Песчаио-гравнйно-галечиые на глубине до 5 м..........
Гравийно-галечные с различной примесью мелкозема . .
Галечно-гравийно-песчаные с линзами глинистых галеч-
ников ...............................................
Галька и гравий с примесью разнозериистого песка на
глубине 1,10 м.......................................
Галька, гравий и щебень песчано-глинистых сланцев с
разнозерннстым песком н пылеватыми фракциями на
глубине 5 м..........................................
Щебень глинистых сланцев с большим количеством пыле-
ватых частиц на глубине 6 м .........................
Галечники ...........................................
Верхний, наиболее разрушенный слой коренных пород . .
Песчано-гравийный материал (верхняя часть разреза ал-
лювия) ..............................................
То же, нижняя часть разреза водоносных таликов . . . .
97—310
30—500
30-78
933
10
3 2
До 6000
20—150
400
60
В связи с разнообразием фильтрационных свойств отложений раз-
лична и производительность скважин, пройденных в них. Удельные де-
биты, полученные при откачках, изменяются от 4 до 0,2 л/сек.
Уровень надмерзлотных вод речных долин летом свободный и со-
ответствует обычно уровню воды в реке, повторяя все его колебания.
В конце летне-осеннего периода зеркало надмерзлотных вод залегает
в непосредственной близости от дневной поверхности и также нахо-
дится в свободном состоянии. С прекращением поверхностного стока
уровень их начинает, как правило, понижаться. Скорость и общая ве-
личина понижения уровня с увеличением мощности талика, водопрони-
цаемости, водовмещающих пород и уклона дна долины при прочих рав-
ных условиях возрастает. В долинах ручьев Хатыннах и Павлика (при-
ток р. Омчак) максимальная скорость падения уровня достигала 30—
40 см) сутки. Обычно она не превышает 10 см/сутки и чаще составляет
1—2 см/сутки.
Наблюдается определенная закономерность в спаде уровней над-
мерзлотной воды вдоль долины промерзающих рек: в верхнем течении
интенсивный спад начинается в конце сентября — начале октября,
в среднем течении — чаще всего в середине ноября. В дальнейшем пой-
менные надмерзлотные воды в одних долинах по мере увеличения про-
ВОДОНОСНЫЕ КОМПЛЕКСЫ ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИИ
101
мерзания водоносного талика приобретают напор, в других, где ско-
рость падения уровня воды в течение зимы больше скорости промер-
зания талика, наоборот, они остаются безнапорными. Эти явления не-
редко наблюдаются также и на различных участках одной и той же
долины. Безнапорные надмерзлотные воды существуют на участках,
имеющих значительные уклоны и сложенных хорошо проницаемыми
песчано-гравийно-галечниковыми породами. Величина падения уровня
в этих случаях изменяется от 3 до 40 м, например в р. Нерючи — 7,5 м,
р. Вериной (приток р. Сеймчана) — 11,5 м, руч. Еченки (приток р. Ин-
дигирки) — 20—30 м.
При небольшом уклоне долины и небольшой мощности водонос-
ного талика (до 5—6 м) падение свободного уровня надмерзлотных
вод заканчивается в конце октября — середине ноября (например, в до-
линах рек Берелех и Чай-Урья). Чаще всего со второй половины ноября
уровни начинают повышаться и надмерзлотные воды становятся на-
порными. Нарастание напоров происходит до начала марта, а затем
они плавно понижаются и в конце апреля достигают своего минимума.
Величина наивысшего уровня нередко на 2—3 м выше поверхности
земли.
По условиям питания надмерзлотные воды таликов речных долин
разделяются на два подтипа: воды поверхностного питания и воды сме-
шанного (подмерзлотного и поверхностного) питания.
Питание надмерзлотных вод первого подтипа в летне-осенний пе-
риод (май — ноябрь) осуществляется за счет поверхностных вод, ат-
мосферных осадков и вод сезонноталого слоя. В долинах промерзаю-
щих рек после прекращения поверхностного стока воды сезонноталого
слоя являются единственным источником питания, однако они посте-
пенно промерзают. В критический водный период они обладают только
статическими запасами. Пополнение запасов надмерзлотных вод начи-
нается с началом снеготаяния, когда слой зимнего промерзания почти
не затронут оттаиванием. Поступление поверхностной воды в талик про-
исходит по морозобойным трещинам, по «сушенцам» и т. п. Расход
надмерзлотных потоков в данном случае в начале критического периода
равен 20—50 л/сек, а к концу зимы падает до 0—10 л/сек. Например,
дебит каптажной галереи, заложенной в пойме руч. Арангас зимой
1949—1950 гг. достигал следующих величин (л/сек): 25 декабря — 9,1;
5 января — 6; 10 января — 4,1; 15 января — 3.
В речных долинах, совпадающих с направлением тектонических
разломов или пересекаемых несколькими зонами разломов, часто об-
разуются источники, иногда восходящие. В большинстве случаев в пре-
делах отдельных изолированных участков водоносных таликов или на
значительном протяжении долины надмерзлотные воды не прекращают
своего движения всю зиму.
Во второй половине зимы надмерзлотные воды данного подтипа,
как правило, обладают напором. Однако есть и исключения. В доли-
нах, имеющих большие уклоны и мощные водоносные талики, с хо-
рошо водопроницаемыми грунтами надмерзлотные потоки обычно ос-
таются безнапорными в течение всей зимы. Разумеется, в подобных ус-
ловиях дебит восходящих подмерзлотных вод обычно гораздо меньше
водопропускной способности водоносного талика.
По мере истощения летних запасов воды в таликах расходы над-
мерзлотного потока зимой постепенно падают. Обычно в марте — ап-
реле, когда летние запасы воды существенно истощаются, дебит над-
мерзлотного потока относительно стабилизируется. Так, в долине
р. Нерючи расход части надмерзлотного потока, образующего источ-
102
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
ник, составлял в начале января 420 л/сек, в феврале — около 280 л/сек
и в марте — апреле 250—200 л/сек.
Химический состав надмерзлотных вод первого подтипа близок
к поверхностным водам Они разделяются на две основные группы,
гидрокарбонатные кальциевые и сульфатные кальциевые. Минерали-
зация их, как правило, 100—150 мг!л
Температура подземных вод зависит от времени года, мощности
талика и условий питания. Максимальная температура воды в над-
мерзлотных потоках обычно наблюдается в конце августа — начале
сентября. В долине руч. Хатыннах температура воды в это время со-
ставляла:
Вблизи поверхности земли .	.	.	.	. от 3 до 4° С
На глубине 5—7 м	.	„ 2 „ 2,2° С
„ „	15—20 „	...	. . „ 1 „ 1,5° С
Здесь же в конце марта — начале апреля температура воды в над-
мерзлотном потоке составляла:
На глубине 5,1 м	.	.	0,1° С
„	„	11,4 „	.	.	0,8° С
„	„	16,2 „	. .	.	.	1,2° С
„	„ 23,2 „	.	.	... 0,9° С
При наличии подмерзлотного питания температура надмерзлотных
вод зимой несколько выше температуры вод поверхностного питания.
Вблизи выходов подмерзлотные воды имели температуру от 0,5—1
до 4—5° С
Связь подмерзлотных вод с надмерзлотными имеет следующие осо-
бенности. Если уровни подмерзлотных вод ниже уровней воды в реке
в летний период, но выше уровня надмерзлотных вод в критический
водный период, сквозные талики будут поглощать поверхностные и под-
мерзлотные воды летом и выводить подмерзлотные воды зимой. Такие
талики описывались Н. А. Вельминой и В. В. Узембло (1959)
Надмерзлотные воды речных долин являются основным источни-
ком питьевого и технического водоснабжения на Северо-Востоке СССР.
Воды подозерных таликов. Все исследователи Северо-Вос-
тока СССР указывают на широкое распространение подозерных тали-
ков. Механизм их образования рассмотрен в главе II Однако изучен-
ность подозерных таликов очень слабая. Только в работах П. Ф. Шве-
цова (1938), И. А. Некрасова (1967), С. В. Томирдиаро (1968а, б) и
А. Я. Стремякова (1957) можно найти сведения о мощности подозер-
ных таликов в Анадырской низменности и на побережье Чукотского
полуострова.
Анализируя имеющиеся данные по подозерным таликам, в грубой
схеме можно выделить два их типа:
1) подозерные талики, сложенные только четвертичными рыхлыми
образованиями;
2) подозерные талики, сложенные рыхлыми четвертичными и слабо
трещиноватыми коренными породами.
Типичный талик первого типа подробно описан в 1964 г. И. Е. Гу-
реевым и А. В. Гуреевой. По данным этих исследователей, подозерный
талик по площади совпадает с акваторией оз. Хариусного, расположен-
ного в бассейне верховьев р. Колымы. Размеры талика 0,75X0,35 км,
мощность от 22 до 42 м. Нижняя граница талика совпадает с кровлей
коренных пород, представленных песчано-глинистыми сланцами верх-
нетриасового возраста (рис. 15). Водоносными являются песчано-гра-
вийно-галечниковые породы с щебенкой водноледникового генезиса
верхнечетвертичного возраста.
ВОДОНОСНЫЕ КОМПЛЕКСЫ ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИИ
103
Уровень, температура и химический состав воды подозерного та-
лика в течение года претерпевает относительно небольшие изменения.
В годовом цикле подозерного талика выделяются два периода: 1) с на-
чала вскрытия озера и полного очищения от льда до ледостава (июнь —
октябрь); 2) с начала установления ледяного покрова до его разруше-
ния (октябрь — май).
Рис 15 Мерзлотно-гидрогеологический разрез подозерного та-
лика (по материалам И. Е. Гуреева и А. В. Гуреевой)
/ — песчано-гравийио галечниковые отложения, 2 — песчано глн
нистые сланцы, 3 — верхняя граница мерзлой зоны 4 — сква
жины
В первый период происходят постоянные колебания уровня и тем-
пературы в зависимости от изменения уровней и температуры поверх-
ностных вод. Амплитуда колебания уровня в этот период достигает
15 см, а температура поверхностного слоя воды 19° С.
Рис 16 Графики колебания уровня, минерализации, содержания хлора и сульфатов вод под-
озерного талика оз. Хариусного (по материалам И. Е. Гуреева)
/ — уровень, 2— минерализация (в мг/л), содержаиня, 3 —хлор иона, 4 — сульфат-иона
/г/гру t/nhu Г/ iH/гцу
Во второй период уровень воды подозерного талика остается прак-
тически постоянным в течение длительного периода (рис. 16). Неболь-
шой спад уровня во второй половине этого периода, видимо, объясня-
ется динамикой оттаивания — промерзания ледяного покрова озера.
Температура поверхностного слоя воды в озере колеблется в октябре —
феврале в пределах 1,1—0,1° С, а в апреле — мае 0,6—0,8° С, что, ве-
роятно, связано с прогревом воды через лед.
Питание подозерного талика осуществляется за счет воды озера и
надмерзлотных вод сезонноталого слоя. В зависимости от изменения
условий питания изменяется и химический состав воды подозерного та-
лика. В летне-осенний период, когда влияние вод сезонноталого слоя
104
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
наибольшее, минерализация воды подозерного талика минимальная.
Начиная с середины декабря, когда режим воды подозерного талика
приобретает застойный характер, минерализация ее начинает возрас-
тать до 47 мг/л. Одновременно увеличивается и содержание хлор-иона
с 7,0 до 21 мг/л (см. рис. 16).
Водопроницаемость водоносных отложений подозерного талика за-
висит от состава и генезиса слагающих его пород. В среднем для чет-
вертичных отложений коэффициент фильтрации равен 50—70 м/сутки.
Талики второго типа отличаются от первого тем, что в составе их
выделяются два слоя с различными фильтрационными свойствами.
Верхний слой представлен рыхлыми отложениями четвертичного воз-
раста с коэффициентом фильтрации до 70 м/сутки, нижний — трещи-
новатыми коренными породами с коэффициентом фильтрации не бо-
лее 1—2 м/сутки. Вероятно, химический состав вод подозерных тали-
ков второго типа также изменяется по вертикали. Однако фактический
материал, подтверждающий это предположение, отсутствует. Вопрос об
использовании подозерных таликов для водоснабжения неизучен.
Воды таликов конусов выноса. Надмерзлотные воды
этого вида изучены очень слабо, несмотря на это широкое распростра-
нение их на рассматриваемой территории не вызывает сомнения. Во-
доносными отложениями являются грубообломочные делювиальные,
пролювиальные и ледниковые образования четвертичного возраста. Во-
доупором надмерзлотных вод служит поверхность многолетнемерзлых
пород, слабо водопроницаемый суглинисто-супесчаный материал, от-
лагающийся в основании фронтальной части конусов выноса. Мощность
обводненных таликов в летнее время достигает 30—40 м. Максималь-
ные мощности характерны для центральных частей конусов выноса.
Глубина залегания воды в летнее время при полном водонасыщении
отложений достигает 0,5—0,8 м от поверхности земли. В зимнее время
надмерзлотные воды могут получать питание за счет подрусловых вод
речных долин. Источники, питающиеся водами рассматриваемого типа,
летом имеют дебит до 50 л/сек\ зимой они часто иссякают.
Надмерзлотные воды конусов выноса были вскрыты скважинами
на Чукотском полуострове и описаны летом 1958 г. В. Н. Ставицким.
По данным этого исследователя, величина колебания уровня в скважи-
нах в летний период достигает 4 м и находится в полной зависимости
от количества выпадающих осадков. Водопроницаемость отложений,
слагающих талики конусов выноса, пологих склонов и плоскогории, как
правило, очень высокая. Коэффициент фильтрации их достигает 300—
500 м/сутки, а удельные дебиты колодцев 1,7—3,9 л/сек. Химический
состав описываемых вод изучен плохо. По данным В. Н. Ставицкого,
минерализация их не превышает 0,05—0,2 г/л, а вблизи морского побе-
режья доходит до 0,9 г/л. Воды гидрокарбонатно-хлоридные, кальциево-
натриевые.
Питание надмерзлотных вод таликов конусов выноса, пологих скло-
нов и плоскогорий осуществляется за счет надмерзлотных вод сезонно-
талого слоя, поверхностных вод и инфильтрации атмосферных осадков.
В критический водный период питание их не происходит.
Воды современных морских пляжей и кос. Воды
этого типа приурочены к узкой полосе, протягивающейся вдоль мор-
ского побережья. Водоносные отложения представлены песчано-галеч-
никовыми образованиями морских кос и пляжей. Водоупорным осно-
ванием на большей части морского побережья Северо-Востока СССР
служат многолетнемерзлые породы. В отдельных случаях морские от-
ложения содержат соленую воду с отрицательной температурой, и
«мерзлота» в обычном ее понимании здесь отсутствует. Мощность во-
ВОДОНОСНЫЕ КОМПЛЕКСЫ ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИИ
105
доносных отложений на морских косах достигает 10 м, а глубина про-
мерзания в зимний период 3—4 м.
В морских косах, отделяющих опресненные озера-лагуны от моря,
воды пресные, пригодные для питья. Глубина залегания их от поверх-
ности земли зависит от уровня воды в озерах-лагунах и достигает мак-
симума к середине — концу июля. На морских пляжах и косах, отде-
ляющих море от лагун с соленой водой, минерализация подземных вод
высокая и мало отличается от морской. Однако и здесь возможно об-
разование линз пресных вод за счет инфильтрации дождевых вод.*
Воды морских кос и пляжей сосредоточенных выходов не имеют.
На склонах кос, обращенных к морю, и на пляжах после отлива воз-
никает множество нисходящих источников с дебитом в сотые и тысяч-
ные доли литра в секунду. Как показывают химические анализы, эти
источники питаются морскими водами, проникшими в песчаные отло-
жения во время прилива, смешанными с пресными инфильтрационными
водами. На склонах кос, обращенных в сторону суши, подземные воды
выходят на отметках, не превышающих 0,5 м выше уровня моря. Здесь
эти воды вызывают равномерное увлажнение песчано-галечниковых по-
род. Довольно часто у подножия морских кос образуются озера, иногда
соединенные протоками в одну цепочку.
Водообильность морских отложений высокая. Как показывают
опытные работы, удельные дебиты скважин достигают 4,7 л/сек. Мине-
рализация вод морских отложений очень пестрая (изменяется от 0,2
до 32 г/л) и зависит от условий питания и гипсометрического положе-
ния водоносного горизонта по отношению к уровню моря. Но во всех
случаях для вод характерен гидрокарбонатно-хлоридный натриево-
кальциево-магниевый состав. Наряду с повышением минерализации
в водах увеличивается содержание сульфатов магния.
Питание вод морских отложений осуществляется за счет морских
и поверхностных вод, а также за счет инфильтрации атмосферных осад-
ков и подтока надмерзлотных вод сезонно-талого слоя с окружающих
территорий.
Межмерзлотные воды. По классификации Н. И. Толстихина (1941)
к межмерзлотным водам относятся воды сквозных и реликтовых та-
ликов.
Межмерзлотные воды сквозных таликов. Эти воды залегают как
в четвертичных отложениях, так и в трещиноватых коренных породах
различного состава и возраста и были встречены во многих пунктах
Северо-Востока СССР. Наиболее благоприятны для образования сквоз-
ных таликов участки пересечения тектонических разломов с речными
долинами. Однако они могут образовываться и в основании конусов
выноса, и под днищем крупных озер и на других участках. По этим та-
ликам осуществляется питание подмерзлотных водоносных комплексов
или разгрузка подмерзлотных вод. В отдельных случаях межмерзлот-
ные воды сквозных таликов в критический водный период являются
восходящими, а в летний — нисходящими. Теория образования таких
вод разрабатывалась Н. А. Вельминой (1959, 1966), П. Ф. Швецовым
(1968) и другими исследователями.
Режим, температура и химический состав межмерзлотных вод
сквозных таликов целиком зависят от источника питания и здесь не
рассматриваются.
Межмерзлотные воды реликтовых таликов. Среди межмерзлотных
вод этого типа отмечены воды реликтовых подозерных таликов, релик-
* Глубина распространения пресных или опресненных вод может достигать 20 м
ниже уровня моря. — Прим. ред.
106
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
товых таликов речных долин, конусов выноса и т п , а также воды ре-
ликтов водоносных горизонтов, не промерзших в период становления
мерзлой зоны
Водоносные реликтовые подозерные талики на описываемой тер-
ритории не встречены, однако это свидетельствует не об их отсутствии,
а о слабой еще изученности Северо-Востока СССР. Миграция термо-
карстовых тундровых озер установлена С П Качуриным (1961) и
С. В Томирдиаро (19686) При промерзании дна озера могут образо-
ваться межмерзлотные реликтовые талики
Рис. 17 Мерзлотио-гидрогеологический разрез вкрест долины верховьев р Буркаидя
(по материалам С А Кузменко)
1 — песчано гравийно гачечниковые отложения 2 — песчано глинистые сланцы 3 — граница
мерзлой зоны 4 — высота подъема подземных вод 5— уровень подземных вот 6 — дата
наблюдения 7 — скважины
Водоносные реликтовые талики речных долин, конусов выноса
и т. п. в основном распространены в горных районах Северо-Востока
СССР. Воды этих таликов были встречены в долинах рек Атки, Омсук-
чана, Берелеха, Бурканди и др. Водовмещающими породами межмерз-
лотных вод являются аллювиальные и пролювиальные отложения, в от-
дельных случаях и трещиноватые коренные породы Глубина залегания
межмерзлотных вод часто равна 8—10 м, хотя в отдельных случаях
достигает 30 м. Мощность талых отложений изменяется от нескольких
метров до 25 м
По режиму межмерзлотные воды описываемого вида можно разде-
лить на воды замкнутых реликтовых таликов — линз (внутримерзлот-
ные, по Н Н. Романовскому) и воды реликтовых таликов, связанные
с надмерзлотными. Воды замкнутых линз характеризуются застойным
режимом. Воды межмерзлотных таликов, связанные с надмерзлотными,
обеспечиваются питанием за счет последних, а также речных вод. Со-
ответственно режим таких надмерзлотных вод, их состав и темпера-
тура находятся в прямой зависимости от надмерзлотных и поверхност-
ных вод. Летом эти межмерзлотные воды часто напорные, зимой их
уровень падает и в отдельных случаях они иссякают (рис. 17).
ВОДОНОСНЫЕ КОМПЛЕКСЫ ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ОТЛОЖЕНИИ
107
Межмерзлотные водоносные горизонты, не промерзшие в силу вы-
сокой минерализации содержащихся в них вод, встречены вблизи по-
бережья северных морей на участках современных опусканий (берег
Залива Креста, Анадырского лимана) Водоносными отложениями яв-
ляются иловатые песчано-галечниковые породы четвертичного возраста
морского генезиса, подстилающим водоупором — глины или коренные
монолитные породы. Глубина залегания таких межмерзлотных вод со-
ставляет 8 м Воды напорные Высота подъема воды достигает 10 м,
однако, никогда не превышает отметки уровня моря Водообильность
описываемых межмерзлотных таликов не изучалась, заиленность во-
доносных пород указывает на низкие фильтрационные свойства Мине-
рализация межмерзлотных вод морских побережий выше минерализа-
ции морских вод (табл 15) В них обнаружен бром до 76,0 мг/л и иод
Таблица '5
Химический состав межмерзлотных вод рыхлых морских отложений
(по материалам И А Зуева, В И Филякинои, А П Декина)
Наименование и местоположение водопункта	Дата опробования	-	мг(л Химический состав, 			 %‘ЭК8						рн	Минерализа ция, г/л
		Na +К	Mg	Са	С1'	SO,’	НСО3'		
Скважина у пос Конергино (побе- режье Анадыр- ского залива Берингова моря) Скважина на правобережье р Казачки, в 3 км выше ее устья (Анадырский залив) Анадырский лиман Скважина на тевобережной пойменной терра- се р Кухтуй, в 1,5 км от берега Охотского моря	26/VI 1966 г VII 1964 г IV 1957 г 24 V 1957 г	26 942,3	3630,1	1008,5	47 882,9	7909,0	341,7	6,7	87,7 56,5 27,0 34,8
		78 14 164,1	20 1 893,3	2 4576,3	89 34 855,1	И 870,8	0,5 104,9		
		61 8 300,0	16 99 7	23 1582,0	98,0 13 664,0	1,8 1762,0	0,2 1586,5		
		81 10 260,9	1 1 659,1	18 568,1	86 19 914,1	8 2156,9	6 256,2	6,9	
		73	22	5	92	7	1		
до 1,6 мг]л Температура описываемых межмерзлотных вод отрицатель-
ная (от —6 до —1,5° С). Режим этих вод не изучался
Для водоносного комплекса четвертичных отложений характерны
следующие черты.
1)	повсеместное распространение на территории Северо-Востока
СССР. Как правило низкая (до 200 мг/л) минерализация вод при гид-
рокарбонатном натриевом, реже кальциевом составе,
2)	высокие фильтрационные свойства четвертичных отложений (ко-
эффициент фильтрации измеряется десятками и сотнями метров в
сутки);
3)	наличие «критического водного периода», обусловливающего
резкие изменения в режиме подземных вод;
108
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
4)	наличие двух типов вод по отношению к мерзлой зоне — надмер-
злотных и межмерзлотных, среди которых в свою очередь выделяются
различные подтипы по приуроченности вод к различным таликам.
В дальнейшем при описании водоносных комплексов основное вни-
мание уделено подмерзлотным водам, так как воды трещиноватой зоны
выветривания распространены и формируются в тех же условиях, что
и воды четвертичных отложений и практически ничем от них не отли-
чаются. Только при характеристике водоносных комплексов в районе
с островной многолетнемерзлой зоной, где трещинные воды зоны вывет-
ривания тесно взаимосвязаны с водами глубоких горизонтов, дается их
отдельное описание.
ВОДОНОСНЫЕ КОМПЛЕКСЫ ВЕРХОЯНО-ЧУКОТСКОЙ*
СЛОЖНОЙ ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКОЙ СКЛАДЧАТОЙ ОБЛАСТИ
И ОХОТСКО-ЧУКОТСКОЙ ОБЛАСТИ
ВУЛКАНОГЕННЫХ СУПЕРБАССЕЙНОВ
Выделенные регионы протягиваются более чем на 2500 км с юго-
запада (от берегов Охотского моря) на северо-восток (до Чукотского
моря). На северо-западе они выходят за пределы территории, освещае-
мой в данном томе. На юго-востоке Охотско-Чукотская область вулка-
ногенных супер бассейнов граничит с Корякской гидрогеологической
складчатой областью.
Природные факторы, определяющие характер распространения и
условия формирования подземных вод отличаются большим разнообра-
зием. Как отмечено выше (см. гл. И), мерзлая зона имеет здесь ост-
ровной характер вблизи берега Охотского моря и географически не-
прерывна в глубинных районах и на побережье морей Северного Ледо-
витого океана. Геологическое и орографическое строение описываемой
территории также отличается большой сложностью и разнообразием.
Все это обусловило формирование здесь различных гидрогеологических
структур: гидрогеологических массивов, адартезианских и артезианских
бассейнов, вулканогенных супербассейнов.
Водоносные комплексы гидрогеологических массивов
В строении гидрогеологических массивов принимают участие водо-
носные комплексы эффузивных пород юрского и девонского возраста.
Водоносный комплекс эффузивных пород юрского возраста рас-
пространен в гидрогеологическом массиве на п-ове Кони и в Тайгонос-
ском, Колымском и Омолонском гидрогеологических массивах. В строе-
нии его принимают участие вулканогенные и вулканогенно-осадочные
породы общей мощностью около 1000 м.
В гидрогеологическом отношении этот комплекс изучен очень сла-
бо. Имеются сведения о наличии наледей в верховьях левых притоков
среднего течения р. Колымы. Так, Ю. Г. Толпегин в 1969 г. сообщил
о громадной наледи, образующейся ежегодно в среднем течении р. По-
повка, в 10 км ниже устья ее притока — р. Белая Ночь. Длина наледи
5—6 км, ширина 2—3 км, мощность льда в июне составляла 2—3 м.
Наледь образуется ниже места пересечения разлома субширотного про-
стирания с речной долиной. Имеются также скудные данные о наледях
в бассейне р. Омолон.
* В XX томе монографии «Гидрогеология СССР» (Якутская АССР) западная часть
Верхояно-Чукотской сложной гидрогеологической складчатой области названа Вер-
хояно-Колымской.
ВОДОНОСН. КОМПЛЕКСЫ ВЕРХОЯНО-ЧУКОТ. И ОХОТСКО-ЧУКОТ. ОБЛАСТЕЙ 109
Наиболее детально по сравнению с другими районами изучены под-
земные воды описываемого комплекса в гидрогеологических массивах
на п-овах Кони и Тайгонос. На п-ове Кони Г. А. Барбашинов в 1962 г.
описал несколько десятков источников, приуроченных к трещиноватым
зонам, в толще юрских вулканогенных образований. Источники распо-
ложены на абсолютных отметках до 700 м, дебит их в конце августа
определен в 0,3 и 1,5 л/сек, температура воды 1—2° С. Режим источни-
ков не изучен. Отмечается только, что в периоды дождей дебит их воз-
растает в 2—3 раза.
В качестве примера можно привести описание источника 189. Он
расположен в подошве небольшой сопки в 10 м выше уреза воды
в ручье. Абсолютная отметка 140 м. Наблюдается восемь грифонов
с суммарным дебитом 1,0 л/сек. Источник действует круглогодично,
причем дебит его (по словам местных жителей) постоянный. Вода
пресная, температура 1,5° С.
Источники аналогичного характера выявлены в Тайгоносском гид-
рогеологическом массиве. На западном побережье южной части
п-ова Тайгонос указанные исследователи обнаружили и описали ред-
кий по составу воды источник (147). Он приурочен к нижней части
склона морского берета, где расположено несколько грнфонон по ли-
нии длиной около 6 м. Суммарный дебит составлял 1,0—1,5 л/сек, тем-
пература воды на 10/VIII 1961 г. 2° С, при температуре воздуха 14° С.
Вода имеет кисло-вяжущий вкус, минерализацию 6,2 г/л, хлоридно-
сульфатный, магниево-натриево-алюминиевый состав (табл. 16). В воде
обнаружено А1 — 237 мкг/л, Си — 1700 мкг/л, Zn— 2000 мкг/л. Породы
вблизи выхода интенсивно ожелезнены.
В большинстве же источников, приуроченных к верхнеюрским вул-
каногенным породам, вода мало минерализована, как правило, ее су-
хой остаток не превышает 100 мг/л, состав хлоридно-гидрокарбонатный,
кальциево- или магниево-натриевый (см. табл. 16).
Питание подземных вод происходит, видимо, в зонах дробления по-
род, в местах пересечения тектонических разломов с долинами поверх-
ностных водотоков в их верховьях. Разгрузка подземных вод происхо-
дит в средней и нижней частях речных долин в таких же условиях или
в море. Возможно, что часть запасов подмерзлотных вод пополняется
и за счет инфильтрации из водораздельных непромерзающих до дна
озер через подозерные талики.
Водоносный комплекс эффузивных пород девонского возраста вы-
деляется в Омолонском гидрогеологическом массиве и представлен ла-
вами и туфами кислого и основного состава, иногда содержащими пач-
ки песчаников и конгломератов. Мощность водоносного комплекса из-
меняется от 700 до 2400 м.
Площади распространения данного водоносного комплекса отно-
сятся к району сплошной мерзлой зоны, где мощность мерзлых пород
под возвышенностями достигает 450 л, а в депрессиях рельефа — до
200 м.
В гидрогеологическом отношении изученность комплекса очень
слабая. Судя по геологическим описаниям, с поверхности эффузивные
породы сильно трещиноваты. Можно предполагать, что и под мерзлой
зоной они также трещиноваты и обводнены. Косвенным доказательст-
вом их обводненности служат наледи, выявленные в поле развития де-
вонских эффузивов. По сообщениям А. А. Николаева и М. И. Терехова,
наледи образуются в местах пересечения речных долин новейшими раз-
ломами. Площадь отдельных наледей в конце летнего периода дости-
гает 3 км2 при мощности льда 2—3 м. Замечено также, что наиболее
интенсивно процессы наледеобразования происходят в верховьях р. Омо-
110
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИИ
Таблица 16
Химический состав вод водоносного комплекса вулканогенных образований
верхнеюрского возраста
(по материалам Г А Барбашинова, В К Дорофеева, Л И Тихомирова,
Ю Н Звонцова)
Наименование, номер по карте и местоположение водопункта	Дата опробования	v	ч.	лг/1 Химический состав, 	 % -экв						pH	Минерализа- ция, г]л
		Na +К-	Mg-	Са	CI'	SO/	НСО3'		
Ист 180, на п-ове Кони (Охотское побережье), в нижней части склона долины руч. Безымян- ного Ист. 192, на п-ове Кони, в средней части скло- на возвышенности Ист 149 на п-ове Тай- гонос (Охотское побе- режье), в 3 юм севе- ро-западнее горы Ней- нехун Ист 146. на п-ове Тай- гонос, в 4 км к юго- востоку от высоты с абс отм 668 м Ист. 193, на п-ове Кони, в 2,8 км к юго-восто- ку от высоты с абс отм 774 м Ист. 147*, на западном побережье	южного окончания п-ова Тай- гонос	18/VII 1962 г. 7/IX 1962 г 4/VIII 1961 г 18/VIII 1961 г. 21/VII 1962 г. VIII 1961 г	15,34	0,61	3,0	10,65	8,0	24,4	6,5 6,7 6,0 6,2 6,6 2,8	0,06 0,06 0,08 0,9 0,06 6,2
		77 10,35	6 0,61	17 6,0	35 10,65	19 8,0	46 30,5		
		56 17,52	6 1,22	38 6,0	38 21,3		63 24,44		
		66 20,7	9 3,66	25 6,0	51 7,1	15 8,0	34 48,8		
		75 1,9		25 10,0	17 7,1	14 4,0	67 36,6		
		9 600,0	34 192,1	57 461,0	23,8 1104,0	9 3133,0	68		
		24	16	32	32	67	1		
* В воде источника 147 содержание алюминия достигает 28 % экв.
лон, где наиболее отчетливо видны следы неотектонических подвижек.
Относительная наледность для этого района равна 0,51%, а наледный
сток 10,2 мм (см. табл. 10)
Водоносные зоны трещиноватости интрузивных пород Интрузивные
породы от архейского до кайнозойского возраста пользуются очень ши-
роким распространением. Они образуют многочисленные интрузивные
и субвулканические тела (массивы), сложенные преимущественно кис-
лыми разностями пород (граниты, гранодиориты и др.) и редко основ-
ными и ультраосновными породами. Площади отдельных интрузивных
тел и массивов в современном эрозионном срезе колеблются в преде-
лах от 1 до 200 км2 и реже до 1000 км2 и более.
Водоносность интрузивных тел и массивов обусловлена развитием
в них региональной и локальной трещиноватости, в связи с чем она за-
висит от мерзлотных условий — характера распространения и мощности
мерзлой зоны. В первом и частично во втором температурных районах
при мощности многолетнемерзлых пород до 100 м и островном и преры-
вистом распространении мерзлой зоны подземные воды могут форми-
ВО ДОНОСИ. КОМПЛЕКСЫ ВЕРХОЯНО-ЧУКОТ И ОХОТСКО-ЧУКОТ. ОБЛАСТЕЙ 111
роваться как в трещиноватой зоне выветривания, так и в тектонических
трещинах. Такие условия сохраняются в полосе, простирающейся вдоль
побережья Охотского моря на 200—250 км в глубь территории, вплоть
до Пенжинской губы. Севернее в связи с региональным увеличением
мощности мерзлой зоны и снижением ее прерывистости подземные воды
верхней трещиноватой зоны выветривания полностью проморожены.
В свою очередь в первом и втором температурных районах обвод-
ненность зоны выветривания гранитов зависит во многом от характера
покрывающих интрузивные массивы четвертичных отложений и соот-
3	в
Рис. 18 Гидрогеологический разрез долины верховьев р Каменушки (по материалам П Г Сури-
кова, В. Н. Давиденко)
/—•дресва, щебень с песчаным заполнителем, 2 — гранодиориты, 3 — трещины выветривания,
4— скважины, 5 — глубина вскрытия (знаменатель) и величина установившегося уровня (числи-
тель) подземных вод в скважинах (в м), б— уровень подземных вод, 7— граница сезонного про-
мерзания горных пород
ветственно от условий кольматации этой верхней трещиноватой зоны.
На водоразделах, в прибрежно-морских интенсивно расчлененных уча-
стках, вблизи русла горных рек и в подножии крутосклонных речных
долин покровные отложения либо отсутствуют, либо представлены хо-
рошо фильтрующим песчано-дресвяным материалом, не препятствую-
щим обводнению трещин зоны выветривания.
В зависимости от времени года и положения скважин в рельефе
глубина вскрытия подземных вод составляет от 1—3 до 20 м. Воды не-
напорные. Только зимой у подножия склонов воды приобретают напор
в 1—2 м (табл. 17). В качестве примера можно привести результаты
бурения разведочынх гидрогеологических скважин в районе Магадана
зимой 1965 г. По данным П. Г Сурикова, скважины пройдены в 5 км
выше устья руч. Каменушка, на склонах ее долины. Глубина их от
15 до 40 м. Все эти скважины вскрыли воды на глубине от 2,2 м
(в 50 м от русла речки, абс. отм. 130 м) до 23 м (в 300 м от русла,
абс. отм 160 м). Напор воды в скважине, расположенной возле русла,
равен 1,4 м. В удаленных от русла скважинах уровень подземных вод
свободный (рис. 18). Водоносность пород зоны выветривания различна.
Удельные дебиты скважин даже в пределах одного участка изменяются
от 0,04 до 0,9 л/сек, что объясняется различным характером заполне-
ния трещин выветривания. Летом производительность скважин возра-
112
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Таблица 17
Некоторые данные о водоносности интрузивных пород
в Верхояио-Чукотскон гидрогеологической области
(по материалам В. Я. Зинченко, В. А. Чеховского, Ю. Я. Петровича,
А. Д. Харюткина и др.)
Наименование, номер по карте и местоположение водопункта	Абс. отм.	Глубина вскрытия подземных вод, м.	Абс. отм. статиче- ского уровня, м.	Дебит, л1сек	Дата опробования
	Глуби- на сква- жины, м			Удельный дебит, л/сек	
		Вскрытая мощность водовмещаю- щих пород, м			
Район островной		и прерывистой мерзлой зоны			
Скважина в пос. Дукча, на правобережном склоне долины р. Дукча	31,7	28,3	15,1	2,4	31/V 1956 г.
	59,7	31,4		1,0	
Скв. 187 в нижнем течении р. Магаданка, в 0,8 км выше устья р. Каменушка	74,03	22,1	51,6	—	4/11 1966 г.
Скважина в долине руч. Бе- зымянного (левого прито- ка р. Магаданка)	60,0 40,5	13,0 6,0	58,7	6,1 1,4	19/XII 1966 г.
Скв. 185 у рыбозавода „Нюк- ля“ Ольского района, на пологой морской террасе	н. с. 35,0	3,5 26,5	—	1,6 0,35	10/VII 1968 г.
Скважина на 9-м километре автодороги Магадан-Су суман, склон долины руч* Балахапчан	н. с. 60,0	18,0 42	—	4,0 1,03	16/VIII 1967 г.
Район сплошной мерзлой зоны					
Скв. 57, к северо-востоку от пос. Нунлигран (север- ный пологий склон горы Кэйутун), в 3 км от по- бережья Анадырского за- лива Берингова моря	60,0	121,65	—6	н с.	26/VI 1957 г.
	140,2	18,55		0,001	
Скв. 55, юго-западнее от пос. Нунлигран, на бере- гу озера, в 0,4 км северо- восточнее	побережья Анадырского залива Бе- рингова моря	2,5	55,0	—7,5	0,01	22/VI 1957 г.
	57,0	2,0		0,0003	
Скв. 69, в 10 км северо- восточнее пос. Урелики, на перевале “Дальний*	198,6 177,0	106,0 71	125,8	0,10 0,006	27/III 1953 г.
Скв. 72, в 5 км северо- восточнее пос. Урелнкн (у правого борта ледни- ковой долины) н в 1,2 км от устья р. Гнилая	2,6 60,07	46,65 13,42	1,1	0,3 0,009	26/XI 1953 г.
Скв. 73, в 4 км северо- восточнее пос. Урелики и в 50 км от бухты Эммы (Берингово море)	6,74 62,5	29,15 33,35	0,03	—	30/IX 1951 г.
ВОДОНОСН КОМПЛЕКСЫ ВЕРХОВНО ЧУ КОТ И ОХОТСКО ЧУ кот ОБЛАСТЕЙ 113
Продолж табл 17
Наименование, номер по карте и местоположение водопункта	Абс. отм	Глубина вскрытия подземных вод, м	Абс отм статиче- ского уровня, м	Дебит, л/сек	Дата опробования
	Глуби- на сква- жины, м				
		Вскрытая мощность водовмешаю щих пород, м		Удельный дебит, л!сек	
Скв 74, в пос Урелики, правобережье руч Фак- торного Скв 75, на северо-восточ- ной окраине пос Урели- ки) на потогоступенчатом склоне бухты Эммы) Скважина наклонная (III го- ризонт шахты 1, Валь- кумейское месторожде- ние), в 15 км южнее пос Певек Скважина из подземной вы- работки (горнзонт+10 м, Валькумейское месторож- дение), побережье Чаун- скои губы Восточно-Си- бирского моря Скв 10 из подземной выра- ботки (горизонт—50,0 л/), Вааькумейское месторож- дение, квершлаг запад- ный, гезенк 1) Скв из подземной выработ- ки (там же, гезеик II)	35,86	76,30 8,2 100	23,26 23,3 4,5 — 16,7 —92,7 Самоизлив (-48,3)	0,8 0,3	26/IX 1952 г 29/IX 1953 г. 1955 19'X 1965 г 19'Х 1965 г X 1964 г
	84,5 28				
	190 4,5	90,0 170,0		0,01 0,27	
	189,0 13,8	19,0 38,9 (от горизонта -рЮ л/) 6,1 55,2 (от горизонта +50 м) 5,0 , 25,6		0,005 0,00062	
	70,0 —50,0			0,00001 0 0006	
	70,0 —48,3			0,00002 0,51	
	150,0	6,4 П 5б-0 14,0 пЛ 2,0		0,016	
стает (удельный дебит до 7 л/сек), что связано с притоками воды из
покровных пород
На пологих склонах речных долин и выполненных равнинных уча-
стках по окраинам межгорных впадин интрузивные породы обычно пе-
рекрыты тонкодисперсными песчано-глинистыми отложениями, делю-
виального, реже водноледникового, озерного и другого происхождения,
кольматирующими трещины выветривания Соответственно зона вывет-
ривания таких массивов, хотя и не проморожена на всю свою мощ-
ность, оказывается слабо водоносной, а воды — напорными Например,
скважина (184), заложенная на окраине Балахапчинской впадины, от
поверхности и до глубины 20 м вскрыла грубообломочный материал
гранодиоритового состава с суглинистым заполнителем, а ниже до глу-
бины 45 м — трещиноватые гранодиориты, в которых трещины были за-
полнены теми же суглинками Глубже трещины оказались открытыми,
а на глубине около 70 м трещины выклиниваются и порода становится
монолитной. Водоносный горизонт был вскрыт на глубине 45 м Высота
114
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
подъема воды составила более 40 м, приток воды в скважину 2,3 л/секу
удельный дебит 0,12 л!сек.
Другие скважины, пройденные в аналогичных условиях также
в нижнем слое убывающей трещиноватости, вскрыли воды, обладающие
напором до 8—10 м. Удельные дебаты этих скважин не превышали
1 л!сек. Вода во всех случаях пресная, температура ее не превы-
шает 2° С.
Подобное строение гидрогеологического разреза верхней части
комплекса интрузивных пород бывает осложнено локальными зонами
дробленых пород. Эти зоны характеризуются несколько большей водо-
обильностью, но режим трещинно-жильных вод существенно не отли-
чается от режима трещинных вод зоны выветривания.
Источники, питаемые водами интрузивного комплекса, в преде-
лах рассматриваемой части территории многочисленны. Обычно они
нисходящие, расположены у подножия склонов речных долин. По дан-
ным И. А. Зуева, Г. К. Бакуниной, Ю. Н. Карпова и других, дебит ис-
точников колеблется от десятых долей литра в секунду до 2—6 л!сек и
более. Отдельные ручьи, дренирующие только интрузивные массивы,
имеют расход в марте—апреле 20—30 л)сек (район г. Охотска). Ино-
гда в начале зимы эти источники питают склоновые наледи. Последние
очень часто возникают на склоне выше искусственных сооружений (ав-
тодороги и т. п.). Особенно многочисленные наледи такого типа наблю-
дались зимой 1968—1969 гг. вдоль дороги Магадан —пос. Инвалидный,
проложенной в нижней части правобережного склона р. Магаданки.
Химический состав вод интрузивного комплекса в этой части тер-
ритории преимущественно хлоридно-гидрокарбонатный натриево-каль-
циевый или кальциево-натриевый, наиболее часто встречаются воды
с минерализацией около 0,1 г/л (табл. 18).
Анализ химического состава интрузивного комплекса в районах
островной и прерывистой мерзлой зоны показывает, что скважины,
пройденные вблизи берега моря, не вскрыли минерализованных вод
в трещиноватых гранодиоритах даже на отметках ниже уровня моря.
Например, скважина (185), расположенная на невысокой (до 3 м} мор-
ской террасе всего в 120 м от уровня моря, вскрыла на глубине 3,5 м
подземные воды хлоридно-гидрокарбонатного натриевого состава, имею-
щие сухой остаток 290 мг/л (см. табл. 18). В процессе откачки, длив-
шейся двое суток, засоления воды не произошло.
Таким образом, при благоприятных условиях питания подземных
вод даже при сравнительно небольших (порядка 100 м) превышениях
областей питания над областями разгрузки в трещиноватых гранитных
интрузиях в непосредственной близости от моря формируются пресные
воды.
В третьем, четвертом и частично во втором температурных районах
при мощности мерзлой зоны 100—200 м под днищами речных долин и
до глубины 500 м под водоразделами трещиноватая зона выветривания
интрузивных пород проморожена и эти породы водоносны лишь по тек-
тоническим разломам, проходящим ниже мерзлой зоны. Подземные
воды в интрузивных массивах этих районов вскрыты в отдельных пунк-
тах бассейнов рек Колымы и на Чукотке. Наблюдения за притоком
подмерзлотной воды в горные выработки оловорудного месторождения,
расположенного в бассейне р. Сугой (правый приток р. Колымы), по-
казали очень слабую водоносность диоритов, обусловленную системой
волосных трещин отдельностей. Там же одной скважиной были вскрыты
слабоводоносные интрузивные породы на глубине 165 м. Удельный де-
бит этой скважины, по данным Г. Д. Гинсбурга, составил всего
0,003 л/сек, коэффициент фильтрации пород около 0,05 м/сутки.
ВОДОНОСН. КОМПЛЕКСЫ ВЕРХОЯНО-ЧУКОТ. И ОХОТCKO-ЧУ КОТ. ОБЛАСТЕЙ 115
Таблица 18
Химический состав вод водоносного комплекса интрузивных пород
(по материалам С. А. Нестерова, В. А. Чеховского, А. Я. Стремякова,
В. Я Зинченко, И. А. Зуева, А Д. Харюткина)
Наименование, номер по карте и местоположение водопункта	Дата опробования	•V	ч	мг л Химический состав, 			 % -же						pH	Минерализа- ция, г/л
		Na +К-	Mg-	Са •	СГ	SO,"	несу		
Район островной и
прерывистой мерзлой зоны
Скважина на право- бережном склоне	31/V 1966 г.	16,79	1,22	9,22-	8,16	10,0	53,7	6,9	0,10
		56	8	35	17	16	67		
долины р. Дукчи Скважина на правом	6/V 1967 г.	14,25	33,2	40,28	60,99	25	68,34	6,5	0,24
		18 8,05	222	60 14,57	51 1,25	16 6,57	33 63,4		
склоне долины руч Балахапчан(правый приток р. Дукчи) Источник на правом									0,095
			1,57						
	15/Х 1956 г.								
		29	11	60	2	12	86		
склоне долины руч. Второго Кирпично-									
									
го в его среднем течении (бассейн									
р. Кухтуй, в нижнем течении) Источник на левом	4/Х 1957 г.	14,24	9,47		13,86	11,33	46,89	6,6	0,096
		44	56		28	17	55		
склоне долины р.									
Кухтуй, исток руч. Ижевского									
Скв. 187, в нижнем	4/II 1966 г.	11,9	2,0	4,2	6,4	7,6	33,8	6,7	0,07
		58	19	23	20	18	62		
течении р. Мага- данки, в 0,8 км вы-									
									
ше устья р. Каме-									
нушки Источник в долине р. Лайковой (верх-	7/11 1961 г.	11,5	1,2	4,0	14,2		24,4	5,0	0,06
		63	12	25	50		50		
нее течение) Скважина в долине руч. Безымянного	19/XII 1966'г.	4,37	10,58	21,24	29,43	9,0	67,12	7,0	0,14
		9	41	50	39	9	52		
(левый	приток р. Магаданки), тер-									
ритория молокоза-									
вода Скв. 185, пологая мор-	10/VII 1968 г.	92,9	3,1	8,5	134,9	20	29,8	6,8	0,29
		86	5	9	81	9	10		
ская терраса, тер- ритория рыбозавода									
									
(пос. Нюкля)									
Район спло! Скв. 100, в пойме 18/VII 1947 г. р. Верина, в 1 км выше устья руч. Туоннах	ИНОЙ 4,0	мерз 6,28	ЛОЙ 6,2	ЗОНЫ 1,5	21,0	31,8	6,8 0,08
	19	56	34	4	44	52	
116
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Продолж. табл. 18
Наименование, номер по карте и местоположение водопункта	Дата опробования	„	.	Мг1Л Химический состав, 	 %-экв						рн	Минерализа- ция, г/л
		Na- + K-	Mg-	Са-	сг	SO,'	НСО3'		
Источник в долине р. Верина, налед- ный участок Скв. 6, в 10 км севе- ро-восточнее пос. Урелики, на пере- вале	.Дальний" (район бухты Про- ведения) То же Скв. 55, у пос. Нун- лигран, в 0,4 км от берега Анадырско- го залива Беринго- ва моря Скв. 57, на северном пологом склоне го- ры Кэйутуя, в райо- не пос. Нунлигран, в 3 км от берега Анадырского зали- ва Берингова моря Скв. 10, на Певек- ском полуострове, в 0,2—0,3 км от бе- рега Чаунской губы Восточно-Сибирско- го моря (Вальку- мейское месторож- дение, гезенк 1) Скв. 11, из подземной выработки (Вальку- мейское месторож- дение, шахта, ге- зенк 2)	4|VII 1955 г. 27/111 1953 г. 14/Х 1953 г. 22/VI 1957 г. 26/V1 1957 г. 1965 г. V 1964 г.	10,5	2,6	7,0	10,8	10,5	30,5	5,5 7,4 8 5,7 8 6,4 6,4	0,07 0,25 * 0,12 57,4 50,9 38,02 0,72
		45 14,0	21 1,69	34 57,1	30 58,0	21 25,0	49 120,0		
		17 16,1	4 4,0	79 16,0	45 30,0		55 28,0		
		38 16 531,3	18 1702,0	44 2744,0	47 35 100	28 250	25 49,0		
		72 1 445,8	14 1820,0	14 2518,0	99,2 3190	0,7 100,0	0,1 91,0		
		70 1 315,6	16 3124,1	14 8070,4	99,5 25 206,0	0,3 232,0	0,2 68,3		
		8 106,3	36 11,7	56 136,0	99 392,6	0,8 30,0	0,2 41,5		
		37	8	55	90	5	5		
На Чукотском полуострове В. А. Чеховский и Ю. Я- Петрович опи-
сали скважину (69), расположенную в долине руч. Дальнего на от-
метке 200 м, в 10 км северо-восточнее бухты Провидения. Скважина
пройдена до глубины 177 м в гранодиоритах. Мощность мерзлой зоны
50 м, глубина появления воды 106 м, высота подъема около 30 м. Удель-
ный дебит составляет 0,005—0,006 л/сек. Уровень воды в течение года
испытывает постоянные колебания, амплитуда которых превышает 9 м
(рис. 19). Наиболее высокие уровни приходятся на август — октябрь.
Температура подземных вод изменялась от 0,5 до 1° С, а минерализа-
ция от 123 до 135 мг)л.
По данным тех же исследователей подмерзлотные напорные прес-
ные воды в гранитоидном массиве вскрыты буровыми скважинами так-
ВО ДОНОСИ КОМПЛЕКСЫ ВЕРХОЯНО ЧУ КОТ И ОХОТСКО ЧУ КОТ ОБЛАСТЕЙ 117
же вблизи берега бухты Провидения (в районе пос. Урелики). Буровые
скважины здесь расположены на абсолютных отметках от 2,6 до 36 м,
на расстоянии до 3,2 км от южного берега бухты (см табл 17) Боль-
шинством пройденных здесь скважин подмерзлотные воды вскрыты
в тектонических трещинах на глубинах от 2 до 20 м ниже мерзлой зоны.
Удельный дебит этих скважин более 0,01 л!сек, т. е в 10 раз и более
превышает удельный дебит скважин, не вскрывших подмерзлотные зоны
тектонических нарушений.
Даты замера уровней /73581)
Рис. 19 График колебания уровня подмерзлотных вод в скв 69 (по мате-
риалам В. А. Чеховского и И Ю. Петровича)
В районе пос. Нунлигран, расположенного на берегу Анадырского
залива, скважины (55—57) глубиной 57—140 м, вскрывшие подмерз-
лотные воды в гранодиоритах, удалены от берега моря на расстояние
от 0,4 до 3 км (рис. 20). В этом же направлении увеличивается мощ-
С
Скв 57
ЕЕ ЕЕ СЕЭ ЕЕ ЕЕЗ5 EZ3 ЕЕЗ7 ЕЕ5 FE
Рис 20 Схематический мерзлотно-гидрогеологический разрез участка северного побережья
Анадырского залива (по материалам А. Я. Стремякова)
1 — песчано гравийно галечниковые отложения. 2 — гранодиориты, минерализация подземных
вод 3— до 1 е/л 4 —до 56 г/л, границы 5 — распространения вод с различной минерализацией,
6 - мерзлой зоны 7 — скважниа и ее номер по карте 8 — глубина вскрытия н высота подъема
подземных вод, 9 — уровень подземных вод
ность мерзлой зоны от 55 до 122 м По данным А. Я- Стремякова, все
скважины непосредственно под мерзлой зоной вскрыли напорные под-
мерзлотные воды. Водоносность гранодиоритов очень слабая, удельные
дебиты скважин находятся в пределах 0,001—0,003 л/£ек. Во всех сква-
жинах подмерзлотные воды сильно минерализованы (51—56 г/л) и
имеют отрицательную температуру (минус 0,4—2,5° С). Мощность ох-
лажденных рассолов (криопэгов) превышает 20 м
В районе горы Певек подмерзлотные воды были вскрыты скважи-
нами (11) и отдельными горными выработками (Харюткин, 1966). Мощ-
ность многолетнемерзлых пород колеблется от 140 до 240 м. Минималь-
ная их мощность установлена в 300—500 м от берега моря. При про-
ходке горных выработок выявлено, что все трещины в пределах мерз-
118
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
лой зоны, даже шириной до 3—5 см, заполнены льдом. Ниже нее наи-
более водоносными являются трещиноватые участки гранодиоритов,
включающие рудные тела. Межжильные интервалы пород слабо водо-
носны. Среди подмерзлотных вод имеются как соленые, так и пресные.
Область распространения пресных вод приурочена к центральной части
горы Певек (рис. 21). Из-за ограниченной площади распространения и
малой трещиноватости вмещающих пород запасы пресных вод нич-
тожны. Приток их в скважину иссякал в первые же часы откачек, и
пресная вода сменялась горько-соленой. Скважины, пройденные из го-
ризонтальных горных выработок на абсолютных отметках 10 и 50 м,
первоначально самоизливали пресную воду с дебитом 0,2—0,27 л/сек,
Рис. 21. Схематический мерзлотно-гидрогеологический разрез горы Певек
1 — гранодиориты, 2 — граница мерзлой зоны, 3 — уровень подмерзлотиых вод, минерали-
зация подземных вод* 4 — до 1 г/л, 5 —до 10 г/л, 6 — более 10 г/л; 7 — граница раздела
вод различной минерализации; 8 — направление движения подземных вод
температурой воды 0,3° С. Затем пресная вода сменилась горько-соле-
ной, дебит снизился. При углублении скважин и вскрытии новых ло-
кальных трещинных зон дебит минерализованных вод вновь возрастал
до 0,75 л/сек.
Значительно водообильнее интрузивные породы в зонах сквозных
таликов, как это показывают результаты бурения и испытания сква-
жины (100), пройденной в долине р. Вериной в 1947 г. По описанию
Р. Я. Антонова и С. А. Нестерова, здесь были вскрыты с поверхности
до глубины 7,0 м водоносные аллювиальные гравийно-галечниковые от-
ложения, ниже—аляскитовые граниты крупно- и среднезернистые, про-
низанные серией карбонатных прожилков, в которых в интервале 108—
150 м наблюдаются каверны выщелачивания. Уровень воды в скважине
установился на глубине 12,8 м от поверхности земли. Скважина дала
воду в количестве 10,4 л/сек при понижении уровня воды на 14,7 м от
статического (удельный дебит 0,7 л/сек). Измеренная температура
воды в скважине на глубине 150 м составила в августе 5,7° С.
Сквозной подозерный талик установлен бурением скважины (56)
глубиной 56 м и в рассмотренном выше районе пос. Нунлигран. В пре-
делах этого талика вскрыты также трещиноватые водоносные грано-
диориты. Воды в этом талике пресные. Вблизи подошвы мерзлой зоны
пресные воды замещаются высокоминерализованными.
Кроме изложенных выше фактических данных по водоносности ин-
трузивного комплекса, полученных в результате бурения скважин, из-
вестны также многочисленные наледи, пространственно приуроченные
к контактам интрузивных массивов с вмещающими их осадочными и
эффузивными толщами. По-видимому, в контактах интрузивов суще-
ствуют открытые системы трещин растяжения, благодаря которым ин-
ВОДОНОСН. КОМПЛЕКСЫ ВЕРХОЯНО-ЧУКОТ. И ОХОТСКО-ЧУКОТ. ОБЛАСТЕЙ 119
трузивные породы в краевых частях массивов могут обладать повышен-
ной обводненностью. Наледи, расположенные или тяготеющие к окраин-
ным частям интрузивных массивов, достигают иногда громадных раз-
меров.
Так, А. И. Тимошенко в 1959 г. установил наличие гигантской на-
леди в долине руч. Эбендук (левый приток р. Малый Анюй), приуро-
ченной к контакту интрузии габброидов с эффузивами. Объем воды
в ней в августе составил 11,2 млн. м3, а мощность льда в отдельных
останцах наледи достигала 6—7 м. В теле ее встречаются пропластки
гальки и песка, что указывает, очевидно, на многолетний период ее
формирования. Вблизи наледи в долине отмечена исключительно пыш-
ная растительность — тополь, осина, чозения, которые не встречаются
даже в прилегающей части долины р. Малый Анюй.
Гигантские наледи с объемом льда на конец летнего периода в 54
и 86,4 млн. м3 установлены в экзоконтактовых частях интрузий и в бас-
сейне р. Большой Анюй Г. К. Клещевым (в 1957 г.) и другими иссле-
дователями Северо-Востока СССР.
Химический состав и минерализация подмерзлотных вод в районах
повсеместного развития многолетнемерзлой зоны весьма разнообразны,
хотя преимущественно воды относятся к типу слабо минерализованных
(до 0,2 г/л), хлоридного натриевого состава. Особенно низкой мине-
рализацией (до 40 мг/л) характеризуются воды источников, питающих
наледи в экзоконтактах интрузивных массивов. Наиболее высокомине-
рализованные воды (до 50 г/л и более) встречаются в интрузивных
массивах, расположенных у берегов морей. Однако в зонах тектониче-
ских разломов и в этих условиях могут формироваться пресные под-
мерзлотные воды.
Водоносный комплекс карбонатных пород палеозойского возраста
включает толщи карбонатных пород кембрийского, ордовикского, силу-
рийского, девонского и нижнекаменноугольного возраста. Карбонатные
отложения нижнего и среднего палеозоя залегают на более древних по-
родах с перерывом и угловым несогласием. Наиболее широко описы-
ваемый комплекс распространен в Колымском и Омолонском гидрогео-
логических массивах — на левобережье среднего течения р. Колымы
в бассейне ее притоков (Омулевка, Ясачная, Поповка) и в бассейне
правого притока р. Колымы (р. Омолон). В пределах Восточно-Чукот-
ского гидрогеологического массива характеризуемый водоносный комп-
лекс развит на побережье Берингова моря в районе бухты Провидения.
Массивы карбонатных палеозойских пород известны также в Куульском
гидрогеологическом массиве, в бассейне р. Кувет, впадающей в Север-
ный Ледовитый океан, на о-ве Врангеля и в среднем течении р. Малый
Анюй. В других районах нижне- и среднепалеозойские породы зани-
мают незначительные площади и данные о их водоносности отсутствуют.
Мощность водоносного комплекса в бассейне р. Омолон около 2 тыс. м,
в других районах до 6—7 тыс. м.
Все породы карбонатного палеозойского комплекса смяты в поло-
гие и широкие складки, крылья которых нарушены крутопадающими и
значительными по длине разломами. Заложение разломов произошло
в раннем палеозое или нижнем мезозое и в настоящее время продолжа-
ется их развитие. Ко многим из них приурочены небольшие неотекто-
нические впадины.
Описываемый водоносный комплекс распространен в районах
сплошной мерзлой зоны. Тем не менее здесь повсеместно встречаются
проявления современного и древнего карста. Так, на правобережье
среднего течения р. Колымы Б. В. Пепеляев наблюдал карры на пло-
щади развития карбонатно-терригенных осадков нижнего карбона. По
120
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
устному сообщению В. М. Мерзлякова, на выположенном водоразделе
рек Омулевка и Таскан, сложенных среднепалеозойскими отложениями,
встречаются провальные озера в поперечнике до 50 м. Между озерами
располагаются гипсовые холмы высотой до 10 м. Во время геолого-
съемочных исследований в 1968 г. Б. В. Преображенский описал рас-
пространенные в бассейнах рек Омулевка и Ясачная (левые притоки
р. Колымы) разнообразные карстовые формы: воронки, поноры, карры,
ниши. Воронки и карры приурочены к выположенным водоразделам
с абсолютными отметками 500—600 м, диаметр воронок от 3 до 5 м,
глубина около 1 м.
Поноры расположены цепочкой по днищу. Глубина их до 2 м, диа-
метр 2—3 м. На дне поноров залегают глинисто-илистые образования
мощностью до 10 см. Под ними обнаруживаются крупные смерзшиеся
глыбы известняков, открытые промежутки между глыбами имеют ши-
рину до 5 см. Зияющие отверстия в толще мерзлых известняков сред-
него палеозоя отмечались и в известковом карьере в бассейне верхнего
течения р. Таскан. При бурении скважины здесь происходили провалы
инструмента как в толще мерзлых пород, так и в подмерзлотной зоне.
Карстовые формы рельефа установлены и на Чукотском полуострове
в бассейне р. Пегтымель и в районе бухты Провидения. Однако на Чу-
котке карстовые процессы проявляются менее ярко, чем в центральных
районах Северо-Востока СССР. Это, по-видимому, объясняется большой
«загрязненностью» карбонатов терригенным материалом и климатиче-
скими особенностями прибрежно-морских районов Чукотки. Во всех
районах распространения карстовых процессов наблюдается закономер-
ная приуроченность их к зонам тектонических разломов или к трещи-
новатым участкам в осевых частях складок. В связи с этим воды па-
леозойского водоносного комплекса относятся к типу трещинно-кар-
стовых.
Наибольшее количество проявлений трещинно-карстовых вод па-
леозойского карбонатного комплекса известно в пределах Колымо-Омо-
лонской системы гидрогеологических массивов. Особенно следует вы-
делить район верховьев левых притоков р. Колымы, простирающийся
в основном на территории Якутской АССР (гидрогеологический мас-
сив Черского). Только путем дешифрирования аэрофотоснимков
А. С. Симаков и 3. Г. Шильниковская выделили здесь около 50 нале-
дей площадью 0,5—9,0 км2. Если учесть, что дешифрируемость наледей
на территории сильно расчлененного рельефа плохая, то указанное ко-
личество окажется явно заниженным. На значительные запасы трещин-
но-карстовых вод указывают и большие величины наледного стока
в южной части хр. Черского (от 15,4 до 89,0 мм) при относительной
наледности от 0,77 до 4,45% (см. табл. 8).
В 1945 г. А. А. Николаев обнаружил в бассейне р. Омулевка серо-
водородные источники. Они приурочены к пересечению разлома субши-
ротного простирания долиной небольшого ручья. Здесь же на площади
примерно 100X30 м вблизи русла наблюдается 12 грифонов, выходящих
непосредственно из коренных пород. В сентябре 1945 г. и в начале мая
1946 г. суммарный дебит их был равен 4 л!сек. Наблюдения в мае про-
водились до начала таяния снега. Установлено, что выше источников
поверхностного стока в ручье нет. От источников вниз до р. Омулевка
(расстояние примерно 1 км) вода течет не замерзая. Вода в источнике
имеет резкий запах сероводорода.
Восходящие источники слабо минерализованных трещинно-карсто-
вых вод описаны также в 1968 г. Б. В. Преображенским в верховьях
р. Ясачная (24), С. А. Нестеровым в 1963 г. на левобережье р. Колымы
(101) и другими геологами. Наиболее полные наблюдения за источни-
ВО ДОНОСИ КОМП ТЕКСЫ ВЕРХОЯНО ЧУКОТ И ОХОТСКО ЧУКОТ ОБ ЧАСТЕЙ 121
ками трещинно-карстовых вод провел Б В Преображенский Он отме-
тил, что дебит источников, выходящих на отметках 300—400 м, сильно
изменяется в течение года В период весеннего снеготаяния или после
ливневых дождей он достигает 10—15 л!сек В течение 4—5 дней после
обильного дождя дебит снижается до 3—5 л!сек, в начале зимнего пе-
риода (конец сентября) он составляет уже десятые доли, а в конце
зимы — сотые доли литра в секунду Вода в таких источниках пресная,
без запаха и цвета, температура в течение всего лета постоянна и не
превышает 1,5° С
В бассейне р Таскан подмерзлотные трещинно-карстовые воды
были вскрыты тремя скважинами Одна из них (99) пробурена в 200 м
от русла р Тирехтях (крупный с круглогодичным стоком правый при-
ток р Таскан) на левобережной скульптурной террасе, примерно в 10 м
выше уреза воды в реке В апреле 1964 г на глубине 25 м скважина
пересекла водоносную зону трещиноватых известняков Статический
уровень установился в устье скважины В конце августа этого же года
уровень воды в скважине поднялся выше устья, однако дебит самоиз-
лива был очень незначительный Две другие скважины (97, 98) пробу-
рены в долине руч Встречный (левый приток р Тирехтях) в 9 км от
его устья, на абсолютных отметках около 400 м Скважины глубиной до
500 м пройдены по обе стороны ручья в 60 м от русла Мощность мерз-
лых пород здесь оказалась равной 180 м Одна из этих скважин на
глубине 180 м вскрыла воду в трещиноватой зоне, сложенной глинисто-
известковистыми сланцами с прослоями ангидрито-гипсовой породы
Вторая вскрыла две водоносные зоны дробления на глубине 187,3 и
310 м Мощность ^трещиноватых зон около 20 м Воды напорные, глу-
бина установившегося уровня 140 м Дебит первой скважины равен
0,05 л!сек, удельный дебит 0,001 л!сек Удельный дебит второй сква-
жины для разных трещинных зон составил 0,001 и 0,005 л!сек
В верховьях р Омолон источники подземных вод не описаны, но
имеются сведения о наличии здесь круглогодичных наледей площадью
1—3 км2 и мощностью льда до 3 м Наледи располагаются на абсолют-
ных отметках 500—650 м и приурочены к долинам, пересекающим зоны
разломов
В таких же условиях, а также на склонах долин и в зонах кон-
такта палеозойских известняков с интрузиями выявлены источники (1,
59, 60) на Чукотском полуострове и в среднем течении р Малый Анюй
Дебит источников в конце летнего периода от 2—3 до 10 л!сек, темпе-
ратура воды около 1,0° С Источники функционируют в течение всего
года, о чем свидетельствуют наледи, питаемые ими Площадь отдель-
ных наледей достигает 5 км2, максимальная мощность льда 7 м
К контактам палеозойских пород с интрузивными массивами при-
урочены несколько групп термоминеральных источников Чаплинские,
Аракамчеченские, Дежневские (см гл VI)
Химический состав трещинно-карстовых вод разнообразен — от хло-
ридных натриевых и магниево-натриевых с минерализацией 2,5 г/л до
гидрокарбонатных и сульфатно-гидрокарбонатных кальциевых и маг-
ниево-кальциевых с минерализацией 0,1—0,15 г/л Результаты химиче-
ских анализов подземных трещинно-карстовых вод приведены в табл 19
Разнообразие в химическом составе подземных вод объясняется
неодинаковым положением водопунктов по отношению к области пи-
тания Вблизи области питания воды слабо минерализованные, гидро-
карбонатные кальциевые, в области разгрузки — хлоридные натриевые
или кальциевые с минерализацией больше 1 г/л
Питание подземных вод происходит за счет инфильтрации поверх-
ностных и в меньшей степени надмерзлотных вод на выположенных
122
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Таблица 19
Химический состав вод водоносного комплекса карбонатных отложений
палеозойского возраста
(по материалам И. К. Мухомора, В. Я- Коваленко, С. Б. Бравина,
И. Г. Шабарина, С. А. Нестерова, Б П. Преображенского)
Наименование, номер по карте н местоположение водопункта	Дата опробования			Химический состав				мг/л %-экв			Минерализа- ция, г/л
				Ха--К-	Mg-	Са-	сг	so/	НСОз'	pH	
Ист. 1, в правом борту долины среднего тече- ния р. Люпвеем (бас- сейн р. Погынден) в 5 м выше русла Ист. 60, в бассейне верх- него течения р. Чеги- тунь, верховье ручья (правый приток), вбли- зи русла Ист. 59, в бассейне сред- него течения р. Чеги- тунь, верховье правого притока, вблизи русла Ист. 101, в бассейне р. Колымы, верховье ручья (правый приток р. Колымы), примерно в 50 км севернее пос. Сеймчан Ист. 24, в верховье р. Ясачной, левый склон долины, в 40 м выше русла Скв. 99, в бассейне р. Таскан, левобереж- ная терраса р. Терех- тях (правый берег р. Таскан), в 200 м от русла и в 10 м выше уреза воды То же	VII VII VIII VIII VIII IV VIII	1956 1952 1966 1963 1968 1964 1964	Г.	2,44	47,5	108,6	6,4	27,0	530,3	6,9 7,0 7,5 7,0	0,72 0,17 0,15 0,19 0,18 2,5 0,7
				2 7,7	41 5,0	57 27,7	2 2,5	6 8,0	92 115,0		
			г.	16 5,4	19 4,0	65 26,6	9 4,0	2 12,0	89 93,4		
			г.	12 1,0	17 5,0	71 40,0	6 4,0	13 4,0	81 134,0		
			г.	1 13,9	17 2,7	82 28,1	4,3	0,0	91 128,1		
			г.	27 701,7	10 84,5	63 137,5	5 1469,7	0 125,1	95 17,1	7,9	
			г.	69 207,0	16 12,5	15 38,3	93 367,1	6,8 35,0	0,2 52,5		
			г.	76	8	16	87	6	7		
водоразделах или в верховьях и средних течениях ручьев и речек.
Сквозные талики могут быть и под карстовыми озерами. Однако погло-
щение поверхностных вод возможно и без наличия сквозных таликов,
т. е. на участках, где температура пород отрицательная. Так, Б. В. Пре-
ображенский наблюдал в 1968 г. случаи поглощения ливневых вод
в понорах, дно которых сложено смерзшимися глыбами известняка.
'Поглощение происходило настолько интенсивно, что возникающие
после дождей ручьи с расходом в десятки литров в секунду полностью
осушались. Вода с характерным шумом исчезала в промежутках между
смерзшимися глыбами. Факторами, вызывающими образование и су-
ществование таких своеобразных участков питания подземных вод, яв-
ляются:
ВОДОНОСН КОМПЛЕКСЫ ВЕРХОЯНО ЧУКОТ И ОХОТСКО ЧУКОТ ОБЛАСТЕЙ 123
1) кратковременность действия паводковых водных потоков (не-
сколько часов), низкая температура дождевых вод (не более 5°С),
низкая температура глыб известняка (от —4 до —5° С в «сухом состоя-
нии» в августе). В связи с этим породы в закарстованной зоне не ус-
певают прогреться до положительной температуры;
2) крутопадающий характер трещинно-карстовых зон, широкие про-
межутки между смерзшимися глыбами (не менее 3—4 см), обилие и
большие скорости движения поглощаемых вод в пределах многолетне-
мерзлой толщи пород с быстрым выходом воды в подмерзлотный го-
ризонт. Эти факторы способствуют сохранению воды в жидком со-
стоянии.
На Чукотском полуострове, где дожди носят затяжной морося-
щий характер, даже при наличии мощной зоны дробления с широкими
открытыми трещинами вода движется в них в виде отдельных тонких
струек, быстро превращаясь в лед и цементируя трещинную зону. Та-
кой случай заполнения трещин льдом отмечен П. А. Шумским (1955).
Видимо, в этом кроется одна из причин незначительного развития со-
временных карстовых процессов на Чукотке. В связи с этим количество
наледей здесь незначительно. Так, относительная наледность в этом
районе не превышает 0,53%, а наледный сток— 1 мм.
Режим подземных трещинно-карстовых вод непостоянен. Как ука-
зывалось выше, дебиты источников вблизи областей питания в течение
года изменяются от сотых долей литра в секунду в конце зимнего пе-
риода до 10—15 л/сек летом. Вблизи крупных водотоков, где происхо-
дит разгрузка подземных вод глубоких горизонтов, колебания уровня
воды в скважине и дебита источников менее значительны, хотя и здесь
сказывается влияние вод неглубокого залегания. Так, минерализация
воды в скважине летом более чем в два раза ниже по сравнению с зим-
ним периодом.
Водоносный комплекс метаморфических пород рифейского возра-
ста распространен в районе среднего течения р. Колымы в Колымо-
Омолонской системе гидрогеологических массивов. В остальных масси-
вах рифейский комплекс распространен на небольших площадях и су-
щественного значения не имеет.
В литологическом составе водоносного комплекса выделяются
кварциты, кристаллические сланцы, слюдисто-кварцитовые и филлито-
вые сланцы. Общая мощность пород описываемого комплекса дости-
гает 3000 м Отложения рифейского возраста смяты в широкие (с раз-
махом крыльев до 2 км) складки меридионального простирания с уг-
лами падения на крыльях от 20 до 50°. В зонах разломов, ширина ко-
торых достигает 100 м и более, породы смяты в узкие пережатые и
веерообразные складки.
Территория распространения описываемого комплекса относится
к районам сплошной мерзлой зоны. Для рифейских отложений харак-
терен трещинно-жильный тип подмерзлотных вод. Наиболее подробно
эти воды изучены С. А Нестеровым на правобережье р. Колымы в рай-
оне междуречья Шаманиха — Столбовая. Наиболее водообильны здесь
неотектонические разломы северо-западного простирания. На склонах
речных долин к этим разломам приурочены полосы влаго- и теплолю-
бивой растительности (ольхи, ивы), хорошо заметные среди редко-
ствольного и низкорослого лиственничного леса. Ширина полос 30—
40 м. В местах пересечения разломов речными долинами отмечаются
круглогодично действующие источники. Дебит их в конце летнего пе-
риода 1,5—2,0 л/сек, к концу зимы уменьшается до 0,5 л)сек. Темпера-
тура воды в течение всего летнего периода 1,0—1,2° С, зимой понижа-
ется до 0,5° С
124
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Вблизи одного из таких источников (20) в конце лета 1962 г была
пробурена скв. 21 глубиной 30 м. Скважина расположена на склоне
речной долины в 500 м от русла и в 25 м выше уровня воды в ближай-
шей речке. Мощность многолетнемерзлых пород в этой точке оказа-
лась равной 11 м. Воды в древней коре выветривания нет, так как тре-
щины заполнены глинистым материалом На глубине 17,0 м скважина
вошла в водоносную зону дробления с напорными подземными водами.
Высота подъема воды 16,5 м. В конце зимы из скважины был получен
приток 3,4 л(сек при понижении 0,5 м. Летом этот приток достигал
10 л!сек.
Подземные воды зон разломов северо-западного простирания были
встречены летом и на плоских водоразделах на абсолютных отметках
около 400 м при проходке шурфов. Глубина вскрытия вод около 13 м
при мощности слоя сезонного оттаивания около 2,5 м. Воды напорные,
статический уровень установился на глубине 0,2—0,3 м от поверхности
земли. Этот факт свидетельствует о наличии сквозных таликов на вы-
положенных водоразделах.
Химический состав воды рифейских отложений преимущественно
гидрокарбонатно-сульфатный натриевый или магниево-кальциевый, ми-
нерализация воды 0,4—0,7 г(л (табл. 20). Воды прозрачные, пресные,
без запаха.
Таблица 20
Химический состав водоносного комплекса отложений рифейского возраста
(по материалам С А Нестерова)
Наименование, номер по карте и местоположение водопункта	Дата опробования		Химический состав				мг! г ' °с-4Кв			Минерализа- ция, г/д
			Na' + K	Mg-	Са	сг	SO,"	нсо3-	рн	
Ист. 20 в бассейне сред- него течения р. Боль- шой Столбовой, доли- на руч. Глухариный То же	VIII 1961 г		110,6	19,0	22,0	20,0	140,0	244,0	7,1 7,1	0,56 0,69
			64 158,9	21 17,0	15 22,0	8 14,0	39 270,0	53 207,0		
			73	15	12	4	60	36		
Скв. 21, вблизи ист. 20	X	1961 г.	158,9	17,0	22,0	14,0	270,0	207,0	7,1	0,69
			73	15	12	4	60	36		
То же	V	1962 г	179,3	22,0	22,0	п,о	350,0	190,0	7,0	0,77
			73	17	10	3	68	29		
Ист. 22 в долине р Стол- бовой, на правом скло- не борта, в 5 км выше устья	XII	1959 г.	26,7	14,0	69,1	4,2	164,5	135,5	7,1	0,41
			20	20	60	2	59	39		
Питание подземных вод рифейских отложений осуществляется на
плоских выположенных водоразделах и в верховьях водотоков за счет
инфильтрации надмерзлотных и поверхностных вод через сквозные та-
лики. На это указывают уровни подмерзлотных вод, устанавливаю-
щиеся на водоразделах на уровне вод сезонно-талого слоя. Разгрузка
трещинно-жильных вод происходит в долине ручьев и речек. Образо-
ванию сквозных таликов способствовали интенсивные неотектонические
подвижки по разломам. В настоящее время район распространения ри-
ВОДОНОСН КОМПЛЕКСЫ ВЕРХОЯНО-ЧУКОТ. И ОХОТСКО-ЧУКОТ. ОБЛАСТЕЙ 125
фейских отложений относится, как считают И. А. Резанов, В. М. Кочет-
ков (1962), к области семибалльных землетрясений, способствующих
обновлению разломов.
Большие мощности зон разломов (до 100 .и), наличие в разрезе ри-
фейских и нижнекембрийских пород, благоприятных для образования
в зонах дробления открытых трещин, создали предпосылки для высо-
кой их водоносности. Однако режим трещинно-жильных вод в тече-
ние года непостоянен, что указывает на неравномерность условий пита-
ния в году и благоприятные условия разгрузки.
Водоносный комплекс метаморфических пород архейского и проте-
розойского возраста объединяет отложения двух групп: архейской и
протерозойской. Небольшие по площади участки выходов этих наиболее
древних пород установлены в Охотском гидрогеологическом массиве
(бассейне верхнего течения р. Мая, верховьях р. Охота), Колымо-Омо-
лонской системе массивов (в среднем течении р. Колымы, верховьях р.
Омолон) и Тайгоносском гидрогеологическом массиве (на восточной ок-
раине одноименного полуострова). В сложении водоносного комплекса
принимают участие гнейсы, амфиболиты, кристаллические сланцы и
сливные песчаники. Суммарная мощность их 2000—2500 м.
Метаморфические породы сильно дислоцированы и разбиты много-
численными разрывными нарушениями.
Во всех районах распространения архейских и протерозойских по-
род мощность сплошной мерзлой зоны превышает 100 м, поэтому для
данного водоносного комплекса характерны только трещинно-жильные
воды. В пределах Охотского, Колымского и Омолонского массивов ар-
хейские и протерозойские породы слагают центральные части водораз-
делов. Проявлений подземных вод, связанных только с водоносным ком-
плексом, здесь неизвестно. Однако по сообщениям геологов И. П- Ва-
сецкого и В. А. Титова, есть наледи и круглогодично действующие ис-
точники пресных подземных вод, приуроченные к контактам более мо-
лодых образований (девонских эффузивов и мезозойских терригенных
пород) с породами архейского возраста. Наледный сток в отдельных
районах распространения описываемого комплекса не превышает 7,2 мм
(см. табл. 10).
В Тайгоносском и Восточно-Чукотском гидрогеологических масси-
вах известны выходы подмерзлотных вод в долинах поверхностных во-
дотоков и других отрицательных формах рельефа в месте пересечения
ими тектонических разломов. На побережье Гижигинской губы Г. Ф. Фей-
гин в 1959 г. описал несколько круглогодично действующих источников,
приуроченных к зоне дробления метаморфических сланцев архейского
возраста. Источники (144—145) выходят в уступе морской террасы. Вы-
ходы воды сосредоточенные, дебит отдельных источников, измеренный
в конце августа, не более 0,1 л!сек. Температура воды в это же время
4,0—4,8° С.
В Восточно-Чукотском массиве наиболее изучен лишь Пыкельун-
вээмский минеральный источник (61), описанный А. И. Калабиным
(1960). Он расположен на северо-восточном окончании Чукотского по-
луострова, примерно в 3 км от берега Чукотского моря. На площади
выхода источника распространены кристаллические сланцы протерозой-
ского возраста. Здесь в конце сентября отмечено три грифона с суммар-
ным дебитом 1,5 л!сек, температурой воды 4° С при температуре воз-
духа —6° С.
Химический состав вод архейских и протерозойских пород разнооб-
разен и зависит от степени влияния морских вод и характера гидротер-
мальной минерализации в зонах тектонических разломов. Подмерзлот-
ные воды, выходящие на поверхность вблизи морских побережий, горько-
126
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
вато-соленые, хлоридные магниево-натриевые, минерализация 2—3 г/л.
Электроразведочные работы показывают, что влияние морских вод на
химический состав подземных вод архейских и протерозойских образо-
ваний в районе п-ова Тайгонос проявляется на расстояние до 5 км от бе-
рега моря.
Интересный источник (145) был встречен в августе 1959 г. на севе-
ро-западном окончании п-ова Тайгонос. Вода в источнике кислая, сухой
остаток 7692,0 мг)л. В воде содержатся (в мг/л)-. SO4" — 4760,0; СК —
170,9; НСОз' — 90,4; Са-— 61,5; (Na-+ К?) — 363,6; (Fe“ + Fe") =
= 2238,0 мг/л-, рН<4. Формула химического состава имеет вид:
М ___________SQ-<90_________ Г ° С 4 8
JV17,7 (Fe“ + Fe-) 63 (Na + К) 23	‘
Архейские породы в районе источника сильно ожелезнены. Все эти
данные указывают на интенсивные процессы разрушения зоны суль-
фидной минерализации еще не вскрытой эрозией.
Питание подземных вод описываемого комплекса, видимо, осуще-
ствляется в верховьях и средней части речных долин поверхностными
водами. Разгрузка происходит на низких относительных отметках (пер-
вые десятки метров) в нижнем течении водотоков. Исходя из особен-
ностей питания и разгрузки, можно предположить, что амплитуда коле-
баний уровня подмерзлотных вод в течение года может достигать не-
скольких метров.
В целом для всего комплекса характерна слабая водоносность от-
ложений (дебит отдельных источников не более 0,5 л/сек) и небольшие
превышения уровня подземных вод над уровнем моря в прибрежно-мор-
ских районах. Следствием указанных особенностей является большая
зона влияния морских вод на химический состав подземных вод.
Водоносные комплексы адартезианских бассейнов
К адартезианеким бассейнам отнесены гидрогеологические струк-
туры, образованные сложно дислоцированными породами от верхнепа-
леозойского (пермь) до среднемезозойского (юра) возраста. Для всех
водоносных комплексов, слагающих адартезианские бассейны, харак-
терны трещинно-пластовые и трещинно-жильные воды.
По возрастному признаку в составе адартезианских бассейнов вы-
деляются юрский, триасовый и пермский водоносные комплексы.
Водоносный комплекс юрских отложений наиболее распространен
в Верхне-Колымском и меньше Сугойском адартезианских бассейнах.
В литологическом отношении породы юрского возраста представляют
собой чередование глинистых сланцев с песчаниками разного состава.
Иногда это переслаивание имеет флишоидный характер. Общая мощ-
ность отложений достигает 5—6 тыс. м.
С. А. Нестеров связывает с характеризуемым комплексом источ-
ники подмерзлотных вод, приуроченных или к пересечениям речными
долинами разрывных нарушений, или к трещиноватым дайкам, прони-
зывающим толщу юрских отложений, или к контакту осадочных отложе-
ний с крупными интрузиями (Чьорго, Морджот и др-). Дебиты источни-
ков в летний период оцениваются им в 0,5—1,0 л)сек, редко 10 л!сек.
Зимой источники питают наледи, располагающиеся, как правило, в пой-
мах речных долин. Мощность льда в них изменяется от 0,5 до 3—4 м,
а местами и более. Наледность в этих районах достигает 3,33%, а на-
ледный сток 66,6 мм (руч. Дудыкан; см. табл. 9).
Интересную зависимость между наледями и магнитными анома-
лиями установила М. В. Чернюк (1968). Согласно геофизическим дан-
ВОДОНОСН. КОМПЛЕКСЫ ВЕРХОЯНО-ЧУКОТ. И ОХОТСКО-ЧУКОТ. ОБЛАСТЕЙ 127
ним, магнитные аномалии в этом районе приурочены или к небольшим
дайкам, или к контактам гранитоидных массивов. По М. В. Чернюк, зо-
ны наледей расположены вкрест простирания аномалий или вдоль них
и обычно приурочены к участкам разрыва аномалий или пониженной на-
пряженности магнитного поля- М. В. Чернюк объясняет это окислением
пирротина в зонах разгрузки подмерзлотных вод, что приводит к унич-
тожению магнитной аномалии.
Подземные воды описываемого комплекса были также вскрыты ря-
дом скважин и глубокими горными выработками. Материалы исследо-
ваний этих водопунктов (табл. 21) указывают на большое сходство гид-
рогеологических условий водоносного комплекса юрских отложений
с более изученными триасовыми, описываемыми ниже.
Таблица 21
Некоторые данные о водоносности юрских отложений
в Колымо-Сугойской системе адартезиаиских бассейнов
(по материалам Р. Я. Антонова, Н. Г. Лопареиа, С. А. Нестерова, В. И. Беляева,
И. Е. Гуреева, Г. К. Морозовой)
Наименование, иомер по карте н местоположение водопункта	Абс. отм., м Глубина скважины, м	Глубина вскрытия подземных вод, м	Абс. отм. стати- ческого уровня, м	Дебит, л ice к Удельный дебит, л/сек	Дата опробо- вания
		Вскрытая мощность водовмещаю- щих пород, м			
Скв. 20, в бассейне р. Бере- лех, устье руч. Сухое русло Ски. 84, в долине среднего течения р. Берелех, в 50 км ниже скв. 80 Скв. 90, в долине среднего те- чения р. Берелех, и 25 км ниже скв. 84 Скв. 123, в пойме р. Правой Хеты (бассейн р. Бохапчи) Скв. 124, в долине р. Хеты, в 1,5 км ниже скв. 123 Скв. 7 в среднем течении р. Колымы, иблизи пос. Сейм- чай, правая надпойменная терраса Скв. 106, в среднем течении р. Колымы	957,0 150,5 760,0 250,0 790,0 500,0 796.2 146,0 786,0 250,0 321,4 211,0 441	150,0 0,5 70,0 180,0 207,0 200,0 129,0 15,0 113,0 60,0 169,0 30,0 200,0	941,0 757,0 600,0 798 791,0 330,0	9,6 0,5 1,8 0,2 0,25 0,03 0,95 0,06 2,4 0,68 0,6 0,007	11 1960 г. П 1959 г. 111 1966 г. V 1942 г. VII 1942 г. X 1942 г. VIII 1963 г.
Воды юрских отложений в основном гидрокарбонатные или суль-
фатно-гидрокарбонатные со сложным составом катионов. Отмечается
закономерное возрастание общей минерализации по направлению дви-
жения подземных вод от 0,1 г!л вблизи области питания до 0,9 г/л вбли-
зи области разгрузки. В районах распространения сульфидных руд ми-
нерализация подземных вод больше, а состав их сульфатный кальцие-
вый.
Режим вод юрского комплекса изучен плохо. Вероятно, он близок
к режиму вод триасовых отложений. Питание и разгрузка подземных
128
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ J СЛОВИЛ
вод осуществляется в условиях, аналогичных для триасового водонос-
ного комплекса
Водоносный комплекс триасовых отложений широко распростра-
нен в Верхояно-Чукотской сложной гидрогеологической складчатой об-
ласти, в Верхне-Колымском, Сугойском, Мало-Анюйском Паляваам-
ском, Амгуэмском и других адартезианских бассейнах В литологиче-
ском отношении он сложен преимущественно песчано-глинистыми и уг-
листо глинистыми сланцами и алевролитами Встречаются прослои пес-
чаников, преимущественно в верхах разреза В срединных массивах
в составе триасового комплекса появляются песчаники с известковистым
цементом и прослои известняков Общая мощность триасовых отложе-
ний, слагающих водоносный комплекс, достигает 5000 м
Водоносность триасовых отложений неравномерна и изменяется
в зависимости от тектонических и неотектонических особенностей того
или иного адартезианского бассейна
В Верхне-Колымском и Сугойском адартезианских бассейнах триа-
совые отложения распространены в верхнем течении рек Колымы и
Омолона и в бассейне р Сугой В гидрогеологическом отношении дан-
ный водоносный комплекс наиболее изучен в бассейне р Колымы
Здесь Г С Глазырин относит к проявлениям подмерзлотных вод этого
комплекса уникальный постоянно действующий источник (96) в районе
пос Балыгычан Выходит он на левом берегу р Колымы из трещинова-
тых песчано-глинистых сланцев и туфоконгломератов триасового воз-
раста, вблизи контакта их с верхне-меловыми эффузивами Дебит ис-
точника в середине сентября равен 2—3 л/сек Минерализация воды
превышает 76 г/л, воды сульфатные кальциево-патриевые (табл 22)
Трава, мох и стволы деревьев вокруг источника покрыты налетом солей
белого цвета Древесная растительность вокруг источника в радиусе
20—30 м засохла Г С Глазырин считает, что возникновение источника
относится к началу пятидесятых годов Выходы подземных вод (23)
аналогичного химического состава, но менее минерализованных, чем вы-
шеописанные, зафиксированы и ниже по течению р Колымы до устья
р Сугой Режим этих источников не изучен
Наиболее подробно изучен ист 91 подмерзлотных вод триасовых
отложений на режимном посту Сибик-Тыэллах По М Н Бородулину,
источник расположен на абсолютной отметке 474 м на плоском водо-
разделе между ручьями Озерным и Сибик-Тыэллах Этот источник пи-
тает озеро, из которого в течение всего года вытекает ручей Расход
воды ручья зимой и в засушливое лето находится в пределах 10—
12 л/сек В дождевые периоды лета дебит повышается до 21,4 л/сек, что
связано, вероятно, с притоком надмерзлотных вод С прекращением дож-
дей дебит в течение нескольких дней снижается до обычного (10—
12 л/сек) Температура воды в источнике летом зависит от температуры
воздуха, с наступлением заморозков она понижается (до 0,2° С в мар-
те), затем повышается и к началу таяния снега (апрель) составляет
0,4° С Вода в источнике гидрокарбонатная натриево-кальциевая, с ми-
нерализацией 70—100 мг/л (см табл 22) Наблюдения, проведенные
в последующие годы, показали стабильность дебита источника за мно-
голетний период В зимнее время источник питает наледь
В отношении наледеобразования наиболее активен участок разви-
тия триасовых отложений на междуречье правых притоков р Колымы
(Детрин и Орогукан), а также бассейн среднего течения р Буюнды Это
объясняется наличием здесь большого количества тектонических разло-
мов северо-западного и северо восточного простирания, образующих
сложную «тектоническую решетку» Наледи приурочены как к местам
пересечения речными долинами разломов, так и к контакту триасовых
ВОДОНОСН. КОМПЛЕКСЫ ВЕРХОЯНО-ЧУКОТ. И ОХОТСКО-ЧУКОТ. ОБЛАСТЕЙ 129
Таблица 22
Химический состав вод водоносного комплекса триасовых отложений
(по материалам Б. А. Шевелева, Г. С. Глазырина, С. А. Нестерова, О. К- Бутомо)
Наименование, номер по карте €и местоположение водопункта	Дата опробования	Химический состав,				мг/л %-экв		pH	Минерализа- ция, г/л
		Na+K-	Mg"	Са-	CI'	sor	НСО8'		
Ист. 91, в долине руч. Сибик-Тэллах (ле-	12/Х 1960 г.	20,0	0,0	15,7	7,8	8,0	76,0	6,9	0,13
		52 10,5	0 4,0	48 12,3	13 0,7	10 8,0	77 74,0		
выи приток р. Ко- лымы) Там же	11/IV 1960 г.								
								6,5	0,11
		33 19,3	23 9,1	44 29,8	2 22,7	12 40,0	86 97,6		
Ист. 105, в 2,7 км к	21/X 1964 г.								
								6,5	0,22
		27 13 278,8	25	48 9386,4	21	27 48 910,2	52 4320,2		
северо-северо-запа- ду от пос. Сеймчан, на левобережной пойменной террасе р. Сеймчан, в 10 км выше /стья руч. Неожиданного Ист. 96, на левом	12/IX 1959 г.								
			533,1		27,2				
								6,9	76,5
		53	4 479,5	43 50,9	0,05	94 1 909,4	6		
склоне дотины р. Колымы, в 5 км вы- ше устья р\ч. рас- свет Ист. 23, на левом	14/1Х 1959 г.								
									
		98,1			5,8		378,3		
									2,92
		9	86	5	0,0	86	14	7,2	
склоне долины р. Колымы, в 25 км выше устья р. Бур-									
									
гали									
Скв. 4, в пойме р. Большой К'эпэрвеем	4'Х1 1967 г.	35,7	2,4	44,1	10,7	60,0	146,4		0,3
		39	5	56	8	31	61		
(правый	приток Малого Анюя)									
отложении с гранитными интрузиями и пермскими образованиями. На-
ледность в этих районах достигает 1,5%, а наледный сток — 30 мм. На
слабо нарушенных участках аналогичные показатели равны 0,59% п
11,8 мм (р. Джагын; см. табл. 9).
Подмерзлотные воды триасовых отложений вскрыты также скважи-
нами в бассейне р. Колымы (табл- 23). Наблюдения за уровнем подзем-
ных вод в этих скважинах позволили проследить закономерное сниже-
ние абсолютных отметок статического уровня от верховьев р. Колымы
на восток и на северо-запад (см. прилож.). Так, по данным А. И. Ту-
манова и А. Ф. Глинкина, скважины, пробуренные в среднем течении
р. Аркагала (правый приток р. Аян-Юрях), вскрыли подмерзлотные во-
ды на глубине около 200 м, на 40—50 м ниже границы мерзлой зоны.
Водоносными породами являются трещиноватые алевролиты. Высота
напора в октябре— ноябре 1951 г. достигала в среднем 200 м- Абсолют-
ная отметка статического уровня составляла примерно 790 м.
В верховьях р. Верина в скважинах, пройденных в зоне сквозного
талика, статический уровень устанавливался в среднем на отметке око-
130
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Таблица 23>
Некоторые данные о водоносности триасовых отложений
в Колымо-Сугойской системе адартезианских бассейнов
(по материалам С. А. Нестерова, Р. Я. Антонова, П. Г. Сурикова, 3. М. Кравченко,
А. Ф. Глинкина и др.)
Наименование, номер по карте и местоположение водопункта	Абс. отм. устья скважи- ны или выхода родника, .ч 1	Глубина вскрытия подземных вод, м	Абс. бтм. статиче- ского уровня, м	Дебит, л)сек	Дата опробования
				Удельный дебит, л/сек	
		Вскрытая мощность водовмещаю- щих пород, м			
	Глубина сква- жины, м				
	798,0	188,0		0,08	X 1954 г.
Скв. 81, в долине р. Арка-	189	1,0	794	0,013	
галы, в среднем ее тече-					
НИИ Скв. 82, там же	782,0	229,0	814,5	1,2	X 1954 г.
	229	0,5		0,4	
	750,0	2,0		0,09	
Скв. 102*, в пойме р. Верн-	250,0'	248,0	748,0	0,002	X 1954 г.
на, в ее верхнем течении, в 2,1 км выше устья руч.					
					
Туоннах Скв. 122*, в долине р. Охот-	935,0	7,0	928	2,0	IV 1959 г.
	51	44,0		0,45	
ничьей, на надпойменной					
террасе Скв. 116*, в пойме р. Оро-	464,0	2,0	462,0	0,7	III 1957 г.
	40,0	38,0		1,0	
тукан Скв. 117f, на второй над-			462,0		VII 1957 г.
	466,0	12,0		0,6	
	152,0	140,0		1,3	
пойменной террасе р. Оро-					
тукан Скв. 103, в пойме руч. Де-	330,0	173,0	322,0	1,2	IX 1957 г.
	269,0	96,0			
рас-Юрега, у пос. им. Лазо					
	405,0	194,0		0,38	XII 1945 г.
Скв. 104, на склоне долины	289,0	85,0	325,0	0,047	
руч. Чапаева, у пос. им. Лазо					
					
* Скважины пройдены в сквозном талике.
ло 730—750 м. Высокие абсолютные отметки статического уровня вод
триасовых отложений отмечены также в долине р. Охотничья (западный
склон Омсукчанского хребта). Скважина глубиной 60 м была пройдена
здесь в зоне сквозного талика в марте — апреле 1959 г. Как отметил
М. М. Юлбарисов, статический уровень воды в скважине установился на
отметке около 929 м, при абсолютной отметке устья скважины 935 м.
В то же время абсолютные отметки уровней воды в скважинах,
расположенных в районах, примыкающих к долине среднего течения
р. Колымы, значительно ниже, чем в упомянутых выше пунктах. Напри-
мер, в районе пос. Штурмовой подмерзлотные безнапорные воды встре-
чены на абсолютной отметке около 480 м при проходке шахты на склоне
горы. Вблизи пос. Оротукан в скважинах (112), пробуренных как в
сквозном талике, так и на его флангах, в марте — апреле 1957 г. уро-
вень подземных вод верхнетриасовых отложений был на абсолютной от-
метке около 463 м. Еще ниже по течению р. Колымы (в долине руч.
Дерас-Юрега) абсолютные отметки статических уровней подмерзлот-
ВОДОНОСН. КОМПЛЕКСЫ ВЕРХОЯНО-ЧУКОТ. И ОХОТСКО-ЧУКОТ. ОБЛАСТЕЙ 131
ных вод нерасчлененных нижнеюрских — верхнетриасовых отложений
были равны 318—325 м, при отметках устьев скважин 320—335 м.
Водоносность комплекса триасовых отложений описываемых бас-
сейнов значительна, удельные дебиты скважин часто превышают деся-
тые доли литра в секунду и лишь изредка измеряются сотыми и тысяч-
ными долями литра в секунду. Наибольшей водообильностью отлича-
ются зоны дробления.
Как видно из табл. 22, химический состав воды триасовых отложе-
ний по площади разнообразен. В районах, прилегающих к долине сред-
него течения р. Колымы, воды имеют минерализацию 200 мг/л и более,
сульфатно-гидрокарбонатный кальциевый или магниевый состав, а в
районах, относящихся предположительно к области питания, воды сла-
бо минерализованы и сухой остаток их не более 100 мг/л.
Режим подземных вод в скважинах мало изучен. Так как большин-
ство их расположено в зонах сквозных таликов вблизи русла поверх-
ностных водотоков, то колебания уровня подземных вод происходят
совместно с изменениями уровня поверхностных вод. Если в районах
с высокими абсолютными отметками амплитуды колебаний уровня до-
стигают 10 м, то в районах, прилегающих к р. Колыме, они не превышают
1—2 м. В целом имеющиеся данные по водоносному комплексу триасо-
вых отложений указывают на то, что региональные области питания на-
пора расположены на склонах хребтов Черского и Сарычева, Омсукчан-
ского и Колымо-Охотского водоразделов на абсолютных отметках более
800 м. Региональной областью разгрузки служит долина р. Колымы.
Однако в области транзита возможны местные очаги питания и раз-
грузки подземных вод.
В Мало-Анюйском адартезианском бассейне триасовый водоносный
комплекс слагает междуречье Малый Анюй — Раучуа. Осадочные по-
роды здесь сильно дислоцированы в крутые складки преимущественно
северо-западного простирания, осложненные многочисленными разры-
вами различной амплитуды. Наиболее нарушены южные окраины бас-
сейна, граничащие с Охотско-Чукотскими вулканогенными супербас-
сейнами. Там отмечено и наибольшее количество источников триасового
комплекса. Кроме того, в бассейнах рек Малый Анюй и Раучуа А. С. Си-
маков и 3. Г. Шильниковская отдешифрировали несколько десятков
наледей (см. гл- II). Некоторые из них были описаны летом 1957 г. гео-
логом В. И. Петровым, по данным которого наледи располагаются или
в пойме речных долин, или у подножия их склонов. На некоторых на-
ледях еще в мае можно видеть бугры и трещины шириной в несколько
сантиметров. Мощность льда достигает 3,0 м. Наледный сток здесь
равен 16 мм, а относительная наледность 0,81%.
В центральной части бассейна количество наледей уменьшается и
приурочены они к более низким абсолютным отметкам. Если здесь
отметки верхней (по долине реки) части наледи достигали 600 м, то
в северном направлении они снижаются до 180—300 м. По данным
Г. М. Сосунова, Л. К- Алстер и В. Я. Коваленко, наледи здесь большей
частью расположены в поймах речных долин и приурочены к разломам
поперечного по отношению к складчатости типа. Поверхность наледей
часто покрыта буграми округлой формы высотой до 3 м и разбита тре-
щинами. Мощность льда в наледях в конце лета составляет 2—3 м. По
подсчетам О. Н. Толстихина, относительная наледность здесь состав-
ляет всего 0,15%. Наледеобразующие источники изучены плохо. Отме-
чается только, что вода в источниках мало минерализована, темпера-
тура 0,5—1,0° С.
В 1964 г. А. И. Садовский выявил в северной части Мало-Анюй-
ского адартезианского бассейна ист. 3, химический состав воды кото-
132
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
рого соответствует составу воды ист. 96 у пос. Балыгычан в Верхне-
Колымском адартезианском бассейне. Ист. 3 расположен на склоне до-
лины руч. Озерного и приурочен к разлому в песчано-глинистых слан-
цах. Ниже источника травянистая растительность покрыта солями бе-
лого цвета. Мощность корки минеральных новообразований около 2 см.
Анализ воды из этого источника показал следующие компоненты
(в лтг/л): СИ —5,11; SO4"— 1432; НСО3' — 41,5; (Na-+ К') = 190,0;
Са- - = 113,0; Mg"= 197,6. Сухой остаток 1972,3 мг/л-, рН<4,0, воды
сульфатные, магниево-натриево-кальциевые. Аналогичный источник (2),
приуроченный к этому разлому, встречен в долине руч. Скалистый.
Скважинами 4—7 подмерзлотные воды вскрыты в районе пос- Би-
либино в 1966—1967 гг. Скважины пробурены в сквозном талике в
пойме р. Большой Кэпэрвеем по двум створам. Первый створ располо-
жен в средней части сквозного талика. Абсолютные отметки устьев
скважин равны примерно 250 м. Глубина скважин здесь 203 и 517 м.
Во втором створе, расположенном в 2,5 км ниже по течению в нижней
части сквозного талика, отметки устьев скважин равны примерно 240 м.
Глубина скважин здесь от 156 до 304 м. Во всех скважинах воды были
вскрыты на отметке уровня воды пойменных отложений. Колебания
уровней воды в скважинах в течение года подчиняются изменениям
уровня поверхностных вод.
По данным О. К. Бутомо, производительность скважин составила
0,02—0,09 л/сек при понижениях от 50 до 112 м, удельные дебиты
0,0004—0,0008 л)сек. В разрезах скважин выделяются участки, приуро-
ченные к зонам тектонических разломов, где водопритоки в 10 раз выше
и более, а удельные дебиту достигают 0,12 л!сек. Температура воды
в наиболее глубокой скважине на глубине около 516 м равна 4,6° С, на
глубине 360 м 3,ГС, а на глубине около 150 м 2° С. Химический со-
став подземных вод сульфатно-гидрокарбонатный (см- табл. 22). На-
блюдения за режимом подземных вод по скважинам не производились,
однако данные химического анализа по скв. 5 указывают на непостоян-
ство режима в годовом цикле.
Анализируя данные о подземных водах триасовых отложений Ма-
ло-Анюйского адартезианского бассейна, можно сделать вывод, что ус-
ловия для питания подземных вод здесь неблагоприятны. Это, вероят-
но, обусловлено малой тектонической подвижностью территории в сов-
ременную эпоху. Инфильтрация воды может происходить по сквозным
таликам, видимо, только в средних течениях крупных рек, под руслами
которых существуют устойчивые талики. Очевидно, существует подток
воды из эффузивных образований Охотско-Чукотских вулканогенных
супербассейнов.' Разгрузка подземных вод происходит в долины круп-
ных рек — Малый Анюй, Погынден, Раучуа.
Паляваамский адартезианский бассейн в гидрогеологическом отно-
шении изучен слабо, поверхностные проявления подмерзлотных вод
выражены очень слабо. Достаточно отметить, что при дешифрировании
аэрофотоснимков А. С. Симаков и 3. Г. Шильниковская не установили
здесь ни одной наледи. На незначительность выходов подмерзлотных
вод указывают и данные наблюдений за поверхностным стоком- Так, по
Ш. С. Насыбулину (1969), средний многолетний модуль стока за наибо-
лее маловодный период открытого русла равен всего 2—4 л[сек с 1 kjh2,
в то время как, например, в Балыгычанском адартезианском бассейне
он составляет 8 л/сек с 1 км2.
Подмерзлотные воды триасовых отложений были вскрыты скважи-
нами (12—15) у пос. Красноармейского и в бассейне р. Йчувеем (скв.
16—18). Оба участка расположены у западной окраины описываемого
бассейна и удалены друг от друга на расстояние примерно 60 км.
ВОДОНОСН. КОМПЛЕКСЫ ВЕРХОЯНО-ЧУКОТ. И ОХОТСКО-ЧУКОТ. ОБЛАСТЕЙ 133
У пос. Красноармейского скважины бурились в русле, на склоне до-
лины и водоразделе руч. Оленьего на высоте около 200 м над уровнем
моря. Подземные воды были вскрыты сразу ниже мерзлой зоны на глу-
бине до 164 м. Воды обладают большим напором (многие скважины
самоизливали). Высота подъема воды достигала 52 м над поверхностью
земли. Максимальная абсолютная отметка статического уровня равна
236,8 м (табл. 24)-
Таблица 24
Некоторые данные о водоносности триасовых отложений в Паляваамском
и Амгуэмском адартезианских бассейнах
(по материалам И Б. Абрамова, Д В. Ефимовой, Ю. А. Маркина, В. И. Софронова,
В Г. Кузьмина и др.)
Наименование, номер по карте и местоположение водопункта	Абс. отм устья сква- жины или выхода родника. м	Глубина вскрытия подземных вод. м	Абс. отм. статического уровня, м	Дебит, л/сек	Дата опробования
		Вскрытая мощность, водовме- щающнх пород, м		Удельный дебит, л/сек	
	Глубина скважины, м				
Скв. 13, на левом склоне долины руч. Оленьего (приток р. Пыркакай), в 0,8 км западнее пос Крас- ноармейского	183,8 167,0	164,0 3,0	236,8	0,66 0,15	22/VI 1965 г.
Скв. 12, на левом склоне долины руч. Оленьего (приток р. Пыркакай), в 1 км западнее пос. Крас- ноармейского	168,4	120,0	н. с. (самоизлив)	5,0	1/1 1965 г.
	146,5	26,5			
Скв. 14, в 1,2 км западнее пос. Красноармейского, на водоразделе руч. Олень- его (приток р. Пыркакай)	184,8 160,5	144,0 16,5	206,8	0,11 0,004	2/VIII 1965 г.
Скв. 15, там же	173,01 166,2	162,0 3,8	202,4	0,63 0,02	4/IX 1965 г
Скв. 16, в бассейне р. Ичу- веем, на правом склоне долины руч. Скрытого	205,1 620,3	-180 -440	175,1	0,077 0,007	14/VIII 1964 г.
Скв. 17, там же	215,2 224,5	-220 -4	176,8	0,09 0,07	7/VI 1964 г.
Скв. 18, там же	207,0 257,3	201,0 46,3	205,8	0,003 0,001	VI 1964 г.
Скв. 13, на правом склоне долины р. Иультин у од- ноименного поселка	299,0 235,0	219,0 16,0	260,0	0,16 0,01	16/VIII 1949 г.
Скв. 44, там же, ниже по склону	236,0 201	78,0 123,0	230	14,8 0,12	16/VIII 1951 г.
134
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Южнее пос. Красноармейского в бассейне р Ичувеем подмерзлот-
ные воды вскрыты на глубинах до 179 м. Максимальная отметка ста-
тического уровня достигает 206 м Следует отметить, что на данном уча-
стке нет ни одной самоизливающей скважины, хотя абсолютные отмет-
ки их устьев не превышают 215 м, а рядом расположенная гора Палян
имеет отметку около 1000 м. Есть все основания считать, что питание
подземных вод происходит за пределами данного участка.
Водоносность триасовых отложений характеризуется дебитом сква-
жин при самоизливе в пределах 0,1—5,0 л/сек. Скважина, давшая наи-
большее количество воды при режиме самоизлива, расположена при-
мерно на 20 м гипсометрически ниже остальных. Удельные дебиты ока-
зались равны 0,0001—0,007 л!сек Расчеты удельного дебита по участку
Красноармейскому также дали их невысокие значения (см. табл. 24).
Температура вскрытых подземных вод низкая (до 1,5° С)
Химический состав их чаще определяется различным соотношением
сульфатов и гидрокарбонатов при преобладании среди катионов натрия
и калия. Хлориды составляют 12—40 % -экв. Общая минерализация вс7д
находится в пределах 0,3—0,8 г/л и редко превышает 1 г/л. В целом
прослеживается зависимость между глубиной вскрытия подмерГзлотных
вод и степенью минерализации — чем ниже отметки статических уров-
ней, тем выше минерализация воды.
По данным наблюдений за режимом самоизливающих скважин от-
мечается, что скважины через три-четыре месяца после начала зимнего
периода перестают самоизливать Последнее дает основание предполо-
жить, что амплитуда годовых колебаний уровня составляет не менее
50 м
На основе данных о подземных водах Паляваамского адартезиан-
ского бассейна можно сделать достаточно обоснованный вывод о том,
что питание подземных вод происходит в центральных его частях
(в пределах Шелагской гряды) Однако стабильное неотектоническое
положение данного района и относительно малое количество разрыв-
ных нарушений предопределили небольшое развитие сквозных таликов,
которые могут являться очагами питания и разгрузки подмерзлотных
вод
Относительно низкие абсолютные отметки подмерзлотных вод и
плохие условия для развития таликов привели к тому, что разгрузка
подземных вод в основном происходит или непосредственно в море, или
в долины только таких рек, как Паляваам и Пегтымель, где в зимнее
время образуются полыньи (см. прилож )
Амгуэмский адартезианский бассейн занимает площадь бассейнов
рек Амгуэма и Экиатап Собранные в складки триасовые отложения
разбиты здесь большим количеством разрывных нарушений преимуще-
ственно поперечного по отношению к складчатости типа Эта особен-
ность Амгуэмского бассейна обусловила распространение наледей,
часть из которых достигает по площади 7—10 км2 при мощности льда
2—3 м. Большинство наледей было выявлено при дешифрировании
аэрофотоснимков А С. Симаковым и 3. Г. Шильниковской.
Источники подземных вод, образующих наледи, практически не изу-
чены
Подмерзлотные воды вскрыты скважинами (43—49) только в од-
ном пункте (пос Иультин) в верховья * р. Иультин, впадающей в Чу-
котское море (см табл 24) На склоне долины р Иультин воды были
встречены непосредственно под мерзлой зоной на глубине от 78 до 219 м
Минимальные мощности мерзлых пород отмечены в нижней части склона
на абсолютной отметке 236 и 299,4 м Напор подземных вод по скважи-
нам составил соответственно 72 и 180 м. Опытные работы, проведен-
ВОДОНОСН. КОМПЛЕКСЫ ВЕРХОЯНО-ЧУКОТ. И ОХОТСКО-ЧУКОТ. ОБЛАСТЕЙ 135
ные в этих скважинах, показали, что удельные дебиты их с глубиной
повышаются.
В пойме р. Иультин был выявлен сквозной талик, в котором также
пробурено несколько скважин глубиной до 110—115 м. Водоносные по-
роды здесь представлены слабо трещиноватыми песчано-глинистыми
сланцами и песчаниками- Производительность скважин здесь гораздо
выше, чем за пределами сквозного талика, и достигает зимой 4,4—
9,6 л[сек при понижении 2,7—27,5 м, что отвечает удельному дебиту от
0,35 до 1,61 л!сек (см. табл. 23).
Режимные наблюдения, проведенные за подземными водами
в сквозном талике, показали, что уровень их в течение года испытывает
большие колебания. В летний период уровень воды в скважинах уста-
навливается на одной отметке с уровнем воды в р. Иультин. С прекра-
щением поверхностного стока уровень воды в скважинах начинает ин-
тенсивно снижаться, достигая минимального положения в конце зимы.
Амплитуда колебания уровней достигает 19 м. Режимные наблюдения
показали также большие колебания производительности скважин. Так,
одна из скважин в октябре — феврале давала водопритоки 7—10 л!сек,
а в марте — мае 2,5—3 л)сек при одном и том же понижении. С умень-
шением дебитов воды изменяется и ее минерализация от 0,1—0,2 г/л
летом до 2—3 г/л в конце зимы при сохранении гидрокарбонатного нат-
риевого состава.
Данные о распределении наледей по площади триасового водонос-
ного комплекса в Амгуэмском районе, а также материалы по гидрогео-
логическим условиям участка верховьев р. Иультин указывают, что пи-
тание подземных вод происходит на невысоких абсолютных отметках
(500—600 м) в верховьях поверхностных водотоков. Разгрузка подзем-
ных вод осуществляется в речные долины, где в результате новейших
движений по разломам могут создаваться условия, благоприятные для
образования сквозных таликов. При этом, чем ниже абсолютная от-
метка водопункта, тем устойчивее режим подмерзлотных вод- Регио-
нальное движение подземных вод направлено в сторону моря и долины
р. Амгуэма.
Водоносный комплекс пермских отложений слагает южную окраи-
ну Верхне-Колымского и Сугойского адартезианских бассейнов и обра-
зует выступ на поверхности складчатого основания вулканогенных су-
пербассейнов в западной части Охотско-Чукотской гидрогеологической
складчатой области. Пермские отложения широко распространены
в верховьях р. Пия (бассейн Охотского моря), в бассейне р. Бохапча,
на междуречье Парень—Омолон. Наибольшая площадь распростра-
нения водоносного комплекса пермских отложений расположена в бас-
сейнах рек Аян-Юрях и Кулу, дающих начало р. Колыме (Верхне-Ко-
лымский адартезианский бассейн).
Литологический состав толщи однороден. В основном это песча-
ники с туфогенным или известковистым цементом, с прослоями глини-
стых сланцев. Редко в пределах массивов выделяются известковистые
слои. Общая мощность осадков около 400 м.
Дислоцированность пород пермского возраста не везде одинакова.
В бассейнах рек Пня, Бохапча, Парень образования комплекса смяты
в пологие складки с углами падения на крыльях 10—15°, редко выше.
Ширина складок 1,5—2 км. В бассейне рек Аян-Юрях и Кулу углы на-
клона слоев на крыльях складок достигают 60°, замки их узкие. Наи-
большая дислоцированность наблюдается вблизи разрывных наруше-
ний.
Территория, сложенная описываемым водоносным комплексом, ха-
рактеризуется преимущественным развитием сплошной мерзлой зоны,
136
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
и лишь на самом юге (по периферии Охотского массива) — прерыви-
стой мерзлой зоной.
Образования пермского возраста наиболее изучены в гидрогеоло-
гическом отношении в бассейне р. Кулу, где подмерзлотные воды были
вскрыты рядом скважин и горными выработками. По остальным рай-
онам имеются лишь сведения о поверхностных проявлениях вод перм-
ских отложений.
По данным А. С. Симакова и 3. Г. Шильниковской, по периферии
Охотского срединного массива к пермским отложениям приурочено
около 70 наледей. Наледи большей частью имеют незначительные раз-
меры, их площадь не превышает 1 км2. Группа наледей в бассейне р. Та
(левый приток р. Иня) расположена на контакте пермских отложений
с гранитной интрузией. Независимо от наледеобразования в большин-
стве поверхностных водотоков этого района существует сток в течение
всего года. Г. К. Бакунина и С. Н. Шпаков отметили на площади раз-
вития пермских отложений множество источников с дебитом 1—
10 л!сек. На остальной площади распространения пермского водонос-
ного комплекса наледи или отсутствуют, или также невелики по разме-
рам. Например, наледи в долинах среднего течения ручьев Контакто-
вого, Итрикана и Правого Итрикана имеют площадь 0,3—0,5 км2 и
мощность льда до 2 м. Выходы наледеобразующих источников приуро-
чены к контакту пермских отложений с гранитным массивом верхнеме-
лового возраста. Дебиты источников в летний период 2,0—3,5 л!сек,
к концу зимы около 1 л!сек.
Пластово-трещинные и трещинно-жильные воды пермских отложе-
ний вскрыты скважинами и горными выработками на междуречье двух
крупных правых притоков р. Колымы — Кулу и Тенька, непосредственно'
под мерзлой зоной. На правобережье р. Кулу воды вскрыты скважи-
ной (92) в долине небольшого руч. Контактового на глубине 117,6—
132,7 м. Абсолютная отметка устья скважины около 840 м. Воды на-
порные, высота подъема 129,0—142,0 м. Абсолютная отметка статиче-
ского уровня достигает 860 м. Несколько западнее, вблизи водоразде-
ла рек Кулу — Тенька, на абсолютных отметках 1087—754 м воды
вскрыты скважиной (93) на глубине до 206,0 м. По данным В. Н. Пуш-
ко, высота подъема воды достигает 117 м. Абсолютная отметка статиче-
ского уровня воды в скважинах составляет в апреле — мае от 834,0 до
751,0 м. Минимальные уровни характерны для скважин, расположенных
в пойменной части долины р. Омчак, максимальные — на склонах во-
доразделов. На одном участке с абсолютной отметкой около 825 м от-
мечен сквозной талик, вода в котором имеет свободный уровень и сов-
падает с уровнем подрусловых вод. В низовьях р. Омчак недалеко
от долины р. Тенька воды пермских отложений вскрыты скважиной
(94) при геологических работах в районе пос. им. Белова. Как отмечает
М. Н. Бородулин, абсолютные отметки статического уровня здесь
в мае — июле равны 485—492 м.
Таким образом, отчетливо прослеживается общее снижение стати-
ческих уровней воды пермского комплекса с запада на восток (рис. 22).
Если принять во внимание, что расстояние между пунктом на р. Кулу
и пос. им. Белова по широте около 60 км и что среднее положение ста-
тических уровней для р. Кулу равно 850 м, верховьев р. Омчак 783 м,
пос. им. Белова 490,0 м, то гидравлический уклон на междуречье Ку-
лу— Тенька составит 6,0 м на 1 км. Несмотря на условность расчетов,
такие большие потери напоров указывают на слабую водопроницае-
мость пермских отложений. Это подтверждается также и результатами
опытных работ. В частности Г. Ю. Фейгин в бассейне р. Кулу опреде-
лил максимальный удельный дебит равным 0,03 л!сек, а коэффипиентг
ВОДОНОСН. КОМПЛЕКСЫ ВЕРХОВ НО-ЧУ КОТ. И ОХОТ CKO-ЧУ кот. областей 137-
фильтрации трещиноватых глинистых сланцев и туфогенных песчаников
0,05—0,2 м/сутки. По В. Н. Пушко, удельный дебит скважин в вер-
ховьях р. Омчак, как правило, равен сотым долям литра в секунду
и лишь в редких случаях (в зоне сквозного талика) удельный дебит
возрастает, но не превышает 1 л/сек. В районе пос. им. Белова удель-
ный дебит также не превышает 0,2 л/сек. Исключение составляют ло-
кальные зоны разломов, обладающие значительно большей водообиль-
ностью. Например, дебит скважины в зоне разлома в долине р. Омчак
в апреле достигал 6,4 л/сек при понижении 2,3 м, тогда как за преде-
лами трещиноватой зоны он снижался до 0,3 л/сек при понижении 57 ль
0 5 !0 15 гоки ggp prjj ГТ> ПГк FO R?
Рис. 22. Схематический мерзлотно-гидрогеологический разрез по линии р. Кулу —руч. Игу-
меновскнй (по материалам Г. Ю. Фейгина, В. Н. Пушко, М. И. Бородулина)
1 — дислоцированные сланцы, песчаники и алевролиты пермского возраста; 2— граниты ниж-
него мела; 3 —разломы; 4 — скважины; 5 — высота подъема подземных вод; 6 — уровень пм-
земиых вод; 7 —нижняя граница многолетнемерзлой зоны
Наблюдения за уровнем подмерзлотных вод, проведенные в районе
пос. им. Белова в скважинах, расположенных вблизи сквозного талика,
показали, что минимальные уровни приходятся на апрель, а макси-
мальные на декабрь — январь. Амплитуда колебания уровня в 1969 г.
составила в среднем 6,0 м. В летнее время колебания уровня связаны
с изменениями уровня руч. Игуменовского, в пойме которого пробурены
скважины, хотя амплитуда этих колебаний незначительная — всего 0,1 —
0,3 м. В верховьях р. Омчак, по данным В. Н. Пушко, амплитуда ко-
лебаний уровня подмерзлотных вод за год не превышает 4,0 м. Мини-
мальные уровни отмечены в апреле, максимальные, видимо, приходятся
на сентябрь.
Наряду с колебаниями уровня происходит изменение температуры
подземных вод. Минимальная температура их в зоне сквозного талика
0,Г С, максимальная 1,8° С в июле — августе. Химический состав под-
земных вод хлоридно-гидрокарбонатный или сульфатно-гцдрокарбонат-
ный со смешанным составом катионов. Минерализация от 220 мг/л в
районе р. Кулу до 500 мг/л в районе пос. им. Белова (табл. 25). Ин-
тересно отметить, что минерализация воды в рудничных выработках бо-
лее чем в два раза ниже минерализации воды в скважинах, располо-
женных вблизи сквозного талика. Очевидно, это можно объяснить тем,
что в разгрузку через сквозной талик руч. Игуменовского вовлекаются
воды более глубоких горизонтов, чем вскрытые рудничными выработ-
ками.
Питание подземных вод пермских отложений осуществляется слож-
ным путем. Анализ распределения наледей и источников по площади.
138
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Таблица 25
Химический состав вод водоносного комплекса пермских отложений
(по материалам Г Ю Фейгина, П И Лыгина, А Г Грибок)
Наименование, номер по карте и местоположение водопункта	Дата опробования	v	„	мг л Химическим состав, 		— % -эк в						pH	Минерализа- ция г/л
		Na +К	Mg	Са-	С1'	so,"	,НСОз'		
Скв 92, в долине руч Контактового (у пос Стокового) Скв 93, в долине р Ом- чак, в верхнем ее те- чении (у пос им Мат- росова) Скв 94, в долине руч Игуменовского (у пос им Белова) Шахта рудника им Бе- това, в долине руч Игуменовского (гор- ный уч-к 2, гезенк 8, горизонт 450 м)	30 VI1962 г 27/V 1960 г	62,0	0,6	5,0	10,6	25,0	122	7,4 7,0 8,4 7,2	0,22 0,23 0,52 0,24
		89 8,3	2 7,4	9 43,3	11 13,9	18 55,0	71 104,0 53 164,0		
		15 155,2	16 0,0	66 13,0	12 111,5	35 75,0			
		91 50,5	0 0,3	9 23,7	43 35,3	21 53,0	36 79,2		
		64	1	35	30	32	38		
распространения рассматриваемого комплекса показал, что большин-
ство их приурочено к контакту слабо водопроницаемых пермских отло-
жений с эффузивными образованиями верхнемелового возраста Сле-
довательно, часть воды эффузивного комплекса изливается на поверх-
ность в тектонически ослабленных зонах. Однако можно допустить, что
какая-то часть подземных вод перетекает в пермские отложения Оче-
видно, региональная область создания напоров расположена в вер-
ховьях рек Аян-Юрях и Кулу (в пределах хр Сарычева) В отдельных
участках на площади развития комплекса пермских отложений могут
возникать и местные очаги питания Разгрузка подземных вод происхо-
дит или на контакте осадочных отложении с интрузиями, или в местах
пересечения речными долинами тектонических разломов
Водоносные комплексы артезианских бассейнов
Анализ тектонической природы впадин, образующих артезианские
бассейны, возраста и состава отложений, слагающих чехол бассейнов,
позволили наметить на Северо-Востоке Азии два типа артезианских
структур — межгорные артезианские бассейны (орогенные) и артезиан-
ские бассейны платформенного типа. Последние (Олойский и Момо-
Зырянский) простираются преимущественно в пределы Якутской АССР
и в настоящей монографии не рассматриваются. Следует, однако, от-
метить, что Олойский бдссейн в пределах описываемой территории
сложен преимущественно водоносным комплексом морских отложений
верхнеюрского — валанж-инского возраста. В гидрогеологическом отно-
шении он не изучен Только в верховьях р Большой Анюй известен
источник (25) воды хлоридно-гидрокарбонатного натриевого состава,
в котором содержание хлор-иона достигает 50 мг/л Последнее свиде-
тельствует о вероятном наличии в Олойском бассейне зоны солонова-
ВОДОНОСН. КОМПЛЕКСЫ ВЕРХОЯ НО-ЧУ КОТ. И ОХОТСКО-ЧУКОТ. ОБЛАСТЕЙ 139
тых, а может быть и соленых вод. Межгорные артезианские бассейны
по времени заложения впадин и возрасту осадочного чехла подразделя-
ются на кайнозойские, приуроченные к неотектоническим приразлом-
ным впадинам, и мезозойские, приуроченные к позднегосинклинальным
впадинам.
Водоносный комплекс континентальных кайнозойских отложений
изучен в Эльгенском, Лево-Момонтайском, Гижигинском и некоторых
других артезианских бассейнах. Эльгенский артезианский бассейн рас-
положен в среднем течении р. Колымы, которая разделяет его пример-
но на две половины. Площадь бассейна около 2 тыс. км2. Основными
водными артериями, дренирующими бассейн, являются р. Колыма и ее
притоки — Эльген и Буюнда. Рельеф бассейна характеризуется поло-
гими сглаженными водораздельными возвышенностями с отметками до
500 м. К центру впадины отметки поверхности снижаются до 300 м. Мощ-
ность многолетнемерзлых пород колеблется от 18 до 90 м, причем наи-
меньшая приурочена к поймам рек. Под руслами рек выделены сквозные
талики. Мощность многолетнемерзлых пород в пределах Эльгенского
артезинского бассейна в 2—4 раза меньше, чем на окружающей его
территории. На этот факт обратил внимание еще П. Ф. Швецов
в 1951 г. и А. И. Калабин (1960).
Подмерзлотные порово-пластовые воды приурочены к песчано-кон-
гломератовым и гравийным породам позднепалеогенового возраста, а
трещинно-пластовые воды — к углям. Максимальная мощность водо-
носных отложений достигает 800 м. Воды напорные. Высота подъема
воды достигает 100 м. На водоразделах статические уровни установи-
лись на глубине 12—16 м ниже земной поверхности, а в долинах рек
на 4,5 м выше устья скважин. Дебит отдельных скважин приведен
в табл. 26.
Как видно из таблицы, водообильность пород неодинакова, что свя-
зано с фациальной изменчивостью осадочных образований. Удельные
дебиты скважин изменяются от 0,04 до 0,3 л/сек, а коэффициент филь-
трации от 0,17 до 7,4 м/сутки.
Режимные наблюдения, проведенные С. А. Нестеровым по скв.
НО, показали, что ее дебит при самоизливе в течение года изменяется
от 0,13 л!сек зимой до 1,0 л!сек летом, а уровень воды — от нескольких
десятков сантиметров до 4,4 м выше устья скважин. В скв. 109 дебит
при самоизливе колеблется в течение года от 0,31 до 1,1 л/сек, а уро-
вень соответственно от 2,2 до 3,8 м.
Химический состав подмерзлотпых вод преимущественно гидрокар-
бонатный натриевый. Минерализация их составляет от 0,2 до 2,5 г/л.
Воды наибольшей минерализации распространены на участках раз-
вития угленосных отложений неогенового возраста. Здесь отмечается
н увеличение минерализации подземных вод с глубиной. Воды невы-
сокой минерализации (0,2—0,3 г/л) встречены на тех участках, где от-
ложения представлены груботерригеиными неугленосными фациями
(табл. 27).
Все исследователи, изучавшие описываемый бассейн, отмечают, что
воды его имеют запах сероводорода; отдельные скважины газируют. Со-
став газа метановый. Приведенные материалы по химическому соста-
ву подмерзлотных вод указывают на большую роль угленосных образо-
ваний в формировании их химического состава.
Данные по подземным водам Эльгенского артезианского бассейна,
а также положение его в системе гидрогеологических структур, позво-
ляют обоснованно предполагать, что питание подземных вод происхо-
дит как за счет инфильтрации поверхностных вод через сквозные под-
русловые и возможные подозерные талики, так и за счет притока вод
140
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Таблица 26
Некоторые данные о водоносности континентальных отложений кайнозойского возраста
в Эльгенском артезианском бассейне
(по материалам С. А. Нестерова)
Наименование, номер по карте и местоположение водопункта	Абс. отм. устья сква- жины, м	Глубина вскрытия подземных вод. м	Абс. отм. статиче- ского уровня, я	Дебит, л/сек	Дата опробовавня		
				Удельный дебит, л]сек			
	Глубина скважины, м	Вскрытая мощность водовмещаю- щих пород, я					
Скв. 109, в 0,6 км северо- западнее пос. Эльген- Уголь, правобережная часть долины р. Средний Эльген, центральный уча- сток буроугольного место- рождения Скв. 110, в 1,0 км северо- западнее пос. Эльген- Уголь, левобережная часть долины р. Средний Эльген, центральный уча- сток месторождения Скв. 111, там же	410,3	145,7	413,2 405,2 405,5	0,7	1940 Г. 19/V 1941		
	180 400,8 101,4 403,4	32,3 88,5 9,5 136,2		0,23 0,97 0,22 0,2			г_
	156,0	19,8		0,04	1У/11		
Скв. 112, там же	398,5	95,7	405,3	1,3	13/IJ	1944	г.
	108,0	9,6		0,3			
Таблица 27
Химический состав вод водоносного комплекса континентальных отложений
кайнозойского возраста Эльгенского артезианского бассейна
(по материалам С. А. Нестерова)
Наименование, номер по карте и местоположение водопункта	Дата опробования	Химический состав				мг/л %-9К8			Мннерализа- 1 ДНЯ, г/4	1
		Na-+K‘	Mg-	Са-	сг	SO.'	НСО3'	рн	
Скв. 108, в бассейне	IV 1937 г.	261,4	9,2	55,5	7,2	0,0	896,0		1,23
		79 649,5	2 13,2	19 16,2	1 14,8	0 0,0	99 1814,0		
среднего течения р.									
Средний Эльген, пло- щадь буроугольного месторождения Там же									2,50
	IV 1937 г.								
		97 179,8	2 17,4	1 12,3	1 7,8	0 11,5	99 574,0		
Скр. ПО, там же									0,8
	IV 1937 г.								
		79 337,1	14 10,7	7 10,9	0 0,0	0 3,7	99 976,0		
Там же									1,34
	VII 1941 г.								
		92 61,4	6 1,0	2 3,0	0 4,0	1 0,0	99 171,0	6,8	
Скв. 113, там же									0,24
	VII 1958 г.								
		92	3	5	4	0	96		
ВОДОНОСН. КОМПЛЕКСЫ ВЕРХОЯНО-ЧУКОТ. И ОХОТСКО-ЧУКОТ. ОБЛАСТЕЙ 141
триасового и юрского водоносных комплексов, образующих фундамент
бассейна. Разгрузка подмерзлотных вод осуществляется в долины
р. Колымы и ее притоков — Эльген и Буюнда.
Лево-Момонтайский артезианский бассейн, изучавшийся в 1968—
1969 гг. О. С. Рябоконь и Г. И. Рощиным, расположен на высоте около
1200 м.
В строении бассейна принимают участие плиоцен-нижнечетвертич-
ные слабо сцементированные конгломераты, пески, глины. Общая мощ-
ность этого водоносного комплекса около 300 м. Фундамент бассейна
образуют осадочные породы юрского возраста и частично интрузивы
кислого состава.
Подмерзлотные воды вскрыты здесь непосредственно под мерзлой
зоной на глубине от 103 до 165 м. Воды напорные, статический уро-
вень в скважинах устанавливался летом на отметках 1183—1040 м.
Максимальные отметки уровня совпадают примерно с отметкой уровня
воды в крупных озерах Тобынджа, Момонтай и.других, расположен-
ных вблизи бортов бассейна и не промерзающих зимой. Подземные во-
ды пресные, но химический состав их не изучен. Можно предположить,
что под крупными озерами имеются сквозные талики, являющиеся пу-
тями инфильтрации поверхностных вод.
В Гижигинском артезианском бассейне исследования были сосредо-
точены у юго-восточного его окончания, в пределах возможной
области разгрузки. Осадочные образования чехла бассейна верхне-
палеогенового и неогенового возраста литофицированы и уплот-
нены. Глины большей частью превратились в аргиллиты, пески в пес-
чаники. Здесь наряду с порово-пластовыми водами распространены и
трещинно-пластовые. Возможно наличие и локально трещинных вод
разломов. Результаты бурения скважин (139—141) глубиной до 100 м
показали, что сквозные талики имеются только под руслами крупных
рек —Гижига, Авеково и под непромерзающими в течение всей зимы
озерами. Подмерзлотные воды были вскрыты непосредственно под
мерзлой зоной мощностью от 30 до 45 м, а на отдельных участках
вблизи водоразделов на глубине до 100 м. Воды напорные. Высота
подъема воды изменяется в зависимости от геоморфологического поло-
жения скважины от 29 до 45 м. Статический уровень подмерзлотных
вод в 2 км от берега моря устанавливается на отметке около 9 м.
Водоносными породами являются песчаники. Водоносность пород
невысокая. По данным В. И. Михеева, дебит скв. 139 составил при
понижении 19,2 м всего 1,1 л/сек, удельный дебит равен 0,0057 л/сек,
рассчитанный коэффициент фильтрации равен 0,6 м/сутки. В зоне но-
вейших разломов водоносность этих пород резко возрастает, дебит
скважин составляет 3—4 л/сек при понижении не более 3 м, а удельные
дебиты равны в среднем 1 л)сек. Рассчитанный коэффициент фильтра-
ции песчаников в зоне разлома изменяется от 3,7 до 12 м/ч.
Химический состав подземных вод в зоне разлома и за ее преде-
лами также различен. Если в пластовых условиях воды солоноватые,
то в зоне разлома они пресные (табл. 28). Температура подмерзлотных
вод не превышает 1,0° С. Режимные наблюдения показывают постоян-
ство дебита, уровня и температуры подземных вод. Только в зоне
разлома в конце летнего периода минерализация воды снижается
до 0,4 г/л.
Гидрогеологические исследования показывают, что питание под-
земных вод Гижигинского бассейна происходит в пределах бассейна пу-
тем инфильтрации поверхностных вод через сквозные талики под рус-
лами верхнего и среднего течения крупных рек, а также через подо-
зерные талики. Наиболее благоприятные условия для питания и дви-
142
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Таблица 28
Химический состав вод водоносного комплекса палеогеновых отложений
в Гижигинском артезианском бассейне
(по материалам В И Михеева В М Иванова)
Наименование, номер по
карте и местоположение
водопункта
Скв 139, на правобереж-
ной первой надпой-
менной террасе р
Большой Чаибухи, в
районе пос Чайбуха
(Охотское побережье)
Скв 140, там же
Скв 141, в 2 км от скв
140 выше по течению
р Большой Чайбухн
25 IV 1967
г
18 IX 1967
г
19 IX 1967
г
Дата
опробования
v	ч.	мг! i Химический состав, 		— % экв					
Na’ + K	Mg	Са	Cl'	so.	нсо/
841 58	69,0	244,8	1740,0	150,0	140,8
67	11	22	90	6	4
2003,9	308,9	27,1	3763,0	325,0	62,0
76	22	2	93	6	1
142,3	20,7	67,8	298,2	32,0	134,2
54	15	30	74	7	19
рн
8,1
7,4
3,2
6,5
0,7
жения подмерзлотных вод существуют в том случае, если подозернып
или подрусловый талик расположен в зоне новейшего разлома
Разгрузка подмерзлотных вод происходит в море или в русле ниж-
него течения рек Гижига и Авеково Последнее подтверждается ре-
зультатами электроразведочных работ Однако питание и разгрузка
затрудняются из-за наличия чехла многолетнемерзлых пород
Гидрогеологические исследования, проведенные на ограниченных
участках Сигланского и Кухтуйского артезианских бассейнов в связи
с разведкой буроугольных месторождений, показали, что мерзлая зона
имеет здесь островной характер Мощность ее в отдельных «островах»,
приуроченных к водоразделам, достигает 100 м, хотя наиболее часто
она равна 40—50 м Подземные воды приурочены к пескам, галечни-
кам или слабо сцементированным конгломератам и к трещиноватым
бурым углям неогеп-четвертичного возраста На водоразделах и на
крыльях бассейнов уровни подземных вол свободные, вблизи долин,
дренирующих бассейны, воды приобретают напор, скважины иногда
самоизливают Так, по данным Н П Московченко, в скважинах (191),
пробуренных на пологом склоне долины р Сиглан, статический уро-
вень подземных вод оказался выше на 37—40 м уровня моря и на
1,15 м поверхности земли В то же время скв 190, пробуренная вбли
зи правого берега р Сиглан, вскрыла высоконапорные воды, уровень
которых на 15 м выше устья и примерно на 30 м выше уровня моря
Снижение статических уровней от окраины бассейна к центру харак-
терно и для Кухтуйского бассейна
Водообилыюсть пород, слагающих водоносный комплекс, раз-
лична Скважины, вскрывшие пласты трещиноватых углей, имеют мак
симальпые удельные дебиты 0,7 л!сек, а слабо сцементированные пес-
чаники с глинистым цементом — не более 0,1 л!сек
Химический состав воды разнообразен В бассейнах, где мощность
осадочного чехла не превышает 300—400 лив его составе отсутствуют
регионально выдержанные глинистые толщи (Сигланскии, Ланков-
ВОДОНОСН. КОМПЛЕКСЫ ВЕРХОЯНО-ЧУКОТ. И ОХОТСКО-ЧУКОТ. ОБЛАСТЕЙ 143.
ский), подземные воды пресные, гидрокарбонатные и хлоридно-гидро-
карбонатные натриевые.
В бассейнах, где осадочный чехол имеет мощность более 500 м и
в его составе имеются региональные водоупорные толщи (Кухтуйский,
Яно-Тауйский), воды верхних горизонтов пресные, а под глинистыми
слоями — солоноватые с минерализацией более 3 г/л, хлоридные каль-
циево-натриевые. Например, в Кухтуйском бассейне под глинами сред-
не- и нижнемиоценового возраста на глубине 100 м вблизи области пи-
тания скв. 179 вскрыты воды, имеющие химический состав
__С198 _
1 6,o Na 62 Са 38 ’
Наблюдения за уровнем и температурой воды в скважинах пока-
зывают на постоянство режима в течение года. И. А. Зуев отмечает,
что амплитуда колебаний уровня не превышает 0,4 м, а температура
воды меняется в течение года от 2,3 до 2,6° С.
Водоносный комплекс континентальных отложений мелового воз-
раста участвует в строении нескольких артезианских бассейнов. Стра-
тиграфический диапазон отложений очень широк и охватывает все ме-
ловое время. Преобладают песчаники, аргиллиты и туфы, имеются слои
углей. Верхняя часть нижнемеловых отложений сложена преимущест-
венно глинистой толщей, максимальная мощность которой достигает
900 м. Общая мощность водоносного комплекса составляет 2000 м, од-
нако такая мощность сохраняется только на отдельных участках наи-
более крупного Омсукчанского артезианского бассейна. В небольших
бассейнах мощность комплекса обычно не превышает нескольких со-
тен метров.
Омсукчанский артезианский бассейн протягивается вдоль восточ-
ного склона одноименного хребта в субмеридиональном направлении.
Длина его около 200 км, ширина от 10 до 40 км. Дренируется бассейн
р. Сугой. Характерной особенностью бассейна является то, что выпол-
няющие его нижнемеловые угленосные песчано-глинистые отложения
на многих участках перекрыты верхнемеловыми эффузивами. В бас-
сейне развита сплошная мерзлая зона, на отдельных участках опа
имеет прерывистый характер из-за сквозных таликов.
В гидрогеологическом отношении бассейн изучен слабо. При гео-
логосъемочных работах в его пределах было встречено множество
крупных наледей, приуроченных в основном к бортам бассейна п к зо-
не контакта интрузивных пород с осадочными образованиями. В русле
р. Сугой, дренирующей Омсукчанский бассейн, установлены полыньи.
Наиболее крупные и часто встречающиеся полыньи выявлены в ниж-
нем ее течении (Кузнецов, 1961).
Наиболее детально водоносность нижнемеловых песчано-глини-
стых отложений изучена в южном окончании бассейна в районе пос.
Галимый. Здесь при проходке угольных шахт на абсолютной отметке
около 660 .и вскрыты напорные подмерзлотиые воды. Вода поступала
в выработки тонкими струйками из трещиноватых песчаников и углей.
Максимальный водоприток в момент вскрытия составлял 27 м3/ч.
Г. Д. Гинсбург, обследовавший в 1958 г. эти шахты, отмечает, что не-
смотря на обилие тектонических зон дробления катастрофических про-
рывов воды в шахты не было. Это объясняется тем, что даже новей-
шие разломы закольматированы вязким глинистым материалом. По его
подсчетам, коэффициент фильтрации воды в зоне разломов не превы-
шает 0,5 л/сутки.
Подмерзлотные воды были вскрыты также рядом скважин (118—
121) на глубинах от 80 до 130 м, соответствующих мощности мерзлой
144
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
зоны. Во всех случаях воды оказались напорными. Абсолютная отметка
статических уровней изменяется от 730 до 644 м. Отмечено общее сни-
жение уровней с юга на север.
Водоносность нижнемеловых угленосных отложений незначитель-
ная. Так, по С. А. Нестерову, из скважины глубиной 104 м в ноябре —
декабре 1945 г. был получен приток 9 л/сек при понижении 46 м. Ана-
логичные данные приводит и Г. Д. Гинсбург. По расчетам последнего,
наиболее водообильпыми породами являются угли, коэффициент филь-
трации которых составляет 0,25—0,52 м/сутки. Минимальные значе-
ния коэффициента фильтрации (0,05—0,055 м/сутки) свойственны мел-
ко- и тонкозернистым песчаникам. Температура подземных вод во
вскрытых интервалах не превышает 1,2° С.
Химический состав воды в районе пос. Галимый гидрокарбонат-
ный натриевый с минерализацией до 1,9 г/л. Исключение составляет
вода одного источника, приуроченного к участку развития сульфидо-
носных пород типа вторичных кварцитов. Вода в источнике сульфатная
кальциевая с минерализацией 1,7 г/л. Химические анализы воды из
некоторых скважин приведены в табл. 29. В водах ощущается запах се-
роводорода.
Таблица 29
Химический состав вод водоносного комплекса континентальных отложений
мелового возраста в Омсукчаиском артезианском бассейне
(по материалам Г. Д. Гинсбурга)
Наименование, иомер по карте и местоположение водопункта	Дата опробования	„	.	мг л Химический состав, 	 %-экв							Минерализа- ция, г/л
		Na' + K-	Mg-	Ca-	си	SO.’	НСОз'	рн	
Скв. 118, в верховье р. Сугои, в районе пос. Омсукчаи Скв. 119, в бассейне верховья р. Сугой, в районе Омсукчанского каменноугольного ме- сторождения Скв. 120, там же Скв. 121, там же	IX 1957 г. VIII 1958 г. X 1958 г. VIII 1958 г.	404,0	6,8	17,3	41,0	44,1	1031,6	—	1,54 0,72 0,85 1,7
		92 185,4	3 2,8	5 6,6	6 7.1	5 4,0	89 508,7		
		93 206,6	3 0,0	4 38,0	2 42,0	1 120,0	97 439,0		
		82 452,2	0 2,43	18 12,2	11 35,9	23 8,0	66 1180,0		
		96	1	3	5	1	94		
Анализируя гидрогеологическую обстановку в районе пос. Гали-
мый, Г. Д. Гинсбург пришел к выводу, что здесь существуют местные
очаги питания подмерзлотных вод. Инфильтрация поверхностных вод
происходит по сквозным таликам под дном приводораздельных озер
Сольвейг и Мутное. В целом областью питания Омсукчанского арте-
зианского бассейна можно считать Охотско-Колымский водораздел
(часть его, прилегающая к верховьям р. Сугой) и Омсукчанский хре-
бет. Вода может поступать также из водоносных триасовых отложений,
слагающих фундамент и восточный борт бассейна.
Песчаники, конгломераты и аргиллиты верхнемелового возраста
изучены в небольшом Аркагалинском артезианском бассейне площадью
ВОДОНОСН. КОМПЛЕКСЫ ВЕРХОЯ НО-ЧУ КОТ. И ОХОТСКО-ЧУКОТ. ОБЛАСТЕЙ 145
всего около 100 км2, расположенном, как и Омсукчанский, в пределах
распространения сплошной мерзлой зоны. Мощность водоносного ком-
плекса достигает здесь 500 м. Фундамент бассейна сложен триасовыми
терригенными породами. Породы водоносного комплекса собраны в не-
сколько мульд с углами наклона на крыльях до 15—20°. Мульды раз-
деляются поднятиями фундамента, где верхнемеловые отложения раз-
мыты и на поверхности обнажаются осадки триасового возраста.
Большинство скважин, пробуренных в пределах Аркагалинского
артезианского бассейна, встретило напорные подмерзлотные воды. Во-
да, как правило, появляется непосредственно под многолетнемерзлыми
Рис. 23. Мерзлотно-гидрогеологический разрез Аркагалинского артезианского бассейна (по мате-
риалам А. Ф. Глинкина» А. Г. Гущина, А. И. Туманова, П. Г. Сурикова)
/ — фундамент бассейна (песчаники, сланцы триаса); 2— осадочный чехол бассейна (песчаники,
конгломераты, угли верхнего мела); 3 — скважины; 4 — глубина вскрытия подземных вод и вы-
сота подъема их [цифра возле стрелки со знаком « + » означает высоту подъема воды (в м) над
поверхностью земчп], 5 — граница мерзлой зоны; 6 — уровень подземных вод; 7 — тектонический
разлом
породами па глубине 120—200 м. Напор ее изменяется от 120 до 190 м.
В отдельных случаях скважины самоизливают. П. Г. Суриков на ос-
новании разведочных данных установил для южной части бассейна, что
напор подмерзлотных вод падает от восточного, северного и западного
бортов бассейна к южному, т. е. по уклону долины р. Аркагала. Та
же закономерность прослеживается по всему бассейну (рис. 23).
Водоносность пород, слагающих бассейн, неодинакова. Наибольшие
водопритоки получены из груботерригенных разностей. Так, по А. Г. Гу-
щину, скв. 86 глубиной 316 м, в разрезе которой преобладают слои
песчаников, давала в 1939—1940 гг. 2,2—2,3 л!сек при понижении уров-
ня 3,6—4,5 м, удельный дебит соответственно был равен 0,58—
0,52 л/сек. В то же время в скв. 87, вскрывшей преимущественно тонко-
зернистые отложения, зимой 1942—1943 гг. произошло падение уровня
на 12,5 м при отборе воды в количестве 2 л!сек. На разную водообиль-
ность пород указывают и результаты позднейших исследований. Так,
по данным В. Г. Волковой, в пределах Нижне-Аркагалинского участка
удельные дебиты по скважинам при одних и тех же понижениях из-
меняются от 0,016 до 0,175 л!сек. В общем же фильтрационная способ-
ность пород водоносного комплекса, слагающего Аркагалинский арте-
зианский бассейн, так же, как и в других бассейнах, низкая.
Подмерзлотные воды Аркагалинского бассейна имеют низкую тем-
пературу. По данным А. Г. Гущина, на глубине 300 м она равна 1,4° С.
По химическому составу (табл. 30) подмерзлотные воды подраздели-
146
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Таблица 30
Химический состав вод водоносного комплекса верхнемеловых отложений
Аркагалинского артезианского бассейна
(по материалам А Г Гущина, А Ф Глинкина, А И Туманова, А А Шевревкулова)
Наименование, номер по карте и местоположение водопуикта	Дата опробования			Химический состав, 		— % -экв							Минерализа- ция,	'
				Na +К	Mg	Са •	сг	so/	НСО3'	pH	
Скв 82, в левобережье	VII	1957	Г.	278,5	1,0	2,8	24,8	6,0	682,9		i.a
				98 894,8	0 1,2	1,3	6 9,8	2 758,2	92 1309,8		
верхнего течения р Ар- кагала, Верхне-Арка- галинское каменно- угольное месторожде- ние Скв 83, там же		1941									2,9»
											
						4,6					
	III		г.								
				99 1382,2	0 1,6	06 3,4	0,4 14,0	42,6 2187,0	57,0 791,5		
											
Скв 85, в левобережье	IV	1941									4,4
			г	99	0,4	0,6	1	72	27		
среднего течения р Аркагала, каменно-											
											
угольное месторожде- ние Знатный Скв 86, там же	IV	1941		1477,2	11,7	10,3	8,7	2611,0	611,0		4,73
			г	98 1662,5	1,4 73,1	0,6 555,1	0,5 22,0	84 4955,0	15,5 136,1		
Скв 87, там же											
	V	1943									7,4
			г	68 78,9	6 6,2	26 10,3	0,7 1,8	99 40,0	0,3 217,8		
		1960									0,36
Скв в левобережье сред-	I										
			г	77	Ц	12	1	19	80		
него течения р Арка- галы, каменноугольное месторождение Кед- ровское											
											
											
ются на два типа сульфатные с минерализацией до 4—8 г/л и гидро-
карбонатные с минерализацией до 3,0 г/л Преобладающий катион —
натрий. Воды отличаются низким содержанием хлор-иона. Сульфатные
воды распространены преимущественно в центральной части (участок
Знатный), а гидрокарбонатные — в северной и южной частях бассейна
(рис. 24). Имеются также данные об увеличении минерализации под-
земных вод при углублении скважин
При проходке отдельных скважин в подмерзлотной зоне были
вскрыты небольшие скопления газа По данным А. И Туманова и
А Ф. Глинкина, газ имеет азотно-метановый или азотно-углекислый со-
став. Режим подмерзлотных вод не изучен. Однако результаты, полу-
ченные при бурении скважин в различное время года, указывают на
его постоянство.
Положение Аркагалинского артезианского бассейна на фланге
адартезианского бассейна и значительная водоносность триасовых от-
ложений позволяют считать, что пополнение запасов подземных вод
верхнемелового комплекса происходит за счет притока воды триасово-
го и юрского водоносных комплексов через западный, северный и во-
сточный борта бассейна Разгрузка подземных вод происходит в основ-
ном за счет фильтрации в отложения триасового возраста у южного
борта бассейна, т е направление движения вод совпадает с простира-
нием бассейна
ВОДОНОСН. КОМПЛЕКСЫ ВЕРХОЯНО ЧУКОТ И ОХОТСКО ЧУКОТ. ОБЛАСТЕЙ 147
В районе островной мерзлой зоны наиболее изучен небольшой Ха-
сынский артезианский бассейн. Водоносными породами являются тре-
щиноватые песчаники, аргиллиты и угли нижнемелового возраста. На
отдельных участках эти отложения перекрыты эффузивами верхнеме-
Рис 24 Схема гидрохимической горизонтальной зональности подмерзлотиых вод
Аркагалинского артезианского бассейна (по материалам А Ф Глинкина,
А Г Гущина, А И Туманова, В Г Волковой)
/ — фундамент бассейна (отложения триаса), 2 — чехол бассейна (отложения
верхнего мела), площади распространения гидрокарбонатных натриевых вод
3 —с минерализацией до 1 е/л, 4 — с минерализацией от 1 до 3 г/л площади
распространения сульфатных натриевых вод 5 — с минерализацией до 1 г}л
6 — с минерализацией от 1 до 3 г/л, 7 — с минерализацией больше 3 г/л 8 — гра
ница вод с различным составом и минерализацией 9 — линия гидрогеологического
разреза (см рис 23)
лового возраста. Последние образуют также пластовые залежи в тол-
ще угленосных образований (рис 25) Мощность водоносного комп-
лекса нижнемеловых континентальных пород около 500—600 м Мно-
голетнемерзлые породы были установлены только в приводораздельных
участках Мощность их здесь достигает 120 м. Подземные воды вскры-
ты на глубинах от 14 до 168 м Минимальные глубины вскрытия под-
земных вод приходятся на пойменную часть долины р. Хасын Аб-
солютные отметки статических уровней подземных вод изменяются от
360 м на водоразделах до 280 м в пойме реки В приводораздельных
148
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
участках уровни подземных вод свободные. На дне долины напорные.
Высота подъема воды достигает 25—40 м.
Опытные работы показали, что и в этом бассейне нижнемеловые
континентальные образования обладают такими же коллекторскими
свойствами, как и в Омсукчанском. Так, по данным Н. С. Савельева,
коэффициент фильтрации трещиноватых песчаников и углей состав-
ляет 0,5—0,6 м/сутки. Некоторые характеристики водоносного комплекса
Рис. 25. Гидрогеологический разрез долины р. Хасыи у пос. Палатка
(по материалам В. Я. Зинченко)
1 — углнсто-глинистые аргнллнты, песчаники нижнемелового возраста
(хасыиская свита), водоносные, 2 — те же породы, контактово-изменен-
ные, уплотненные, водоупорные; 3— эффузивные породы (андезиты)
верхнемелового возраста, слаботрещииоватые, водоносные, 4 — песчано-
гравнйко галечные отложения четвертичного возраста, 5 — скважины,
6 — глубина вскрытия подземных вод и высота напора; 7 — уровень
подземных вод а — в отложениях нижнемелового (хасыиская свита)
и четвертичного возраста, б — в эффузивных образованиях верхкеме-
лового возраста, 8 — тектонический разлом. 9— интервал интенсивно
дробленых эффузивных пород по скважине (интервал повышенной
обводненности)
даны в табл. 31. К сожалению, химический состав вод Хасынского бас-
сейна изучен плохо. По отдельным неполным данным, сухой остаток
вод не превышает 100 мг/л, состав их гидрокарбонатный натриевый.
Разгрузка подземных вод осуществляется у южного борта бассейна
в долину р. Хасын, что приводит к образованию здесь наледей и полы-
ней.
Водоносный комплекс преимущественно морских терригенных от-
ложений верхнеюрского-валанжинского возраста. Водоносный комплекс
участвует в строении двух артезианских бассейнов — Чаунского и Ван-
каремского *. В литологическом отношении в составе комплекса выде-
ляются две преимущественно песчаниковые толщи мощностью до 1500 м
каждая и разделяющая их преимущественно аргиллито-алевролитовая
толща мощностью около 1000 м. Общая мощность водоносного комп-
лекса достигает 4000 м.
В современную эпоху оба бассейна открываются в Северный Ле-
довитый океан. Можно предполагать, что большая часть этих бассей-
нов затоплена морем. Основными реками, дренирующими Чаунский
* Чаунский и Ванкаремский бассейны представляют собой краевые части области
артезианских бассейнов платформенного типа.
ВОДОНОСН. КОМПЛЕКСЫ ВЕРХОЯНО-ЧУКОТ. И ОХОТСКО-ЧУКОТ. ОБЛАСТЕЙ 149
Таблица 31
Некоторые данные о водоносности нижнемеловых отложений
в Хасынском артезианском бассейне
(по материалам Н. С. Савельева и В. Ф. Рыбакова)
Наименование, местоположение и номер водопункта на карте	Абс. отм., м	Глубина вскрытия подземных вод, м	Абс. отм. статиче- ского уровня, м	Дебит, л[сек	Дата опробования
	Глубина скважины, м			Удельный дебит, л /сек	
		Вскрытая мощность водовмещаю- щих пород, Я			
Скв. 128, на правобережном	417,0	64,0	353,0	0,2	1 1954
	132,0	68,0		0,4	
склоне долины рч. Чер- ного (бассейн р. Хасын),					
					
южный участок Хасын- ского угольного место- рождения					
Скв. 129, там же	413,0	58,0	355,0	0,33	
	200,0	142,2		0,07	XII 1953
Скв. 130, на правобережной	330,27	68,0	286,0	0,53	
	111,0	42,0		0,21	VII 1941
четвертой надпойменной террасе р. Хасын, север- ный участок Хасынского угольного месторождения			286,0		
					
					
	328,0	80,0		0,74	
Скв. 131, там же	168,0	88,0		0,42	IV 1941
бассейн, являются Чаун, Паляваам и частично Раучуа. Ванкаремский
бассейн дренируется реками Ванкарем, Кымынейвээм и Амгуэма.
По мерзлотно-гидрогеологическим условиям территория бассейнов
относится к району сплошной мерзлой зоны. Мощность многолетней
мерзлоты здесь по геофизическим данным равна 100—200 м; сквозные
талики существуют только по долинам крупных рек. По аналогии с бас-
сейнами, находящимися в аналогичных условиях (Анадырский), мож-
но считать, что сквозные талики, видимо, не протягиваются на всю дли-
ну речных долин, а имеют вид изолированных таликовых окон.
В гидрогеологическом отношении бассейны изучены слабо. По ма-
териалам дешифрирования аэрофотоснимков А. С. Симаков и 3. Г.
Шильниковская установили в зоне контакта Чаунского бассейна
с Охотско-Чукотским вулканическим поясом ряд крупных наледей, раз-
вивающихся в поймах рек. Площадь наледей равна 1—15 км2 при мощ-
ности льда 1—2 м. Подмерзлотные воды были вскрыты только в Чаун-
ском артезианском бассейне в районе г. Певек. Скв. 9, расположенной
у северо-восточного борта бассейна на абсолютной отметке около 30 м,
была встречена вода непосредственно под многолетнемерзлыми поро-
дами на глубине около 130 м. По всему подмерзлотному интервалу
распространены угленосные трещиноватые песчано-глинистые образо-
вания верхнеюрского возраста. Вода в них напорная. Высота подъема
воды в сентябре 1958 г. составила НО м. Абсолютная отметка статичес-
кого уровня равна 6 м.
Другая скважина (8) расположена в 8 км северо-западнее скв. 9
в 300 м от берега моря. Устье скважины примерно на 20 м выше уреза
воды в море. Скважина пробурена до глубины 217,0 м. Вода появилась
непосредственно под мерзлой зоной на глубине 105 м. Статический уро-
вень воды в апреле 1958 г. находился примерно на уровне воды в море.
150
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Опытные работы, проведенные в скважинах, показали, что дебит
их низкий (0,17—0,28 л!сек при понижениях соответственно 70 и 80 м).
Удельный дебит определен Б. Е. Ярковым в 0,0024 л/сек. Химический
состав воды приведен в табл. 32. Минерализация подмерзлотных вод
Таблица 32
Химический состав вод водоносного комплекса преимущественно морских
терригенных отложений верхнеюрско-валанжинского возраста
Чаунского артезианского бассейна
(по материалам Б. Е. Яркова)
Наименование, номер по карте и местоположение водопункта	Дата опробования	v	v	мг л Химическим состав, 		— % -экв						рн	Минерализа- ция, г/л
		На+К-	Mg"	Са-	СГ	sop	НС03’		
Скв. 9, в 8 км юго-восточ- нее г. Певек Скв. 8, в районе г. Пе- век, в 0,3 км от бере- га моря	IX 1958 г. IV 1958 г.	275,8	28,6	72,1	466,0	64,1	213,5	—	1,12 32,5
		67 3363,8	13 287,0	20 8248,0	73 20 581,0	8 35,4	19 6,7		
		25	4	71	96	0,9	0,1		
непосредственно у борта бассейна равна 1 г/л, вблизи берега моря она
приближается к солености морской воды. Температура подземных вод
во вскрытом интервале не превышает 1,5° С.
В Ванкаремском бассейне подмерзлотные воды не изучены.
В. А. Кириллов, по данным интерпретации результатов ВЭЗ, считает,
что в прибрежно-морской части бассейна минерализация подмерзлот-
ных вод близка к солености морской воды. Региональной областью раз-
грузки является море. Часть подмерзлотных вод разгружается через
сквозные таликовые окна в толщу аллювиальных отложений в доли-
нах крупных рек. Однако этот вид разгрузки не имеет существенного
значения. Поэтому реки, дренирующие Чаунский и Ванкаремский бас-
сейны, имеют незначительный модуль поверхностного стока (1—2 л/сек
с 1 км2).
Водоносный комплекс морских и континентальных терригенных от-
ложений верхнеюрско-валанжинского возраста участвует в строении
ряда небольших артезианских бассейнов в северной части Верхояно-
Чукотской гидрогеологической складчатой области (Нутесынский, Верх-
не-Амгуэмской и др.). В литологическом отношении комплекс пред-
ставлен верхнеюрскими морскими грубо терригенными отложениями
(песчаники, конгломераты) и верхнеюрско-нижнемеловыми песчанико-
во-конгломератовыми образованиями континентального происхождения.
Континентальные породы угленосны. Общая мощность отложений до-
стигает 3000 м, однако в каждом отдельном бассейне мощность водо-
носного комплекса различна и, вероятно, в большинстве случаев не
превышает 1000 м.
По мерзлотно-гидрогеологическим условиям все бассейны относят-
ся к сплошной мерзлой зоне. Мощность ее равна 100—200 м. Бассей-
ны расположены в верховьях рек, впадающих в Северный Ледовитый
океан и в Берингово море. В связи с этим их можно, по Н. И. Тол-
стихину (1959), считать приводораздельными.
ВОДОНОСН. КОМПЛЕКСЫ ВЕРХОЯНО-ЧУКОТ. И ОХОТСКО-ЧУКОТ. ОБЛАСТЕЙ 151
В гидрогеологическом отношении бассейны не изучены. Только в
пределах Нутесынского артезианского бассейна проводил мелкомас-
штабные работы В. Я. Коваленко. По его данным, подмерзлотные воды
Нутесынского бассейна пресные, высоконапорные. Разгрузка вод про-
исходит в нижнем течении долин рек Нутесын, Кульпольней и Малый
Анюй. Водообильность описываемого комплекса довольно высокая, на
что указывают повышенные значения относительной наледности (1,8—
1,68%) и наледного стока (30,8—35,4 мм) для верховьев рек Молон-
джа, Кегали, Олой, дренирующих комплекс (см. табл. 10).
Водоносные комплексы вулканогенных супербассейнов
В строении вулканогенных супербассейнов принимают участие во-
доносные комплексы эффузивных пород кайнозойского и мелового воз-
раста и подстилающие их комплексы, относящиеся к гидрогеологиче-
ским массивам, адартезианским и артезианским бассейнам, описанным
выше.
Водоносный комплекс эффузивных пород кайнозойского возраста
представлен лавами среднего и основного состава с преобладанием ба-
зальтов. Возраст вулканогенных образований палеогеновый, а в бас-
сейне р. Мони имеется вулкан и лавы антропогенового возраста. Поля
распространения их совпадают с площадями эффузивных пород мезо-
зойского возраста, хотя отмечается тяготение к центральной части
Охотско-Колымского водораздела.
В гидрогеологическом отношении кайнозойские вулканогенные по-
роды изучены слабо. Учитывая, однако, большую их трещиноватость,
можно предполагать и значительную водообильность. На большую во-
допроницаемость трещиноватых базальтов указывает тот факт, что
р. Мони в пределах площади развития базальтов на протяжении около
30 км теряет сток, а у южной окраины лавого потока действует ряд
мощных родников и поверхностный сток восстанавливается.
В районе пос. Большая Чайбуха в пределах развития островной
мерзлой зоны трещинные воды палеогеновых эффузивов были вскрыты
несколькими скважинами на глубине около 40 м. Скв. 142 и 143 рас-
полагались на расстоянии около 300 м от берега моря на абсолютных
отметках до 20 м. Воды напорные, высота подъема воды до 30 м. По
данным откачек минимальный дебит скважин в конце августа 1967 г.
составил 0,2 л/сек при понижении до 14 м. Воды пресные, сухой оста-
ток 0,5 г/л, химический состав их выражается формулой
м С1 51 НСО3 25 SO4 22
мо,5 (Na + К) 79 Cal 4 '
Содержание хлор-иона равно 161,3 мг/л, сульфат-иона 91 мг/л,
кальций-иона и магний-иона 24,7 мг/л каждого.
В участках развития сульфидной минерализации формируются
сульфатно-железистые воды с минерализацией в несколько граммов
на литр. Источник таких вод описан Л. И. Тихомировым в сентябре
1961 г. на мысе Чайбуха в зоне дробления эффузивов палеоцен-эоцено-
вого возраста. Дебит его оказался равным 0,005 л/сек, вода кислая, вя-
жущая на вкус. Химический анализ воды следующий (в мг/л)-. Са"—
В8,0; Mg- —1630,0; Fe" — 88,0; Fe-" —500,0; СК—105,6; SO4" — 3526,0;
pH —2,6. Формула химического состава имеет вид
АД SO4 93
Ms'! Fe 34 Al 32 Mg 17 ’
Из микрокомпонентов определены Си — 13 мг/л и Zn — 8,0 мг/л.
152
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Режим вод кайнозойских эффузивов не изучался. Можно предпо-
лагать непостоянство его в пределах главного возораздела и большую
выдержанность в прибрежно-морской полосе. Так, если уровень воды
в одной из скважин в конце августа 1967 г. залегал на глубине 12,3 м,
то в конце апреля 1969 г. глубина до воды оказалась равной 13,8 м,
т. е. амплитуда колебаний уровня составляла не более 2 м.
Питание подземных вод осуществляется путем инфильтрации — ат-
мосферных осадков и поверхностных вод (ручьи, речки, озера). Раз-
ская, 3 — граница описываемой территории
грузка подземных вод чаще всего происходит по контакту эффузивов
с другими более древними и менее водопроницаемыми породами или
в зонах тектонических разломов в нижних частях склонов речных и
морских террас.
Водоносный комплекс эффузивных пород мелового возраста. Как
отмечено в разделе «Геологическое строение», эффузивные породы ме-
лового возраста образуют основной водоносный комплекс Охотско-Чу-
котской области вулканогенных супербассейнов (рис. 26). В его состав
входят лавы (от кислых до основных), игнимбриты и пирокластические
породы. Общая мощность излившихся и пирокластических толщ дости-
гает 4—5 тыс. м.
Пространственно Охотско-Чукотская область вулканогенных су-
пербассейнов совпадает с главным водоразделом между бассейнами
Северного Ледовитого и Тихого океанов. По С. Ш. Насыбулину (1969),
средний многолетний модуль стока за наиболее маловодный период от-
крытого русла для районов, прилегающих к линии главного водораз-
дела, равен 6 л)сек с 1 км1. Если учесть, что для этих районов наибо-
лее характерны резкорасчлененные формы рельефа, то указанное зна-
чение модуля стока представляет собой довольно большую величину.
ВОДОНОСН. КОМПЛЕКСЫ ВЕРХОЯ НО-ЧУКОТ. И ОХОТ С КО-ЧУ КОТ. ОБЛАСТЕЙ 153
По мерзлотным условиям, орографическому устройству и другим
физико-географическим факторам Охотско-Чукотскую область вулка-
ногенных супербассейнов можно подразделить на Приохотскую, Эвено-
Чаунскую и Восточно-Чукотскую системы вулканогенных супербас-
сейнов, отличающиеся друг от друга как в отношении гидрогеологиче-
ской изученности, так и по условиям формирования подземных вод.
Наиболее детально исследованы подмерзлотные воды меловых эффу-
зивов в Приохотской системе, в меньшей мере — в Восточно-Чукотской
и совсем мало изучены в Эвено-Чаунской системе вулканогенных су-
пербассейнов.
Приохотская система вулканогенных супербассейнов характери-
зуется островной, прерывистой и лишь на небольшой площади — сплош-
ной мерзлой зоной. Условия питания и разгрузки подземных вод эффу-
зивного комплекса очень благоприятны. Материалы геологических ис-
следований показывают, что эффузивные породы обладают значитель-
ной трещиноватостью. Здесь можно различать трещины отдельностей
и трещины растяжения. Вблизи земной поверхности на эндокинетиче-
ские трещины накладываются трещины выветривания, а в зонах текто-
нических нарушений — экзокинетические трещины.
Большое количество открытых трещин, а также благоприятные ус-
ловия питания, стока и разгрузки обусловили образование в толще
эффузивных пород больших динамических и статических запасов под-
земных вод трещинного и трещинно-жильного типа. Они питают боль-
шое количество источников. Обычно нисходящие источники обра-
зуются у подножий склонов, дебит их 3 л/сек. С началом зимы дебит
значительно уменьшается или источники вообще перестают функцио-
нировать. Наиболее мощные источники питаются трещинно-жильными
водами. Они имеют дебиты в 10—15 л]сек, выходы их сосредоточен-
ные, как правило, приурочены к пересечениям речными долинами раз-
ломов. В отдельных случаях источники трещинно-жильных вод про-
являются на водоразделах. Место образования таких источников свя-
зано с участком пересечения разломов двух и более направлений.
К источникам такого типа относятся выходы термальных вод широко
известного курорта Талая, источника перевала «Дедушкина лысина».
Зимой источники локально-трещинных вод питают большое количество
наледей. Только путем дешифрирования аэрофотоснимков А. С. Сима-
ков и 3. Г. Шильниковская на площади эффузивных пород мелового
возраста установили около 500 наледей площадью от нескольких сотен
до нескольких десятков квадратных километров. Мощность льда в на-
ледях достигает 6—7 м, чаще 2—3 м. Величина относительной налед-
ности для этого района достигает 2,1%, а наледный сток 42,0 мм (см.
табл. И). Режим источников мало изучен.
Вода в источниках пресная, холодная, температура ее редко пре-
вышает 2—3°С. Минерализация и химический состав вод почти не от-
личаются от минерализации и химического состава поверхностных вод.
Воды, как правило, хлоридно-гидрокарбонатные натриевые или каль-
циевые, минерализация их около 100 мг/л (см. табл. 33). В местах рас-
пространения сульфидоносных пород типа вторичных кварцитов воды
приобретают повышенную минерализацию (более 500 мг/л), сульфат-
ный состав и обогащены микроэлементами.
Холодные пресные воды в толще эффузивных образований были
вскрыты скважинами и в среднем течении р. Охота (174), в районе
г. Магадана (188), в верховье рек бассейна р. Колымы. Получены дан-
ные как по трещинным, так и трещинно-жильным водам. Трещино-
ватые эффузивы в одних случаях обводнены по всему разрезу скважин,
154
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЕ
в других — залегают в виде пластов в толще сравнительно водоупор-
ных туфогенпых пород
В первом случае (на участках с островной и маломощной мерзлой
зоной) подземные воды по существу являются трещинно-грунтовыми.
Уровень их свободный и только зимой они местами приобретают не-
значительный напор. Глубина вскрытия воды в зависимости от поло-
жения в рельефе изменяется от нескольких метров до 0,5 м. Колебания
уровня воды в скважинах происходят в течение всего лета Положение
\ровня зависит от количества и интенсивности выпадающих дождей.
Трещиноватые эффузивные породы обычно обладают хорошими кол-
лекторскими свойствами. Производительность скважин достигает 4—
5 л/сек при понижении до 4 м. Удельные дебиты воды находятся в пре-
делах 0,7—1,5 л!сек.
В качестве примера можно указать на скв 39, пробуренную в ав-
густе 1957 г. в пос. Хасын, в 200 м от берега одноименной реки, на пра-
вобережной надпойменной террасе Абсолютная отметка устья скважи-
ны около 290 м. Скважина до глубины 8 м пройдена в галечниках
с песком. Ниже распространены трещиноватые андезиты нижнемело-
вого возраста. Вода появилась на глубине 1,5 м, уровень свободный.
Дебит скважины 4 л/сек при понижении около 4 м. Вода в скважине
пресная, минерализация 72 мг!л (табл. 33), температура воды в авгу-
сте около 3° С.
Пресные трещинно-жильные воды эффузивного комплекса изуче-
ны только в бассейне р. Охота. Однако условия здесь настолько харак-
терны, что результаты гидрогеологических исследований можно экстра-
полировать и на другие участки с аналогичным геологическим строе-
нием.
По данным А. Т. Мудрова, на междуречье Арка — Охота распро-
странены плотные слабо трещиноватые липариты верхнемелового воз-
раста. Обводненные зоны дробления вскрыты на глубинах от 15 до
100 м. Воды напорные, величина напора зимой превышае*г 50 м. В од-
ной из этих скважин (174), расположенной на высоте 471 м и пробу-
ренной в декабре 1966 г. — январе 1967 г., обводненные тектонические
зоны, представленные мелкораздробленными обломками липаритов,
вскрыты на глубине 55 и 75 м. Мощность этих зон 15 и 20 м. Глубина
установившегося уровня в обоих случаях равна 46 м, что позволяет
предположить гидравлическую взаимосвязь между этими горизонтами.
Вода пресная, сухой остаток 80 мг!л, общая жесткость 0,92 мг-экв.
В Приохотской системе вулканогенных супербассейнов известно во-
семь термоминеральных источников — Хиим, Наяханские, Тальский,
Березовый, Беренджинские, Широкий, Мотыклейские. Питание трещин-
но-жильных вод может происходить за счет трещинных вод тех же эф-
фузивов или при инфильтрации воды поверхностных водотоков в их
верховьях. Режим трещинно-жильных вод, видимо, более постоянный,
чем трещинных.
Эвено-Чаунская система образована отдельными вулканогенными
супербассейнами и в гидрогеологическом отношении изучена слабо. Су-
дя по распространению наледей, можно предположить значительную
водообильность эффузивных и пирокластических образований и этой
системы.
Некоторые геологи в отчетах приводят данные о наличии кругло-
годично действующих источников (138, 148, 26, 27, 28) в верховьях рек
Яблонь, Парень, Анадырь. Температура воды в источниках определя-
лась летом равной 1—3° С. Воды мало минерализованы, сухой остаток
100—170 мг/л, состав гидрокарбонатный кальциевый или натриевый.
В ряде источников вода имеет запах сероводорода. Наледи и полыньи,
ВОДОНОСН КОМПЛЕКСЫ ВЕРХОЯНО ЧУКОТ И ОХОТСКО-ЧУКОТ ОБЛАСТЕЙ 155
Таблица 33
Химический состав вод водоносного комплекса эффузивных образований
мелового возраста
(по материалам В А Чеховского, А Я Стремякова, А М. Славянского,
В Я Зинченко и др )
Наименование, номер по карте и местоположение водопункта	Дата опробования	Химический состав,				мг/л %-экв		pH	Минерализа- ция, г/л
		Na +К-	Mg	Са	СИ	SO/	НСО3'		
Скв 188, на побережье	X 1968 г.	16,4	2,2	5,6	29,0	8,2	11,2	5,8	0,08
		61	15	24	70	14	16		
п-ва Старицкого (район									
г Магадана) Скв 132, на склоне до- лины р Хасын (левый	XI 1959 г	13,15	2,16	18,4	7,2	3,0	85,5	7,7	0,13
		34	11	55	12	4	84		
приток р Армань) Скв 174, на левобереж-	VI 1963 г	11,9	3,0	7,0	7,0	20,0	30,5	6,9	0,08
		46	22	31	18	37	45		
ном склоне долины второго левого прито-									
									
ка р Урак Скважина на склоне воз-	VIII 1963 г.	4,45	0,0	7,6	6,9	10,0	10,3	6,5	0,04
		34	__	66	34	36	30		
вышенности водораз- дела рек Армань—Бо-									
хапчи Ист 180, на правобереж-	VIII 1963 г	7,82	3,12	3,2	5,6	0,0	36,6	8,6	0,06
		45	34	21	21	0	79		
ном склоне долины р Кава, в ее верхнем									
									
течении Скв 52, на правобе-	27/IX 1958 г.	58,2	23,0	46,0	170	0,0	117,0	7,4	0,4
		38	28	34	72	0	28		
режном склоне долины р Эргувээм (побе-									
режье Берингова моря) Скв 51, там же	31/VIII 1958 г	7,0	1 8	9,0	18,0	0,0	24,0	6,8	0,06
		49 13,0	16 7,45	34 0,0	56 14,2	0 9,0	44 36,0		
	26/Х1 1956 г.								
Скв 70, к югу-востоку								6,7	0,08
		48	52	0	34	16	50		
от пос Провидения (побережье бухты Про- видения)									
									
образующиеся в местах разгрузки подземных вод эффузивного комп-
лекса в бассейне верхнего течения рек Анадырь, Белая, Кончалан,
кратко охарактеризованы И А. Некрасовым (1967).
Следует отметить также интересный факт — наличие тополевой
рощи площадью 12 км2 в верховьях р. Большая Осиновая (левый при-
ток р Белой), которую описал Н А Колода в 1962 г. Очевидно, что
эта одна из самых северных тополевых рощ Азии обязана своим суще-
ствованием далеко за Северным Полярным кругом мощной разгрузке
сравнительно теплых трещинно-жильных вод вулканогенных образова-
ний в толщу аллювиальных отложений.
В Восточно-Чукотской системе вулканогенных супербассейнов про-
явлений подземных вод гораздо меньше, чем в первых двух. Это, ви-
димо, связано с худшими условиями питания подземных вод. Наледи
и источники, питающие их, вытягиваются полосой по обе стороны глав-
156
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
кого водораздела рек бассейна Чукотского и Берингова морей. При
этом наледи северного склона главного водораздела более крупные по
своим размерам, чем наледи южного склона. В то же время на карте
наледей и полыней Северо-Востока СССР А. С. Кузнецова (1963) вид-
но, что на водотоках, впадающих в Берингово море, имеются, хотя и
мало, полыньи, а в реках бассейна Чукотского моря их не отмечено.
Наряду с этим модуль подземного стока для рек южного склона в два
раза больше, чем для рек северного склона (см. прилож.). Эти особен-
ности говорят о более благоприятных условиях для наледеобразования
на северных склонах главного водораздела.
Пресные воды эффузивного комплекса в пределах Восточно-Чукот-
ского района были вскрыты скважинами в нескольких пунктах. На рас-
стоянии до 1 км от берега моря пройдены скважины в пос. Эгвекинот.
Из нескольких пробуренных здесь скважин только одна (50), располо-
женная в устье руч. Изыскательского, в 1,5 м выше русла, пересекла
на глубине 28,8 м трещиноватую водоносную зону в туфогенных поро-
дах нижнемелового возраста. Уровень воды в скважине в конце зимнего
периода установился на глубине 9,3 м (абс. отм. устья скважины
39,3 м). По данным П. Г. Сурикова, производительность скважины
в апреле 1956 г. составила 2,9 л!сек при понижении 5,7 м и 3,3 л/сек
при понижении 8,0 м, т. е. удельный дебит немного больше 0,4 л/сек.
Воды аналогичного типа установлены А. Я- Стремяковым на севе-
ро-восточном побережье Анадырского залива. Здесь в конце летнего —
начале зимнего периода 1958 г. в верховьях небольших речек на абсо-
лютных отметках 112 и 150 м были пробурены скв. 51 и 52 глубиной до
128 м. Мощность многолетнемерзлых пород оказалась равной 100 м.
В обеих скважинах вода вскрыта в дробленых кварцевых порфиритах.
Скважина, расположенная на более низкой абсолютной отметке, само-
изливала. Высота подъема воды составила 7,2 м выше устья. Во вто-
рой скважине уровень воды установился на глубине 7,25 м от устья.
Если учесть, что первая скважина удалена от второй на 5 км, падение
уровня составит 5,8 м на 1 км. Такие падения напоров указывают на
большие превышения области питания над областью разгрузки и на
слабую водопропускную способность тектонических разломов. Послед-
нее в свою очередь объясняется залеченностью трещин минеральными
новообразованиями.
Незначительная водоносность изученных разломов подтверждается
низкими удельными дебитами (0,014—0,02 л!сек) скважин. Значитель-
ное влияние моря на химический состав вод эффузивного комплекса
объясняется малым поступлением современных пресных вод в разломы
на этом участке. Так, в скв. 52, расположенной на абсолютной отметке
112 ж и удаленной от берега моря на 14 км, минерализация воды со-
ставила в конце сентября около 0,4 г/л при хлоридном составе (см.
табл. 33). В то же время, по данным В. А. Чеховского и Ю. Я- Петро-
вича, скв. 70, пройденная в долине руч. Ткаченовского в 3,2 км от бух-
ты Провидения на абсолютной отметке 90,0 м в зоне сквозного талика,
вскрыла в конце сентября в трещиноватых андезитах воду с минерали-
зацией 0,08 г/л. Уровень воды в этой скважине установился на глубине
1,10 м и совпал с уровнем воды аллювиальных отложений. Удельный
дебит оказался равен 0,39 и 0,20 л/сек при понижениях соответственно
0,8 и 3,8 м. При понижениях уровня больше 20 м удельный дебит сни-
зился до 0,01 л!сек.
Кратковременные режимные наблюдения на этом участке отмети-
ли резкое увеличение глубины залегания воды с началом зимнего пе-
риода. Основные данные по химическому составу вод эффузивного ком-
плекса Восточно-Чукотского района приведены в табл. 33.
ВОДОНОСНЫЕ КОМПЛЕКСЫ КОРЯКСКОЙ ОБЛАСТИ
157
Данные по поверхностным проявлениям вод эффузивного комплек-
са и материалы бурения скважин свидетельствуют о том, что области
питания водоносного комплекса расположены в пределах главного во-
дораздела рек Берингова и Чукотского морей. Разгрузка подземных вод
происходит в русла поверхностных водотоков или непосредственно
в море.
К эффузивным полям мелового возраста пространственно приуро-
чены термо-минеральные источники — Кивакские, Верхне- и Нижне-
Нунямувеэмские.
ВОДОНОСНЫЕ КОМПЛЕКСЫ
КОРЯКСКОЙ ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКОЙ СКЛАДЧАТОЙ ОБЛАСТИ
В геологическом отношении рассматриваемая часть Корякской гид-
рогеологической складчатой области относится к Охотской области ме-
зозойской складчатости и лишь территория юго-восточной части Коряк-
ского нагорья, примыкающего к Олюторскому заливу, принадлежит
Восточно-Камчатско-Курильской области кайнозойской складчатости.
В описываемом регионе значительное место занимают вулканогенные и
кремнисто-вулканогенные образования геосинклинального цикла раз-
вития. Здесь отсутствуют крупные гранитные интрузии, характерные
для Верхояно-Чукотской сложной гидрогеологической складчатой обла-
сти. Большое гидрогеологическое значение имеют тектонические раз-
ломы. Выделяются разломы преимущественно двух направлений: юго-
западное и юго-восточное. Длина разломов измеряется сотнями кило-
метров, а мощность дробленых пород — десятками и сотнями метров.
Породы, участвующие в строении геосинклиналь ного комплекса
осадков, плотные, монолитные, поры и трещины в них выполнены преи-
мущественно кремнистыми, хлоритовыми и карбонатными образова-
ниями. В связи с этим на большой площади распространены только
трещинно-жильные воды зон тектонических разломов. Воды пластово-
го типа (поровые и трещинные) приурочены только к породам, выпол-
няющим постинверсионные и инверсионные впадины. Таким образом,
преимущественным развитием в пределах описываемой территории
пользуются гидрогеологические массивы и артезианские бассейны. Эф-
фузивы и туфы кайнозойского возраста слагают молодые вулканоген-
ные супербассейны.
Водоносные комплексы гидрогеологических массивов
Водоносные комплексы вулканогенно-терригенных и терригенных
пород палеозой-нижневаланжинского, альб-сенонского и олигоцен-ниж-
немиоценового возраста * характеризуются преимущественно трещинно-
жильным типом вод и только в южных районах, где мощность мерзлой
зоны меньше мощности зоны выветривания, возможно распространение
трещинных вод.
Водообильность комплексов различного возраста неодинакова. Так,
наледность для хр. Рарыткин, сложенного комплексом пород альб-се-
нонского возраста, равна 1,29%, а для правых притоков р. Великой и
для верховьев р. Хатырки, где распространены породы палеозой-ниж-
неваланжинского возраста, наледность равна соответственно 0,35 и
0,46% (см. табл. 12). Это объясняется различной степенью метамор-
физма пород, их уплотненности и трещиноватости.
* На гидрогеологической карте эти комплексы с целью отражения гидрогеологи-
ческой структуры показаны раздельно. Их совместное описание вызвано слабой изу-
ченностью.
158
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Трещинно-жильные воды изучались В. Е. Глотовым в 1961 —
1962 гг. в районе бухты Сомнения Олюторского залива и в 1965—
1968 гг. в северо-восточной части Корякского нагорья. Некоторые све-
дения получены также при геологосъемочных работах. Эти воды пи-
тают многочисленные восходящие источники как у подножия, так и на
склонах речных долин. Дебит отдельных источников в конце лета до-
стигает 1—2 л/сек на побережье Олюторского залива и составляет ме-
нее 1 л/сек на остальной части Корякского гидрогеологического масси-
ва. Источники выходят отдельными группами и образуют линейные вы-
ходы длиной 2—3 км. Линейные выходы подземных вод (166), приуро-
ченные к тектоническим разломам, описаны в долине р. Велькильвеем
и на побережье бухты Сомнения. Суммарный дебит источников опре-
делить трудно, так как летом местность заболачивается, а зимой обра-
зуются наледи. Одна из таких наледей в районе бухты Сомнения име-
ла к концу зимы 1961—1962 гг. площадь около 1 км2 при мощности
льда около 1 м. Кроме того, большая часть воды разлома шла в реч-
ной сток. Можно предполагать, что дебит источников, питающихся тре-
щинно-жильными водами, к концу зимнего периода уменьшается в 3—4
раза, причем в прибрежно-морской зоне круглогодично функционируют
только источники, находящиеся не выше 50 м от уровня моря.
Скважинами (153) водоносные разломы были вскрыты в районе
бухты Сомнения. Эти скважины расположены в зоне сквозного талика
в долине руч. Веселый. Абсолютная отметка их устьев не превышала
20 м.
Подземные воды, приуроченные к дробленым туфогенным песча-
никам, туфам и глинистым сланцам олигоцен-нижнемиоценового возра-
ста, были встречены на глубине от 10 до 140 м. Статический уровень
в конце летнего периода устанавливался в 10—15 м выше поверхно-
сти земли. Дебит самоизлива на устье скважины был равен 4—5 л/сек,
т. е. удельный дебит составил примерно 0,4 л/сек. С наступлением зимы
уровень постепенно снижался и в конце апреля 1962 г. он установился
на различных отметках в зависимости от гипсометрического положения
устья скважины (от 4 м ниже поверхности земли до 1 м выше устья).
С началом поверхностного стока в руч. Веселом уровень воды и дебит
самоизлива за 3—4 дня достиг своих максимальных величин.
Температура воды как в источниках, так и в скважинах не превы-
шает 4,5° С. До настоящего времени в Корякском гидрогеологическом
массиве достоверно известен только один источник (155), температура
которого равна 37° С. Впервые он был описан Л. А. Анкудиновым.
Источник (155) расположен на южном берегу лагуны Тинтикун (севе-
ро-восточное окончание п-ова Говена) примерно в 300 м от морского
берега и в 20—30 м выше уровня моря. Выход его приурочен к разлому
северо-восточного простирания в толще пород олигоцеп-нижнемиоцено-
вого возраста. В период обследования (август 1960 г.) дебит источника
был равен 2 л/сек. Вода беловатого цвета с резким запахом сероводо-
рода.
Как в данном источнике, так и в других водопунктах воды разло-
мов пресные гидрокарбонатные или гидрокарбонатно-сульфатпые нат-
риевые (табл. 34). Минерализация их изменяется в пределах 0,15—
1,2 г/л. Наиболее минерализованные воды приурочены к зонам суль-
фидной минерализации и наблюдались только в зимний период.
В. А. Ярмолюк летом 1953 г. описал в долине р. Тылгейваям
в 1,5 км вверх от с. Хаилино (верховье р. Вивник) группу источников
(1958), вода которых имела кислый вкус. Вода этих источников исполь-
зуется местными жителями для лечения кожных заболеваний. Источ-
ники приурочены к разлому субширотного простирания, с которым свя-
ВОДОНОСНЫЕ КОМПЛЕКСЫ КОРЯКСКОЙ ОБЛАСТИ
159
Таблица 31
Химический состав вод водоносных комплексов Корякской системы
гидрогеологических массивов
(по материалам Л А Анкудинова и В Е Глотова)
Наименование, номер по карте и местоположение водопункта	Дата опробования		Химический состав.				мг/л %-экв			Минерализа- ция, г/л
			Na’ + K	Mg	Са	C1'	SO,"	нсо3'	₽н	
Скв. 153, в пойме руч Веселый, в 4 км выше	IX	1962 г	324,6	0,0	5,0	20,4	240,0	536,5	7,6	1,13
			98 53,1	0 0,0	2 1,0	4 13,6	35 16,0	61 100,0		
устья (район бухты Сомнения) Ист 154, на берегу бух- ты Сомнения, 20 м										
	IX	1962 г.							7,0	0,18
			98 88,3	0 1,2	2 1,2	16 13,8	14 22,0	70 192,5		
выше уровня моря Ист 155, на северо-вос-										
	VII	I 1962 г							6,5	0,32
			96	1,5	2,5	10	11	79		
точном	побережье п-ова Говена, берег										
										
лагуны Ист. 40, в северной ча-	IX	1966 г]	17,3	13,0	16,1	17,1	8,0	120,0	7,2	0,19
			29	41	30	18	7	75		
сти хр Рарыткин, нижиее течение р Гор- ная, в 2 м выше рус-										
										
										
ла Ист. 165, в верховье р Эльгинмываям, под-	IX	1967 г	47,1	0,0	4,2	13,0	45,0	58,0	7,0	0,17
			91	0	9	16	41	42		
ножие левого склона речной долины										
зана мощная зона сильно пиритизированных вторичных кварцитов. Хи-
мических анализов этих вод не проведено
Вода ист 40, расположенного у восточного подножия хр. Рарыт-
кин, как и Олюторского термального источника, имеет запах сероводо-
рода, содержание H2S составляет 1 мг/л. Подобные источники описаны
Н. И Обидиным (1958) и Ю Б Гладенковым (1962).
Источники, питающиеся трещинно-жильными водами с запахом се-
роводорода, были обнаружены И. М. Русаковым в районе мыса Нава-
рин и в бассейне р. Хатырки. Такие сероводородные источники возни-
кают в том случае, если в зоне разлома наряду с сульфидными минера-
лами имеются и прожилки или примазки битумов. Все исследователи,
наблюдавшие сероводородные источники, отмечают в месте выхода под-
земных вод выделение газа. В пробе газа ист 129 были обнаружены
(в объемн %): СН4—9,9; СО2 — 3,37; N2 — 75,7 Г Не —0,008; Аг—
0,520; О2— 10,5
Наблюдения за режимом вод тектонических разломов, проведенные
в районе бухты Сомнения, а также материалы по другим районам ука-
зывают на то, что питание трещинно-жильных вод осуществляется в ос-
новном за счет инфильтрации поверхностных вод в верховьях и средней
части речных долин. Так, в июле 1962 г. наблюдалось поглощение воды
руч. Ольхового (район бухты Сомнения) в разлом, пересекающий до-
лину этого ручья В русле другого ручья, текущего параллельно руч.
Ольховому, к этому же разлому приурочен восходящий источник с де-
битом 2 л/сек. Выход воды расположен примерно на 20 м ниже участка
160
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
поглощения. Подобные участки поглощения поверхностных вод наблю-
дал и В. А. Ярмолюк в 1953 г. в бассейне р. Вывенка и на Олюторском
полуострове.
Указанные особенности питания и разгрузки трещинно-жильных
вод хорошо объясняют непостоянство их режима. Очевидно, в районах,
удаленных от морского побережья, годовая амплитуда колебаний уров-
ня подземных вод рассматриваемого типа достигает десятков метров.
Водоносные комплексы артезианских бассейнов
В соответствии с возрастом отложений чехла артезианских бас-
сейнов выделяются водоносные комплексы неогеновых, палеогеновых и
верхнемеловых отложений. В большинстве бассейнов они представле-
ны континентально-лагунными, часто угленосными фациями и только
в Хатырском бассейне — морскими. Положение артезианских бассейнов
в общем структурном плане позволяет подразделить их на срединные
(бассейны Пенжинско-Анадырской системы артезианских бассейнов),
межгорные (орогенные), представляющие собой наложенные впадины во
внутренних частях гидрогеологических массивов, и латеральные, распо-
ложенные на крыльх гидрогеологических массивов, обычно открытых
в сторону моря. Общая мощность осадочных пород изменяется от
5000 м (Анадырский артезианский бассейн) до 500 м (небольшие бассей-
ны хр. Пекульней). В строении осадочного чехла бассейнов принимают
участие водоносные комплексы пород неогенового, палеогенового и
верхнемелового возраста.
Водоносный комплекс неогеновых отложений наиболее изучен
в Анадырском артезианском бассейне, несколько хуже в Хатырском.
Предполагается его наличие в Бельском, Марковском, Пенжинском,
Парапольском, Майнском и Орловском бассейнах.
В Анадырском артезианском бассейне водоносный комплекс неоге-
новых отложений сложен слабо сцементированными песчаниками.
Имеются глинистые прослои, не выдержанные по простиранию, поэтому
их нелья рассматривать как региональные водоупоры. Вблизи бортов
бассейнов и во внутренних поднятиях водоносный комплекс неогеновых
отложений залегает непосредственно на фундаменте, сложенном поро-
дами нижнемелового и более древнего возраста.
В основании водоносного комплекса по геофизическим данным за-
легает алеврито-глинистая толща нижнемиоценового возраста, которая
отделяет описываемый комплекс от нижележащих. В кровле водонос-
ного комплекса лежит глинисто-лигнитовая толща мощностью около
300 м плиоценового возраста, которую можно рассматривать как ре-
гиональный водоупор. Свойства плиоценовых, а также четвертичных
отложений как регионального водоупора усиливаются их мерзлым со-
стоянием. Мощность мерзлой зоны здесь равна 130—200 м. Сквозные
водопоглощающие и водовыводящие талики установлены только на пло-
щадях распространения грубообломочных четвертичных отложений под
дном озер и под руслом рек Великой и Туманской. Общая мощность во-
доносного комплекса от 300 м у бортов до 1500 м в центральной части
бассейна.
Песчаники в составе комплекса пористые, проницаемость их 200—
300 мд, т. е. здесь возможны воды порово-пластового типа. Воды напор-
ные. Высота подъема воды зависит от глубины вскрытия водоносного
комплекса и достигает 800 м. Абсолютные отметки статического уровня
снижаются по направлению от горно-складчатого обрамления к морю
от 80 до 20 м.
Химический состав подземных вод всюду одинаков — хлоридный
натриевый, но общая минерализация их по площади бассейна измени-
ВОДОНОСНЫЕ КОМПЛЕКСЫ КОРЯКСКОЙ ОБЛАСТИ
161
ется от 7 г/л в центральной его части до 20 г/л в нижнем течении р. Ве-
ликой
По материалам электроразведочных работ подземные воды дан-
ного комплекса в правобережной части р. Великой (в предгорье хр. Ра-
рыткин) имеют минерализацию около 3 г/л. На площади, прилегающей
к Корякскому нагорью, минерализация подземных вод около 1 г/л. Дан-
ные химических анализов воды из скважин приведены в табл. 35. При
Таблица 35
Химический состав вод водоносного комплекса неогеновых отложений
Анадырского артезианского бассейна
(по материалам Д И Агапитова и Р. А. Вахрушкина)
Наименование номер по карте и местоположение водопункта	Дата опробования	v	-	мг л Химический состав, 	:— %-экв						₽н	Минерализа- ция 2/Л,
		Na-+K-	Mg-	Са-	сг	so/	НСО3'		
Скв. 157, на левобережье среднего течения р Автаткуль Скв. 156, в верховье правого притока р Ве- ликой Скв 41, в бассейне ниж- него течения р. Вели- кой, примерно в ЗОлгл/ юго-западнее	горы Дионисия	X 1964 г. IX 1964 г. VI 1963 г	905,4	438,0	1020,0	4 363,0	4,0	244,0	7,6 8,4 7,6	7,0 6,4 19,7
		31 2349,0	28 15,8	41 55,1	97 3 491,0	0 20,4	3 447,7		
		96 5210,2	1 164,0	3 2080,0	93 12 120,0	0,4 4,0	0,6 122,0		
		66	4	30	99	0	1		
бурении скважин отмечались выделения газа метанового состава. В со-
ставе газа есть и гомологи метана (этан, пропан, бутан). В водах за-
фиксированы аммоний-ион (до 15 мг/л), иод (до 1 мг/л) и бром (до
2 мг/л)
Температура подземных вод с глубиной возрастает. По предвари-
тельным сведениям температура воды в скважинах на глубине около
1000 м достигает 30°.
В Хатырском артезианском бассейне в составе водоносного ком-
плекса участвуют преимущественно песчаниковая (маллэнская свита)
н конгломератовая (ундалумэнская свита) толщи неогена. Суммарная
мощность водоносного комплекса превышает 8000 м Среди песчанико-
вых пород выделяются тонкоплитчатые сильно трещиноватые и толсто-
плитчатые монолитные разности. Последние являются относительными
водоупорами Среди конгломератовых отложений различаются мелко-
галечниковые н крупногалечниковые Водоносными являются мелкога-
лечниковые конгломераты. Воды порово- и трещинно-пластовые.
Литологические водоупоры в этом комплексе отсутствуют, однако
на склонах речных долин многолетнемерзлые породы мощностью до
70—100 м служат регионально развитым водоупором. Под руслами
большинства рек и в зонах интенсивной трещиноватости на водораз-
дельных пространствах мерзлые породы отсутствуют.
Источники, питающиеся водами неогенового водоносного комплек-
са, приурочены к нижней части крутых склонов речных долин или ос-
нованию морского берегового уступа. Источники восходящего типа.
162
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Вода обычно изливается сосредоточенной струей из открытой трещины
или выходит несколькими струями на дне долины по всей площади пе-
ресечения ее с водоносными сильно трещиноватыми песчаниками. Дебит
сосредоточенных источников летом составляет 1,5—2 л/сек, суммарный
дебит пластовых выходов оценивается в 7—10 л!сек. Режим источни-
ков не изучен. Температура воды не превышает 4° С.
Химический состав вод, как правило, хлоридно-гидрокарбонатный
или сульфатный, но минерализация их изменяется в зависимости от воз-
раста вмещающих пород. Если для вод песчаниковых отложений ниж-
немиоценового возраста характерна общая минерализация около-
0,3 г/л, то для вод конгломератов средне- и верхнемиоценового возра-
ста она не превышает 0,15 г/л (табл. 36).
Таблица 36-
Химический состав подземных вод Хатырского артезианского бассейна
(по материалам В. Е. Глотова)
Наименование, номер по карте и местоположение водопункта	Дата опробования	„	,	мг л Химический состав,		— %-экв						рн	Минерализа- ция, г/л
		Na-+K-	Mg-	Са-	С!'	SO,"	НСО3'		
Водоносный комплекс палеогеновых отложений
Ист. 172, на правобере- IX 1965 г. жье р. Хатырки, в до- лине руч. Ольхового Ист. 169, на правобере- IX 1966 г. жье р. Вычгинай, у подножия горы Вычгн- най, в долине руч. Ба- зового Ист. 167, в долине сред- VIII 1966 г. него течения р. Наке- пейляк, вблизи русла	177,0	0,0	60,0	196,0	0,0	315,0	8,0 0,75 8,0 0,52 7,4 0,55-
	72 98,6	0 6,4	28 39,2	52 32,5	0 46,0	48 298,4	
	63 135,2	8 2,1	29 14,7	13 19,5	14 12,0	72 364,8	
	87	2	И	8	4	88	
Водоносный комплекс неогеновых отложений
Ист. 168, левобережье VII 1966 г. р. Хатырки, у подно- жия северного склона горы Именэй Ист. 173, в долине ниж- VII 1965 г. него течения р. Нарто- вой вблизи русла	58,6	4,5	14,7	13,0	41,0	149,0	8,0 0,28 8,0 0,35-
	70 84,8	10 0,0	20 15,0	10 14,1	23 37,5	69 199,0	
	83	0	17	9	18	73	
Ундал уменс к а я свнта
Ист. 170, у подножия VII 1966 г. юго-восточного склона горы Именэй, правый борт долины р. Аноль- веем Ист. 171, у подножия VIII 1966 г. левого борта долины р. Анольвеем	14,7	4,8	0,0	6,5	6,5	50,0	6,8 0,08- 6,4 0,13
	65 33,1	35 0,0	0 6,0	16 10,0	12 18,0	72 66,3	
	83	0	17	16	22	62	
ВОДОНОСНЫЕ КОМПЛЕКСЫ КОРЯКСКОЙ ОБЛАСТИ
163
Воды нижнемиоценовых отложений отличаются от средне- и верх-
немиоценовых не только более высокой минерализацией, но и наличием
в составе их таких специфических компонентов, как сероводород и ам-
моний-ион. Эти компоненты появляются в водах, питающих источники
в поле развития средне- и верхнемиоценовых конгломератов, только
в случае подтока вод более древних отложений.
Водоносный комплекс палеогеновых отложений установлен в Бе-
ринговском, Казачкинском, Иомраутском, Горненском и Хатырском ар-
тезианских бассейнах. Предполагается, что он развит также во внут-
ренних впадинах Анадырского, Марковского, Парапольского и Бель-
ского бассейнов. Кроме того, водоносный комплекс палеогеновых отло-
жений слагает ряд небольших наложенных артезианских бассейнов
в Корякском гидрогеологическом массиве, которые из-за незначитель-
ной площади на карте (см. прилож.) не выделяются.
В Беринговском артезианском бассейне описываемый водоносный
комплекс слагает внутренние впадины — бухты Угольная и Гавриила,
лагуны Амаам, впадины в долине р. Алькатваам. Здесь он выходит не-
посредственно на поверхность и дренируется системой рек и ручьев.
В литологическом отношении для водоносного комплекса харак-
терно закономерное чередование пачек пород (снизу вверх): конгломе-
ратов, песчаников, аргиллитов, углей. Аргиллиты являются водоупо-
ром, а залегающие между ними конгломераты и песчаники — водонос-
ными горизонтами. Тип вод трещинно- и порово-пластовый. Всего в дан-
ном комплексе П. И. Трофимук выделяет пять взаимосвязанных по зо-
нам тектонических разломов водоносных горизонтов общей мощностью
840—860 м.
По данным Д. Д. Староверова, П. И. Трофимука и других иссле-
дователей, подземные воды данного водоносного горизонта в районе
бухты Угольной вскрыты на глубинах от 40 до 140 м непосредственно
под многолетнемерзлыми породами. Воды напорные, величина подъема
воды до 190 м. Максимальные отметки уровней подземных вод при-
урочены к водоразделам и к бортовым частям впадин, минимальные за-
регистрированы на морском побережье.
Водообильность различных водоносных горизонтов неодинакова.
Наибольшие водопритоки отмечались от самого верхнего подмерзлот-
ного водоносного горизонта, удельные дебиты скважин здесь достигают
4,18 л/сек при понижениях 5—6 м. Некоторые скважины фонтанируют.
Водообильны также и зоны новейших разломов. В нижележащих го-
ризонтах водообильность падает. Удельные дебиты скважин не превы-
шают 1 л/сек, очень часто составляют сотые и десятые доли литра в се-
кунду при понижениях до 10 м. Уровни верхнего горизонта в течение
года испытывают колебания, амплитуда которых равна 3—4 м. Начало
весеннего подъема уровня приходится на июнь, спад на октябрь. Тем-
пература подземных вод низкая и на глубине около 300 м не превы-
шает 3° С.
Химический состав подземных вод палеогенового водоносного комп-
лекса изменяется как в горизонтальном направлении, так и по разрезу.
Вблизи выклинивания палеогеновых отложений на поверхность мине-
рализация подземных вод на глубинах до 400 м не превышает 0,5 г]л.
В центральной части палеогеновой впадины непосредственно под тол-
щей мерзлых пород минерализация воды составляет 0,83 г/л, а с углуб-
лением скважины до 400 м — 3 г/л. Одновременно с изменением мине-
рализации изменяется и химический состав подземных вод от гидрокар-
бонатных натриевых до хлоридно-гидрокарбонатных натриево-кальцие-
вых в центральных частях (см. табл. 36).
164
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
В Казачкинском малом приморском артезианском бассейне водо-
носный комплекс палеогеновых отложений залегает под мерзлой зо-
ной, мощность которой достигает 150 м В строении водоносного комп-
лекса принимают участие континентальные угленосные, морские и вул-
каногенные породы.
По данным М Н. Мельникова, А П. Декина, Р. А. Вахрушкина и
Э П Морозова, подмерзлотные воды вскрыты непосредственно под
толщей мерзлых пород Воды напорные Высота подъема воды в сред-
нем течении р. Казачки около ПО м (скв. 32). В распределении стати-
ческих уровней отмечено закономерное снижение их бортов к заливу
Онемен. Так, у юго-западного борта бассейна отметки статических уров-
ней около 10 м, а вблизи морского берега не более 2 м выше уровня
моря.
Режим подземных вод изучен плохо Водоносность пород слабая.
По данным Р. А. Вахрушкина, в скв. 33 дебит самоизлива равен
0,35 л/сек, удельный дебит 0,12 л[сек. По данным А П Декина, коэф-
фициент фильтрации водоносных полимиктовых песчаников с глини-
стым цементом равен 1 м/сутки Скважины, вскрывшие эти песчаники,
при самоизливе давали около 0,4 л/сек, при понижении около 5,0 м,
удельный дебит для них равен 0,026—0,076 л/сек
Минерализация подмерзлотных вод пестрая, хотя в общем за-
метно увеличение ее от бортов к центру бассейна. Особенно отчетливо
это видно в южной половине бассейна. Здесь скв. 32, пробуренная
у юго-западного борта бассейна на склоне горы Михаила, вскрыла под-
мерзлотные воды с минерализацией до 10 г/л, в то время как в цент-
ральных участках минерализация воды превышает 30,0 г/л и в отдель-
ных случаях достигает 140 г/л (табл 37).
В подмерзлотных водах содержится, по данным А П. Декина,
брома от 59 до 165 мг/л, а йода до 1,6 мг/л. Температура подмерзлот-
Таблица 37
Химический состав вод водоносного комплекса палеогеновых отложений
Казачкинского малого артезианского бассейна
(по материалам М Н Мельникова, А П Декина, Э П Морозова)
Наименование иомер по карте и местоположение водопункта	Дата опробования	„	.	мг л Химический состав, 	 96-ЭКв							Минерализа- ция г/л
		Na +К	Mg 	Са	СП	SO,'	НСОз'	pH	
Скв 32, в бассейне нижнего течения р Казачки, у под- ножия горы Михаи- ла Скв. 34, в нижнем течении р Казачки, вблизи русла Скв 31, на левобе режье р Угольной (пос Угольный) Скв 30, на правобе- режье р Угольной {пос Угольный)	III 1967 г IV 1964 г VI 1958 г IV 1958 г	3 518,1	54,9	270,0	6035,0	6,0	36,0	7,0 6,9 7,0 6,7	9,9 20,0 24,5 79,9
		89 4 196,6	3 990,2	8 1943,0	99 12 726,0	0,2 4,9	0,8 116,4		
		51 5 484 0	22 1082,0	27 2233,0	99 15 473,2	0,1 0,8	0,9 156,2		
		54 20 351 2	20 3783,0	26 4738,0	99,8 47 942,0	0 2695,0	0,2 341,0		
		62	22	16	94	5,5	0,5		
ВОДОНОСНЫЕ КОМПЛЕКСЫ КОРЯКСКОЙ ОБЛАСТИ
165
ных вод низкая. Непосредственно под мерзлой зоной воды имеют тем-
пературу близкую к нулю, а иногда и отрицательную (до —2,5°С).
Мощность криопэгов достигает 25 м.
В Хатырском артезианском бассейне водоносный комплекс пред-
ставлен чередующимися пластами глинистых пород (аргиллитов, уп-
лотненных глин) и песчаников. Мощность глинистых осадков изменя-
ется от нескольких десятков метров до 500 м. Песчаники занимают под-
чиненное положение, мощность их не превышает первых десятков мет-
ров. Общая мощность водоносного комплекса достигает 2000 м. Тип вод
преимущественно трещинно-пластовый.
На большей части бассейна водоносный комплекс выходит на по-
верхность. На междуречье Кулькай— Хатырка и Хайидин — Накепей-
ляк он погружен под толщу пород миоценового возраста. В долине
р. Хатырки и в восточной части бассейна палеогеновый водоносный
комплекс скрыт под четвертичными аллювиальными и ледниковыми об-
разованиями. Региональной водоупорной кровлей описываемого комп-
лекса является мощная (до 700 м) толща уплотненных глин, надежно
изолирующая водоносные горизонты от влияния поверхностных и близ-
поверхностных вод. Верхняя часть этой толщи до глубины примерно
100 м находятся в мерзлом состоянии. Только в верховьях рек Наке-
пейляк и Кулькай (вблизи хр. Расчлененного), где верхняя часть этой
толщи значительно размыта в зонах локальной трещиноватости, отме-
чены источники подземных вод палеогеновых отложений.
Они расположены в русловой или пойменной частях речных долин
и приурочены или к зоне тектонического разлома, или к трещинам
в сводовой части антиклинальных структур. В таких участках обычно
образуются группы источников. Дебит отдельных изолированных струй
в июле — сентябре равен 0,1—0,5 л!сек. Суммарный дебит группы источ-
ников составляет 2—5 л!сек. Всего в поле развития палеогеновых от-
ложений встречено 14 групп источников. Воды палеогеновых отложений
высоконапорные. Максимальные абсолютные отметки выходов источни-
ков восходящего типа равны 160 м, по направлению к берегу моря эти
отметки снижаются до 20 м. Если принять во внимание мощность гли-
нистой кровли, то высота напора воды оценивается до 700 м. Тем-
пература воды в источниках не превышает 6° С.
Химический состав воды в источниках преимущественно хлоридно-
гидрокарбонатный кальциево-натриевый. Общая минерализация их до-
стигает 0,75 г/л (см. табл. 36). Во всех случаях воды содержат серо-
водород, количество которого достигает 45 мг)л. В воде отмечен также
аммоний-ион (до 30 л/г/л) и воднорастворенные органические вещества
маслянисто-смолистого состава. Характерно для сероводородных
источников наличие газовых выделений. Состав газа приведен
в табл. 47.
Низкая минерализация воды в источниках объясняется разбавле-
нием за счет поверхностных и близповерхностных вод. Предполагается,
что с глубиной повышается минерализация воды. Так, по данным В. С.
Хазанова, в долине р. Хатырки кажущееся сопротивление толщи па-
леогеновых отложений менее 20 ojh-jh, что примерно соответствует ми-
нерализации содержащихся в них вод, равной 5—40 мг/л.
В остальных артезианских бассейнах подземные воды палеогеновых
отложений изучены только в местах их естественных выходов. Так,
в Горненском внутриконтинентальном малом артезианском бассейне
воды описываемого комплекса образуют источники, дебит которых
в августе 1967 г. составлял 1,5—2 л)сек. Вода пресная, гидрокарбонат-
ная натриевая. Минерализация 0,2—0,3 г/л.
166
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИИ
Отдельные источники (150, 151), приуроченные к трещинам в кон-
гломератах палеогенового возраста, отмечены А. П. Шпетным и
Ю. Г. Егоровым в 1954 г. на побережье Рекинникской губы залива
Шелихова (Парапольский бассейн). Химический состав воды источни-
ков следующий (в тиг/л): Na -bK’ — 69,7; Са"—1,7; Mg" — 0,5; СК —
10,2; SO/'— 10,2; НСОз'— 199,8; сухой остаток 302.
Водоносный комплекс верхнемеловых отложений установлен в Бе-
ринговском, Горненском, Эльденырском и Хатырском артезианских бас-
сейнах. Породы, слагающие комплекс, представлены песчаниками, алев-
ролитами и аргиллитами, с прослоями углей. Общая мощность водо-
носного комплекса 500—600 м и только в Хатырском бассейне дости-
гает 1700 м. Песчаники обладают пластовой трещиноватостью, а по по-
левым наблюдениям и поровой водопроницаемостью. Пелитовые и алев-
ролитовые породы трещиноваты только в зонах тектонических разло-
мов.
В указанных выше артезианских бассейнах водоносный комплекс
верхнемеловых отложений выходит на поверхность и дренируется по-
верхностными водотоками. Предполагается, что в Анадырском, Пен-
жинском, Парапольском, Марковском и Казачкинском бассейнах дан-
ный комплекс развит во внутренних впадинах.
Подземные воды описываемого комплекса питают восходящие ис-
точники. Последние приурочены к местам пересечения речных долин
в среднем и нижнем течениях рек с тектоническими разломами или
с пластами водоносных пород. В местах выхода воды на камнях раз-
виваются темно-зеленые водоросли, а речная долина имеет грушевид-
ное расширение, характерное для наледных полей. Эти признаки ука-
зывают на то, что источники действуют в течение всего года. Дебит ис-
точников в конце августа 1967 г. в Горненском бассейне составлял
1,5—2,0 л!сек. Режим источников не изучался.
В Эльденырском бассейне источники образуются в местах пересе-
чения долин ручьев тектоническими разломами. По данным А. И. Заб-
лоцкой, зимой здесь образуются наледи. Длина их достигает 1—2 км
при мощности льда 2,5—3,0 м. Скважинами водоносный комплекс
вскрыт в Беринговском и Эльденырском бассейнах. В первом из этих
бассейнов воды комплекса верхнемеловых отложений, приуроченные
к самым верхним горизонтам, были установлены на глубине 150 м
скв. 162 в районе бухты Угольная. Воды напорные. Высота подъема воды
до 200 м. Водоносность пород незначительная. Дебит самоизлива в ок-
тябре 1967 г. был равен 0,012 л)сек.
В Эльденырском бассейне подземные воды, по А. И. Заблоцкой,
залегают непосредственно под мерзлыми породами на глубине около
140 м на водоразделах и НО—115 м в понижениях рельефа. Воды на-
порные. Высота подъема воды достигает 120 м. Вблизи русла ручьев
скважины самоизливают. Дебит самоизлива изменяется от 0,2 до
2 л]сек при высоте подъема воды до 5 м над поверхностью земли.
Удельный дебит скважин колеблется от 0,033 до 0,4 л!сек. Рассчитан-
ные коэффициенты фильтрации изменяются от 0,08 до 1,3 л/сутки. Наи-
большей водообильностью обладают трещиноватые песчаники и угли,
залегающие, видимо, в зоне разлома. Амплитуда колебаний уровня
в скважинах в течение года достигает 5 м. Максимальные уровни при-
ходятся на сентябрь, минимальные — на май.
Химический состав подземных вод верхнемеловых отложений в Бе-
ринговском, Горненском и Эльденырском бассейнах приведен в табл.
38. Данные по подземным водам верхнемеловых отложений в этих бас-
сейнах указывают на близость областей питания к областям разгрузки.
ВОДОНОСНЫЕ КОМПЛЕКСЫ КОРЯКСКОЙ ОБЛАСТИ
167
Таблица 38
Химический состав вод, водоносного комплекса верхнемеловых отложений
(по материалам П. И. Трофимука, А. И. Заблоцкой и В. Е. Глотова)
Наименование, номер по карте и местоположение водопункта	Дата опробования	'Химический состав, _мг1'Л. %-эке						pH	Минерализа- ция, г{л
		Na-+K-	Mg-	Са"	СГ	SO?	НСО,'		
Беринговский артезианский бассейн
Скв. 162, на пляже Бе- рингова моря (пос. Беринговский)	XI 1954 г.	133,1	3,9	41,0	221,3	12,3	101,3	6,5	0,5
		71	4	25	76	4	20		
Горненский а Ист. 37, у подножия пра- VIII 1967 г вого обрывистого скло- на долины р. Горной, в ее верховье Ист. 38, там же, среднее VIII 1967 г течение реки	зтези 15,4	анск 21,6	и й б г 20,7	с с е й 9,0	н Следы	225,0	7,0 0,3 6,7 0,26
	17 16,3	45 20,7	38 20,7	6 14,3	4,0	94 180,0	
	21	49	30	12	2	86	
Эльдены рский Скв. 29, на правобережье XI 1966 г. р Эльденыр, участок каменноугольного ме- сторождения То же	XI 1966 г.	а р т е 16,1	з и а н с 41,8	к и й С 39,3	а с с е 3,0	й н 22,0	338,9	8,0 0,46 0,41
	12 27,1	56 34,2	32 28,0	2 0,0	7 28,5	91 292,0	
	22	52	26	0	И	89	
Водоносные комплексы вулканогенных супербассейнов
Вулканогенные супербассейны установлены на междуречье Пен-
жина—Анадырь, в верховьях р. Хатырки, на мысе Наварин и в бас-
сейнах рек Вывенка, Пахача. Водоносными породами являются базаль-
ты, андезито-базальты, туфогенные породы палеоген-нижнечетвертич-
ного возраста. Все породы разбиты трещинами первичного и вторичного
характера. Кроме того, встречаются горизонты рыхлых туфов и пори-
стых лав. Вулканогенные образования залегают как на гидрогеологи-
ческих массивах, так и на артезианских бассейнах. Из-за недостаточ-
ности данных, не позволяющих оценить степень водообильности эффу-
зивных и туфогенных пород различного возраста, они объединены
в один комплекс.
Водоносный комплекс вулканогенных образований кайнозойского
.возраста. Мощность этого комплекса в различных местах изменяется
от 100—150 до 300—400 м. Все геологи, изучавшие описываемый ком-
плекс, отмечают его высокую водообильность. Так, Я. Г. Москвин отме-
чает, что на междуречье Пенжина — Анадырь ручьи и речки, дрени-
рующие эффузивно-туфовые породы неогенового возраста, имеют рас-
ход в 5—6 раз больше, чем водотоки с аналогичной водосборной пло-
щадью, но дренирующие другие водоносные комплексы. В. А. Ярмолюк
также указывает на большие дебиты источников, питающихся водами
описываемого комплекса. По ег® данным, дебиты отдельных сосредото-
ченных выходов подземных вод на побережье Олюторского залива
168
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИИ
в конце лета изменяются от 1 до 10 л/сек. Высокая водообильность мо-
лодых эффузивов подтверждается и максимальными значениями на-
ледности районов их распространения (2%).
Воды вулканогенных образований изучались в верховьях р. Аль-
катваам и на северном окончании хр. Рарыткин. Выходы подземных
вод здесь отмечаются или вблизи русла ручьев в месте пересечения их
с тектоническими разломами, или на склонах речных долин на контак-
те эффузивно-туфовых толщ с подстилающими их породами.
Источники первого типа (35, 36) описаны в верховьях рч. Горной
(хр. Рарыткин), источники второго типа (163) были встречены в вер-
ховьях р. Алькатваам. Дебиты источников первого (разломного) типа
в период обследования (конец августа 1967 г.) составляли 8 и 20 л/сек.
Дебиты источников второго (контактового) типа не превышали (июль
1968 г.) 3—4 л!сек.
Большая водообильность тектонических разломов может быть объ-
яснена тем, что последние играют роль своеобразных дрен для всех во-
доносных горизонтов. Режим источников не изучался. Зимой у источни-
ков возникают наледи, которые летом почти полностью стаивают. Вода
в источниках во всех случаях имеет низкую температуру (1,5—4,0°С),,
пресная, гидрокарбонатная со смешанным катионным составом (табл.
39), общая минерализация ее не превышает 0,5 г/л.
Таблица 39
Химический состав вод водоносного комплекса вулканогенных образований
кайнозойского возраста
(по материалам В. Е. Глотова)
Наименование, иомер по карте и местоположение водопункта	Дата опробования	Химический состав, -				мг/л %-экв		pH	Минерализа- ция, г/л
		Na- + K'	Mg-	Ca-	Cl'	SO,"	нсо/		
Ист. 35, в верховье р. Горной (хр. Рарыткин)	VIII 1967 г.	55,6	23,1	32,2	8,6	37,0	300,0	7,6	0,45-
		41	32	27	4	13	83		
Ист. 36, там же, в 0.5 км ниже по течению реки	VIII 1967 г	24,1	13,0	18,4	8,6	16,0	150,0	6,7	0,23
		35	35	30	8	И	81		
Ист. 163, на левом скло- не долины верхнего течения р. Алькатваам,	VII 1968 г.	40,2	0,0	4,8	3,0	30,0	78,0	8,0	0,16
		88	0	12	4	31	65		
в 70 м выше русла									
Приведенные данные характеризуют в общем химический состав
подземных вод описываемого комплекса, однако следует отметить, что
в местах, где активно проявились гидротермальные процессы, могут
сформироваться и высокоминерализованные воды. Так, А. Е. Успенский
(1958) отмечает, что в верховьях р. Пикасьваям имеются источники,
вода которых настолько насыщена железом, что последний выпадает
в осадок, цементируя аллювиальные галечниковые отложения. Анализ
этих вод не сделан.
Питание подземных вод вулканогенного комплекса осуществляется
за счет инфильтрации поверхностных вод в приводораздельных участ-
ках через сквозные подрусловые и подозерные талики и, возможно, че-
рез талики под ложбинами стока. Разгрузка подземных вод происходит
в основном в долины поверхностных водотоков, частично, видимо, в зоньг
разломов внутри геосинклинального комплекса осадков.
ЕСТЕСТВЕННЫЕ РЕСУРСЫ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
169
ЕСТЕСТВЕННЫЕ РЕСУРСЫ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
На основе приведенной характеристики геологических образований
и обводненности гидрогеологических структур представляется возмож-
ным охарактеризовать естественные ресурсы подземных вод, понимая под
ними « . обеспеченный питанием приток или отток подземных вод» *
Наиболее рациональным методом региональной оценки естественных
ресурсов подземных вод является комплексный гидролого-гидрогеоло-
гический метод, основанный на генетическом расчленении гидрографа
общего стока рек (Куделин, 1948, 1960). Однако в пределах развития
мерзлой зоны применение этого метода в «чистом виде» сопряжено с оп-
ределенными трудностями, вызванными, кроме слабой и неравномерной
гидрологической изученности территории, особыми условиями формиро-
вания речного стока К ним относятся
1	Локальное распространение подземных вод в глубоко проморо-
женных речных бассейнах-—мощная мерзлая зона сокращает площади
питания и затрудняет разгрузку подземных вод
2	Регулирование подземного стока наледями, которые аккумули-
руют сток зимой и отдают его в летне-осеннии период (Хмызников,
1934, Швецов, 1946, 1947; Лыло, 1959, Пигузова и Щебренева, 1966,
О. Н Толстихин, 1966)
3	Отсутствие четко выраженной летней межени вследствие того,
что общий сток образуется за счет стока вод наледей, атмосферных
осадков, подмерзлотных вод, вод сезонно-протаивающего слоя, а на
некоторых реках за счет таяния снежников и ледников
Формирование подземных вод в ряде гидрогеологических структур
происходит в обстановке интенсивных неотектонических движений, охва-
тивших различные по возрасту и составу геологические образования,
широкого развития молодых зон разломов и различного геологического
строения территории.
Величины подземного стока в реки были получены по результатам
генетического расчленения гидрографов с учетом наледной составляю-
щей и нанесены на основную гидрогеологическую карту в форме изо-
линий модулей стока (см. прилож ) На основании принятой в моногра-
фии схемы гидрогеологического районирования Северо-Востока СССР
и особенностей подземного питания рек и их гидрологического режима
вся рассматриваемая территория разделена на пять расчетных районов,
по которым произведен расчет всех естественных ресурсов подземных
вод (рис 13, табл 40), в том числе вод, которые фиксируются наледями
зимой Как видно из даннных табл 40, в отдельных расчетных районах
на питание наледей расходуется свыше 50% от общей годовой величины
естественных ресурсов, а в зимний период эта величина может дости-
гать 80—90% Невосполнимая зимой часть обусловливает громадную
разницу между величиной естественных ресурсов и эксплуатационными
запасами и ограничивает возможность использования известных зави-
симостей между ними даже для ориентировочной оценки эксплуатаци-
онных запасов подземных вод. Поэтому изучение наледей и их значе-
ния в балансе природных вод представляется необходимым элемен-
том исследований, направленных к оценке перспектив или запасов под-
земных вод, предназначенных для водоснабжения Все эти обстоятель-
ства приходится иметь в виду и при рассмотрении вопросов формиро-
вания и распределения естественных ресурсов подземных вод в отдель-
ных расчетных районах.
* «Подземный сток на территории СССР» Под ред Б И Куделина Изд-во МГУ,
1966
170
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Таблица 40
Естественные ресурсы подземных вод зоны свободного водообмена
Северо-Востока СССР
I
II
III
IV
V
Расчетная
площадь
Естественные ресурсы
Объем в год
Площадь
питания
наледей
Естественные ресурсы
подземных вод, расходу-
ющиеся иа питание наледей
Наименование
районов
Объем в год
тыс.
К Ж2
Расход,
м*!сек
тыс.
км*
Рас-
ход. ;
м3!сек
Анюйско-Чукот-
ский..........
Верхне-Колым-
ский . . . .
Охотско-Чукот-
ский .........
Пенжннско-Ана-
дырскин . . .
Корякский . . .
290
332
417
129
187
21 153,4 4 833
24
31
10
14
293,4 9 242
778,1 24 510
94,0 2 961
235,9 7 431
1355
100 1554,8 48 977
10
19
50
6
15
100
24
131
327
14
61
557
308,7
4 331,2
8990,1
289,8
841,0
100 468,6 14 760,8
2
30
61
2
5
100
Юйм3

1.	Анюйско-Чукотский район в структурно-гидрогеологическом пла-
не отвечает Анюйско-Чукотской системе адартезианских бассейнов.
Формирование естественных ресурсов подземных вод в этом расчет-
ном районе происходит в обстановке повсеместного развития мощной
сплошной мерзлой зоны, наложенной преимущественно на терригенные,
интенсивно дислоцированные водоносные комплексы, в меньшей степе-
ни — на карбонатные, слабо закарстованные водоносные комплексы в ус-
ловиях стабильного неотектонического режима. Основными дренами яв-
ляются правые притоки нижнего течения р. Колымы — Омолон, Большой
и Малый Анюй, Паляваам, Амгуэма. Субаквальные источники фиксиру-
ются на реках в зимнее время многочисленными полыньями. Распростра-
нение наледей на этой территории ограничено. Особенно мало их в при-
брежной полосе. Отсутствие здесь наледей связано с выположенным рель-
ефом и большой мощностью снежного покрова, препятствующего сквоз-
ному промерзанию русловых отложений рек. Кроме того, верховья мно-
гих рек, на которых развиты наледи, расположены в поле развития ме-
ловых эффузивов Охотско-Чукотского вулканогенного пояса и получают
значительную часть питания за счет вод меловых эффузивов. Неблаго-
приятное для формирования подземных вод сочетание спокойного нео-
тектонического режима, слабой водопроницаемости пород и глубокого
промерзания гидрогеологических структур находит отражение в относи-
тельно незначительных (модуль подземного стока преимущественно ме-
нее 0,5 л!сек с 1 км2) ресурсах подземных вод, составляющих лишь
10% от всех естественных ресурсов подземных вод Северо-Востока
(153,4 м3/сек), тогда как площадь этого расчетного района достигает
21 %, или 290 тыс. км2.
2.	Верхне-Колымский район в структурно-гидрогеологическом от-
ношении охватывает Колымо-Сугойскую систему адартезианских бас-
сейнов и Колымо-Омолонскую систему гидрогеологических массивов.
Основной дреной является верхнее течение р. Колымы и ее притоков, а
на юго-западе — р. Юдомы (правый приток Алдана). Формирование
подземных вод, так же как и в предыдущем районе, происходит в ус-
ловиях распространения мощной сплошной мерзлой зоны, однако при
значительно большем разнообразии водоносных комплексов. Наряду
ЕСТЕСТВЕННЫЕ РЕСУРСЫ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
171
с терригенными интенсивно дислоцированными водоносными комплек-
сами (пермь, триас, юра), характерными для Колымо-Сугойской систе-
мы адартезианских бассейнов, в пределах Колымо-Омолонской систе-
мы широкое распространение получают карбонатные, сильно закарсто-
ванные породы и эффузивы палеозойского возраста, метаморфические
и кристаллические породы архея. Большое значение приобретают во-
доносные комплексы четвертичных отложений (аллювиальные и водно-
ледниковые). В отличие от Анюйско-Чукотского района рассматривае-
мый район в неотектоническом отношении характеризуется контраст-
ными движениями, особенно в западной части Колымо-Омолонской и
на юге Колымо-Сугойской систем.
Все перечисленные обстоятельства в сочетании с благоприятным
для формирования речного стока положением расчетного района по от-
ношению к направлению влажных масс воздуха с Охотского моря
в глубь континента обусловливают значительно лучшие условия фор-
мирования естественных ресурсов подземных вод в целом и наледной
их составляющей. Естественные ресурсы подземных вод этого района
«оставляют уже 19%, или 293,4 м^сек, тогда как площадь — 24%, но
зато наледная их часть составляет более половины всех естественных
ресурсов и 30% величины наледной составляющей естественных ресур-
сов территории Северо-Востока. Максимальные значения модулей сто-
ка, равные 1—2 л!сек с 1 км2, наблюдаются на юге района, в полосе,
прилегающей к вулканогенным образованиям Охотско-Чукотской обла-
сти вулканогенных супербассейнов и к наиболее мобильной в неотекто-
ническом отношении юго-восточной окраине хр. Черского.
В более глубоких континентальных районах, где количество осад-
ков ниже, а мерзлотные условия более суровые, значение модулей сто-
ка уменьшается до 0,5 л/сек с 1 юм2.
3.	Охотско-Чукотский район отвечает Охотско-Чукотской области
вулканогенных супербассейнов. На западе он дренируется многочислен-
ными, но сравнительно небольшими реками, впадающими в Охотское
море, на востоке — долинами рек Пенжина и Анадырь и небольши-
ми реками, впадающими в Анадырский залив. Основным водоносным
комплексом являются эффузивы мелового возраста. Меньшее значение
в формировании естественных ресурсов имеют воды подстилающих от-
ложений складчатых комплексов, интрузивов и четвертичных рыхлых
отложений, преимущественно аллювиальных. В неотектоническом отно-
шении территория района неоднородна. Западная его часть относится
к области контрастных новейших движений и интенсивной блоковой
тектоники, восточная — к области монолитных поднятий. Столь же не-
однородны и мерзлотные условия формирования ресурсов подземных
вод. Вдоль побережья Охотского мроя протягивается полоса островной
и прерывистой мерзлой зоны, со сравнительно небольшой мощностью
многолетнемерзлых пород. В центральной и восточной частях рассмат-
риваемого района мерзлая зона имеет сплошное распространение и
мощность многолетнемерзлых пород здесь велика. Все это приводит к
неоднородным условиям формирования естественных ресурсов подзем-
ных вод в данном районе, хотя в целом они сравнительно благоприят-
ны. Это находит отражение в соотношении площадей и ресурсов. Хотя
район составляет лишь около трети всей территории Северо-Востока,
естественные ресурсы подземных вод составляют 50%. Из них на долю
наледной составляющей приходится немного более трети.
Основная часть естественных ресурсов подземных вод сосредото-
чена в южной и западной частях рассматриваемого района, где благо-
приятное сочетание геологических, мерзлотных и климатических факто-
ров приводит к росту модулей подземного стока до 2—4 л!сек с 1 кл«2.
172
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
На востоке района величины модуля подземного стока снижаются до
1—0,5 л/с\ек с 1 км2. Наледное регулирование естественных ресурсов
проявляется в равной степени на всей площади района.
4.	Пенжинско-Анадырский район совпадает с системой срединных
артезианских бассейнов, разграничивающих Верхояно-Чукотскую и
Корякскую гидрогеологические складчатые области. Основными дрени-
рующими артериями района является реки Пенжина и Анадырь с их
притоками. Формирование естественных ресурсов подземных вод осу-
ществляется в условиях широкого развития пластовых подземных вод,
приуроченных к водоносным комплексам неогеновых, палеогеновых и
меловых отложений, образующих артезианский чехол бассейнов. Значи-
тельно меньшая роль принадлежит молодым вулканогенным образова-
ниям и складчатым породам преимущественно мезозойского возраста.
Мерзлотная обстановка формирования естественных ресурсов подзем-
ных вод неблагоприятна вследствие развития здесь сплошной мерзлой
зоны, большая мощность которой обусловливает на значительной терри-
тории района полное промораживание пресных подземных вод артезиан-
ского чехла и наличие в основании мерзлых пород горизонтов соленых
вод. Последнему способствует невысокое положение района над уров-
нем моря и близость морских побережий, ограничивающих район с
юго-запада и северо-востока.
Если площадь рассматриваемого района составляет 10% от всей
описываемой площади Северо-Востока, то естественные ресурсы прес-
ных подземных вод только 3%, или 94,0 м?1сек. Наледи для этого рас-
четного района нехарактерны, они образуются в небольшом количестве
лишь на склонах внутренних гидрогеологических массивов. Модули под-
земного стока равны 0,5—1 л!сек с 1 км2.
5.	Корякский район в структурном плане отвечает Корякской си-
стеме гидрогеологических массивов. Формирование естественных ресур-
сов подземных вод здесь осуществляется преимущественно в верхне-
палеозойских и меловых интенсивно дислоцированных породах масси-
вов и в рыхлых или слабо сцементированных и дислоцированных от-
ложениях неогенового, палеогенового и верхнемелового возраста, об-
разующих небольшие наложенные артезианские бассейны. Неотектони-
ческие условия формирования естественных ресурсов весьма благо-
приятны, так как вся эта территория характеризуется контрастным бло-
ковым режимом неотектонических движений. Однако сравнительно сла-
бая региональная водоносность пород в сочетании с мощной сплошной
мерзлой зоной ограничивает возможность формирования больших есте-
ственных ресурсов подземных вод, модули стока которых не превышают
1 л!сек с 1 км2, даже в восточной части массива, где более всего прояв-
ляется влияние Берингова моря и муссонных ветров, несущих влагу
с океана в глубь континента.
Коротко резюмируя изложенное, следует отметить, что в общем
распределении естественных ресурсов подземных вод на территории
Северо-Востока СССР определяющая роль принадлежит мерзлотно-
климатическим факторам — мощности мерзлой зоны, степени ее преры-
вистости и положению района по отношению к берегам морей и направ-
лениям преобладающих влагонесущих ветров, а также неотектоничес-
ким факторам, проявляющимся в контрастности неотектонических дви-
жений, молодом возрасте и раскрытое™ тектонических разломов.
В меньшей степени ощущается влияние литологических факторов, т. е.
состава и строения водоносных комплексов. Условия, благоприятствую-
щие общему увеличению естественных ресурсов подземных вод, как
правило, отражаются и в возрастании наледной составляющей, этих ре-
сурсов, что является неблагоприятным обстоятельством.
Глава V
ОСОБЕННОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Разнообразие подземных вод по химическому составу и распреде-
ление различных вод на территории Северо-Востока СССР являются
результатом исторического развития процессов — появления подземных
.вод в недрах различных структур, видоизменения их вследствие взаи-
модействия с породами, смещения вод разного состава и происхожде-
ния и т. п.
На формирование подземных вод существенное влияние оказывает
мерзлая зона, которая в отдельных случаях меняет ранее сложившиеся
гидродинамические условия гидрогеологических структур, влияет на хи-
мический состав подмерзлотных вод, способствует появлению специфи-
ческих межмерзлотных вод. В связи с этим, прежде чем перейти к про-
цессам формирования подземных вод в современную эпоху, рассмот-
рим гидрогеологические условия, существовавшие на Северо-Востоке
СССР до появления мерзлой зоны.
ПАЛЕОГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕУСЛОВИЯ
Фактический материал по геологическому строению описываемой
территории позволяет проследить историю подземных вод начиная с па-
леозойской эры. В это время большая часть территории была покрыта
морем, в котором происходило образование карбонатных осадков.
Только площади распространения пород докембрийского возраста в пре-
делах современных срединных массивов представляли собой невысокие
слабо расчлененные острова. На равнинный характер островов указы-
вает отсутствие груботерригенных отложений в палеозойских осадках.
Судя по флористическим остаткам в прибрежно-морских отложениях
девонского и каменноугольного возраста, климат на островах был влаж-
ный, умеренно теплый. Такие условия благоприятствовали проникно-
вению атмосферных вод в толщи пород докембрийского возраста. Одна-
ко из-за выположенного рельефа островов, мощность зоны пресных вод,
вероятно, не превышала нескольких сотен метров. Движение подзем-
ных вод было направлено, по-видимому, от центра островов к морю.
В девонском и в начале каменноугольного периода на площади
Омолонского массива проявилась вулканическая деятельность. В это
время вблизи морского побережья существовали источники термальных
вод. Поскольку в составе пород девонского возраста имелись извест-
ковые разности, вероятно, термальные воды были углекислыми гидро-
карбонатно-хлоридными кальциевыми. Минерализация их была около
10—20 г/л, так как соленые глубинные воды разбавлялись водами зоны
интенсивного водообмена. Подтверждением вышесказанному служат на-
ходки гидротермального жильного кальцита на площади Омолонского
массива.
174
ОСОБЕННОСТИ ФОРМИРОВАНИИ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
В нижнекаменноугольное время площади островов расширились за
счет поднятия отдельных блоков, сложенных карбонатными породами
палеозойского возраста. Возникли новые области размыва, в пределах
которых формировались пресные инфильтрационные воды гидрокарбо-
натного кальциевого состава. Такие области располагались в районе
современного о-ва Врангеля, Восточно-Чукотского массива и Кууль-
ского поднятия. В обширных морских проливах, разделяющих острова
и сложенных породами докембрийского и палеозойского возраста, про-
исходило образование геосинклинального терригенного комплекса осад-
ков пермского, триасового и юрского возраста.
Континентальный этап развития Анюйско-Чукотской области на-
чался в юрское время В этот период территория ее представляла со-
бой слабо расчлененную равнину, отдельные участки которой были опу-
щены ниже уровня моря. Равнинный характер территории и наличие
в ее пределах отдельных морских бассейнов препятствовали развитию
процессов вытеснения седиментационных вод пресными инфильтрацион-
ными. Мощность зоны свободного водообмена в юрское и раннемело-
вое время, вероятно, не превышала первых сотен метров. Аналогичная
обстановка наблюдалась и в срединных массивах, где в позднепалеозой-
ско-среднемезозойское время отлагался геосинклинальный комплекс
осадков.
В Яно-Колымской области преимущественно морские условия осад-
кообразования и накопления в толщах пород седиментационных вод
существовали до позднеюрского времени. В конце юрского периода про-
изошло поднятие, охватившее всю территорию, и море сохранилось
только в отдельных впадинах В связи с поднятием заложились текто-
нические разломы, по которым происходило интенсивное внедрение
пресных инфильтрационных вод В последующие времена образовыва-
лись новые тектонические разломы и подновлялись уже имеющиеся. Эти
разломы выполняли роль естественных дрен и способствовали вытесне-
нию седиментационных минерализованных вод инфильтрационными
пресными.
Начиная с юрского времени морские условия осадкообразования со-
хранились только в пределах геосинклинальных зон Корякского на-
горья.
В Верхояно-Чукотской гидрогеологической складчатой области
в верхнеюрско-валанжинское время морской режим продолжал суще-
ствовать только в новообразованных впадинах, к которым в настоящее
время приурочены отдельные артезианские бассейны.
Донные осадки в этих впадинах были насыщены водами, соленость
которых приближалась к нормальной морской. Наиболее мощные тол-
щи морских осадков верхнеюрского и валанжинского возраста от 2000
до 5000 м накопились в Олойском, Чаунском (Раучуанском) и Ванка-
ремском (Мечигменском) артезианских бассейнах.
Наличие в составе водоносных комплексов большого количества
глинистых слоев, уплотнявшихся в процессе диагенеза, способствовало
созданию в этих бассейнах так называемого экспеляционного (по
Е. А. Барс, 1969) режима При этом режиме выделение из уплотняв-
шихся пластических пород дополнительного количества захороненных
в них вод приводило к возникновению повышенных напоров в наиболее
погруженных участках бассейнов. Движение подземных вод в это время
происходило от участков с большими напорами к периферии бассейнов,
что препятствовало проникновению в бассейны инфильтрационных вод.
Поскольку процесс уплотнения осадков от пластических глин до гли-
нистых сланцев длился десятки миллионов лет, можно сделать вывод,
ПАЛЕОГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
175
что экспеляционный режим господствовал в вышеуказанных бассейнах,
вероятно, в течение всего раннемелового времени.
В процессе поднятия территорий бассейнов и уплотнения осадков
экспеляционный режим постепенно сменялся инфильтрационным (Барс,
1969). Однако наличие в составе водоносных комплексов большого ко-
личества глинистых прослоев и высокая степень литофикации пород
(большая часть пор заполнена минеральными новообразованиями)
препятствовали поступлению инфильтрационных вод в глубь бассейнов.
Обстановка свободного водообмена, вероятно, наблюдалась только
в верхней, подверженной речной эрозии части бассейнов мощностью не
более сотни метров.
Иная палеогидрогеологическая обстановка, видимо, существовала
в бассейнах, сложенных водоносными комплексами морских терриген-
ных отложений и континентальных образований верхнеюрско-валан-
жинского возраста (Айнахкургенский, Умкувеемский, Верхне-Пенжин-
ский, Нутесынский и др.). После позднеюрской морской трансгрессии
в этих бассейнах наступил континентальный этап развития. В период
морского этапа развития артезианских бассейнов, приуроченных к впа-
динам внутрискладчатых зон (Нутесынский, Верхне-Амгуэмский и др.),
происходило накопление преимущественно грубозернистых осадков, а
во впадинах на жестких массивах — тонкозернистых и глинистых отло-
жений.
В континентальный этап развития в раннемеловое время описывае-
мые впадины представляли собой низменные заболоченные территории.
В это время во впадинах происходила разгрузка подземных вод из ок-
ружающих их гидрогеологических структур. Можно предположить, что
в пределах впадин внутри складчатых областей, выполненных водопро-
ницаемыми отложениями верхнеюрского возраста, заболачивание раз-
вивалось в местах разгрузки подземных вод. Заболачивание впадин, раз-
вивающихся на жестких массивах (Айнахкургенская, Умкувеемская и
др.), явилось следствием плохих фильтрационных свойств верхнеюрских
отложений морского генезиса.
Разгрузка подземных вод окружающих впадины гидрогеологических
структур происходила, вероятно, только по окраинам этих впадин по
зонам окаймляющих тектонических разломов. В связи с этим к концу
раннемелового времени в артезианских бассейнах, сложенных комплек-
сами морских и континентальных лимнических образований, создалось
два типа гидрогеохимического разреза. В бассейнах, приуроченных
к впадинам внутрискладчатых зон, от поверхности до фундамента су-
ществует обстановка свободного водообмена, подземные воды пресные
гидрокарбонатного натриевого состава. В бассейнах, приуроченных
к впадинам на жестких массивах, условия свободного водообмена раз-
виты в раннемеловых и частично в верхнеюрских образованиях. В ниж-
ней части разреза преобладает замедленный и весьма замедленный во-
дообмен. Здесь развиты седиментационные преимущественно хлоридные
кальциевые воды с минерализацией до десятков граммов на 1 л.
В раннемеловое время образовались впадины, к которым в насто-
ящее время приурочены артезианские бассейны, сложенные континен-
тальными лимническими образованиями. Отложение осадков в них про-
исходило в пресноводных водоемах, поэтому захороненные воды были
пресными гидрокарбонатного, очевидно, натриевого состава. Забола-
чивание территории бассейнов способствовало развитию в их пределах
восстановительной обстановки, при которой в осадках образуются суль-
фиды тяжелых металлов.
К концу формирования угленосных толщ чехол бассейнов представ-
лял собой чередование грубо терригенных отложений, углей и глини-
176
ОСОБЕННОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
стых образований. В конце раннемелового и в позднемеловое время про-
исходят интенсивные излияния магм кислого и основного состава.
В этот период формируется Охотско-Чукотский пояс вулканогенных су-
пербассейнов. Эффузивные и пирокластические образования перекры-
вают как отложения складчатых областей, так и отдельные артезиан-
ские бассейны. Так, эффузивными образованиями кислого и основногосо-
става покрыта южная часть Чаунского и Олойского бассейнов, боль-
шая часть Омсукчанского, Хасынского, Верхне-Пенжинского, Тылхой-
ского и других артезианских бассейнов. Не исключена вероятность того,
что отдельные впадины были полностью погребены под толщами эффу-
зивно-туфовых пород, и в настоящее время нет видимых признаков их
существования. Внедрение больших магматических масс в земную кору
резко увеличило температуру подземных вод, что могло привести к уве-
личению их растворяющей способности.
Возникновение новых и подновление древних тектонических разло-
мов повлекло за собой активизацию процессов внедрения пресных ин-
фильтрационных вод в пределах гидрогеологических складчатых обла-
стей и массивов, а также артезианских бассейнов. Обстановка замедлен-
ного водообмена в Олойском, Чаунском, Ванкаремском бассейнах сохра-
нилась только в пределах внутренних впадин и прогибов. В наиболее
пониженных частях этих бассейнов в зонах повышенной трещиноватости
происходила разгрузка высокотемпературных гидрокарбонатно-хлорид-
ных кальциево-натриевых вод, представляющих собой смесь седимента-
ционных и инфильтрационных вод.
Можно предположить, что в артезианских бассейнах, приуроченных
к впадинам внутри складчатых зон или к впадинам, выполненным
осадками пресноводных водоемов, в меловой период формируются вы-
сокотемпературные гидрокарбонатные натриевые воды с минерализа-
цией не более нескольких граммов на 1 л.
При взаимодействии угленосных отложений с магмой, бурые угли
и лигниты превращались в каменные угли и графиты, глины в аргилли-
ты и глинистые сланцы. Следы этих процессов отчетливо видны в южной
части Омсукчанского артезианского бассейна, на площади Верхне-Пен-
жинского и Хасынского бассейнов.
Выделившиеся при метаморфизме углей и глинистых пород органи-
ческие кислоты значительно увеличили растворяющую способность во-
ды. Воды, по-видимому, приобрели кремнеземистый состав. В местах
разгрузки таких вод происходили активные процессы гидротермального
минералообразования. В настоящее время древние очаги разгрузки ар-
тезианских вод фиксируются в виде участков гидротермальной рудной
минерализации с жильным кварцем в центральной части Олойского бас-
сейна, в Омсукчанском и Уляганском бассейнах.
Наряду с органическими кислотами при метаморфизме углей и по-
род выделялись углеводородные газы, которые могли в благоприятных
условиях образовать залежи. Подобные газовые скопления, могущие
иметь практическое значение, наиболее вероятны в пределах Омсук-
чанского и Уляганского артезианских бассейнов.
В Корякской гидрогеологической складчатой области в раннемело-
вое время на большей части территории существовало море. Только на
площади современного Анадырского бассейна и, вероятно, на отдель-
ных участках в центральной части Корякского нагорья расположены
поднятия, в которых происходили процессы внедрения пресных инфиль-
трационных вод.
В позднемеловое время площади морского бассейна значительно
сократились. На территории Верхояно-Чукотской сложной гидрогеоло-
гической складчатой области произошло заложение небольших впадин,
ПАЛЕОГИДРОГЕОЛОГИЧЕСК.ИЕ УСЛОВИЯ
177
в которых образовались континентальные озерно-речные отложения.
В современный период к этим впадинам приурочены такие артезиан-
ские бассейны, как Аркагалинский и Нельканджинский. В окружающих
гидрогеологических структурах, как и в Корякской гидрогеологической
складчатой области, продолжается интенсивное внедрение пресных ин-
фильтрационных вод.
Преимущественно морские условия сохранились только во впади-
нах, к которым в настоящее время приурочено большинство артезиан-
ских бассейнов Корякской гидрогеологической складчатой области, а
также на площади современной Олюторской геосинклинальной зоны.
Судя по фаунистическим остаткам и составу водных вытяжек, морские
бассейны по своему характеру являлись опресненными лагунами. По-
этому седиментационные воды имели минерализацию не более 30 г/л,
состав их был хлоридно-гидрокарбонатный натриевый. Такой режим
осадкообразования сохранился до конца палеогенового времени.
В неогеновое время морские условия осадкообразования сохрани-
лись только в Анадырском и Хатырском районах. Вероятно, такие же
условия были и в пределах Пенжинского, Парапольского, Марковского
и Бельского артезианских бассейнов. Состав фауны и водно-соленые
вытяжки из пород свидетельствуют об опресненном характере водных
бассейнов.
Беринговский и большая часть малых артезианских бассейнов Ко-
рякской гидрогеологической складчатой области в это время вступили
в континентальный этап развития. В Беринговском бассейне началось
вытеснение седиментационных вод пресными инфильтрационными. Наи-
более активно эти процессы проявлялись в пределах внутренних под-
нятий, сложенных верхнемеловыми отложениями. Однако превышение
поверхности бассейна над уровнем моря было незначительным и, ве-
роятно, мощность зоны свободного водообмена в этом бассейне не пре-
вышала 100—200 м.
Во второй половине неогенового времени происходило интенсивное
поднятие территории Корякского нагорья. Только в пределах Анадыр-
ского и, вероятно, в Марковском, Пенжинском и Парапольском арте-
зианских бассейнах сохранился лагунно-континентальный режим осад-
кообразования. В плиоценовое время здесь формировалась глинисто-
лигнитовая толща с прослоями песков. В остальных артезианских бас-
сейнах в плиоценовое время происходило внедрение инфильтрационных
пресных вод в толщу ранее отложившихся осадков. В Хатырском арте-
зианском бассейне процессы замещения седиментационных вод инфиль-
трационными характерны только для отложений миоценового возра-
ста. Последние представлены песчаниками и конгломератами, а глини-
стые породы в них занимают незначительное место. Регионально рас-
пространенная здесь глинистая толща верхнеолигоценового возраста
мощностью до 700 м надежно изолировала отложения более древнего
возраста от влияния инфильтрационных вод.
В пределах Верхояно-Чукотской сложной гидрогеологической
складчатой области и Охотско-Чукотской области вулканогенных супер-
бассейнов в палеогеновое и неогеновое время происходила активизация
тектонических движений. Наряду с поднятием, охватившим всю терри-
торию, наблюдалось образование приразломных впадин типа грабенов.
Такие контрастные движения должны были повлечь за собой дальней-
шее увеличение мощности зоны интенсивного водообмена. Только в от-
дельных тектонически экранированных участках, сложенных слабо-
проницаемыми отложениями юрского и триасового возраста, могли
сохраниться условия замедленного водообмена вблизи земной поверх-
ности.
178
ОСОБЕННОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
В начале четвертичного времени значительная часть Чукотского по-
луострова опустилась ниже уровня моря. Соленые морские воды заме-
нили пресные инфильтрационные на большей части Чаунского, Ванка-
ремского, Казачкинского артезианских бассейнов, бассейна залива Кре-
ста. Влияние морских вод дочетвертичной трансгрессии сказалось также
в северной части Олойского артезианского бассейна и в гидрогеологиче-
ских структурах, распространенных вдоль побережья Чукотского и Бе-
рингова морей. В это же время произошло расширение Охотского моря.
Морские соленые воды проникли в артезианские басейны, распростра-
ненные вдоль северного побережья Охотского моря и на многих участ-
ках, вероятно, сохранились до настоящего времени.
Таким образом, к концу раннечетвертичной эпохи, когда началось
общее похолодание климата и стали промерзать верхние горизонты зем-
ной коры, зона свободного водообмена различной мощности существо-
вала в большинстве гидрогеологических структур. Наибольшей мощно-
сти (возможно, 1000 л«) она достигла в пределах центральной части Вер-
хояно-Чукотской сложной гидрогеологической складчатой области.
На Чукотском полуострове мощность зоны свободного водообмена,
видимо, не превышала первых сотен метров, что объясняется незначи-
тельной величиной положительных движений, слабой раскрытостью,
тектонических разломов.
В пределах прибрежных артезианских бассейнов зона свободного)
водообмена с пресными водами, вероятно, не достигала и 100 м.
В Корякской гидрогеологической складчатой области в связи с ак-
тивными тектоническими движениями в конце неогенового времени, со-
провождавшимися образованием большого количества открытых текто-
нических разломов, зона свободного водообмена, видимо, была не ме-
нее нескольких сотен метров. Только в пределах артезианских бассей-
нов, в которых вблизи поверхности были распространены водонепрони-
цаемые глинистые отложения, мощность зоны свободного водообмена
может быть не превышала 100 м.
Весьма ограниченные данные о палеоклимате, оледенениях и чет-
вертичных отложениях Северо-Востока СССР и омывающих его морей
(Белов, Лапина, 1961; Шило, 1961; Карташев, 1963; Марков и др.,
1965; Зубаков, 1968; Пейве и др., 1968; Баранова и др., 1968; Гасанов,
1969) позволяют наметить только в самых общих чертах последова-
тельность изменений мерзлотно-гидрогеологических условий этого ре-
гиона*. В течение последних 200—250 тыс. лет одновременно с изме-
нениями климата имели место регрессии и трансгрессии морей бассей-
нов Северного Ледовитого и Тихого океанов, рельеф изменялся под
влиянием неотектонических движений, денудационных процессов и оле-
денений в горах, а также осадконакопления на низменностях. Предпо-
лагается, что в эпохи похолодания с понижением температуры значи-
тельно ниже 0° С наряду с развитием ледников в горной зоне проис-
ходило многолетнее промерзание литосферы, а в эпохи потепления глу-
бина промерзания уменьшалась. Изменения глубины многолетнего про-
мерзания литосферы в четвертичный период происходили одновременно
в Сибири и в северной части Североамериканского континента («Чет-
вертичный период Сибири», 1966; Некрасов и др., 1967).
К концу раннечетвертичной эпохи (250—320 тыс. лет тому назад),
ознаменовавшейся общим похолоданием климата (Валпетер и др.,
1966), среднегодовые температуры воздуха на Северо-Востоке понизи-
* Часть раздела «Палеогндрогеологнческне условия», посвященная истории фор
мнровання мерзлой зоны, составлена В. Г. Гольдтманом.
ПАЛЕОГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
179
лись (в центральных и южных частях территории температуры были
приблизительно минус 2—3°С, а в северных и восточных частях значи-
тельно ниже, судя по происходившей смене темнохвойной растительно-
сти лесотундрой).
Климатические условия были менее суровы, чем современные. Про-
изошло поднятие гор на 300—400 м. На Чукотском полуострове уже
в это время началось горно-долинное оледенение (Гасанов, 1969). Судя
по этим данным, к концу раннечетвертичной эпохи на горах и относи-
тельно холодных участках низменностей на Чукотском полуострове об-
разовалась мерзлая зона со среднегодовыми температурами горных по-
род минус 1—2° С и мощностью до 100 м.
В течение первой половины среднечетвертичной эпохи (приблизи-
тельно от 220 до 150 тыс. лет тому назад) климат становился все более
суровым и во второй половине этой эпохи (150—НО тыс. лет тому на-
зад) был местами даже холоднее современного. На испытывавших под-
нятие нагорьях развивались горно-долинные ледники. Судя по эрози-
онному врезу р. Колымы, Верхне-Колымское нагорье в это время ис-
пытало поднятие на 200—250 м, а Корякское нагорье — несколько боль-
шее (Баранова и др., 1968). На Чукотском полуострове и в бассейне
р. Анадырь горн-долинные ледники сливались в мощные покровы под-
нятий, причем здесь во время трансгрессий моря образовались терра-
сы, сохранившиеся на 100 м и более выше современного уровня моря.
Морские отложения времени максимального похолодания, для которых
абсолютный возраст составляет около 170 тыс. лет, отлагались одновре-
менно с отложениями морских террас Аляски высотой 20—36 м ниже
уровня моря (Баранова и др., 1968).
Вероятные среднегодовые температуры воздуха в среднечетвертич-
ную эпоху на Северо-Востоке были минус 10—15° С; атмосферных осад-
ков выпадало больше, чем в современных условиях. Многолетнее про-
мерзание горных пород могло распространяться глубже современного.
Продолжительность этой эпохи была достаточно большой для того, чтобы
многолетнее промерзание плотных пород с содержанием воды до
5 кг/л«3 достигло предельной глубины в несколько сотен метров, на ко-
торой геотермальный поток тепла останавливает дальнейшее промерза-
ние. Важно отметить, что на территории, не покрытой ледниками, в рас-
сматриваемую эпоху, очевидно, происходило сезонное протаивание;
в ущельях и долинах горных рек того времени находились надмерзлот-
ные и сквозные талые зоны в местах интенсивного переноса тепла под-
земными водами. На горных склонах действовало преимущественно фи-
зическое выветривание, происходили солифлюкционный снос и абляция.
Аллювиальные и моренные отложения промерзали на некоторых участ-
ках сингенетически, впоследствии не оттаивали и могли до настоящего
времени сохранить свою первичную криогенную текстуру.
Начало позднечетвертичной эпохи (около 105 тыс. лет тому назад)
ознаменовалось потеплением и отступанием ледников. В течение этого
межледниковья (до 65 тыс. лет тому назад) температура горных по-
род повысилась на несколько градусов, оставаясь на преобладающей
части Северо-Востока ниже 0°С. Мощность ранее образовавшейся
мерзлой толщи уменьшалась. Однако после весьма продолжительного
(почти 100 тыс. лет) холодного периода оттаивание мощной мерзлой
толщи снизу только под действием кондуктивного теплопереноса было,
по-видимому, весьма медленным. Более интенсивно породы оттаивали,
вероятно, только в местах переноса тепла подземными водами —под
долинами горных рек и вокруг сохранившихся сквозных таликов. На
низменностях с множеством термокарстовых озер во время постепен-
ного потепления в мерзлой толще появлялись подозерные талики.
180
ОСОБЕННОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Глубина эрозионного вреза за позднечетвертичную эпоху в вер-
ховьях. Колымы составила 60—80 м, а на Корякском нагорье 250—
300 м. Контрастные неотектонические движения глыбового характера
вызвали поднятие хребтов и формирование современной береговой ли-
нии северной части Охотского моря, отступание на север охотско-колым-
ского водораздела (Баранова и др., 1968). Значительный слой горных
пород был удален на склонах гор денудационными процессами, а пос-
ледующее новое глубокое промерзание в век зырянского оледенения,
распространяясь на глубину, охватило ранее не промерзавшие гори-
.зонты. В местах интенсивного осадконакопления ранее образовавшиеся
мерзлые породы оказались погребенными под новыми отложениями и
.оттаивали снизу. На берега Чукотского полуострова временно распро-
странилась морская трансгрессия, оставившая отложения на терра-
.сах высотой 30—35 м (а местами и более) над современным уровнем
•моря.
Век зырянского оледенения (30—65 тыс. лет тому назад) был хо-
лоднее современного, что вызвало гор но-долинное оледенение, а на Чу-
котском полуострове и в бассейне р. Анадырь — образование отдельных
•ледниковых куполов и покровов. В течение многих тысячелетий лито-
сфера охлаждалась, и глубина промерзания ее на Северо-Востоке была
.больше современной на 50—100 м. Под ледниками исчезли талые зоны,
.однако в долинах водотоков сохранялись условия для существования
таликов, хотя и менее благоприятные, чем в настоящее время. К зы-
рянскому веку предположительно относится формирование мощных
•повторно-жильных льдов, которые на отдельных участках сохранились
и до настоящего времени (в низовьях Колымы, бассейне Анадыря и в
других местах).
Век зырянского оледенения сменился каргинским межледниковьем
(около 32 тыс. лет тому назад), климат стал теплее (близок к совре-
менному). Температура многолетнемерзлых пород повысилась на 3—5°,
мощность мерзлой зоны, очевидно, уменьшилась на несколько десятков
метров, вновь увеличились водоносные талики. На ранее сформирован-
ных высокольдистых образованиях равнин, вероятно, активно прояв-
лялся термокарст. У берегов Берингова моря на морской террасе высо-
той 18—30 м сформировалась эпигенетически промерзавшая мерзлая
толща (Гасанов, 1969).
Новое (сартанское) похолодание (20 тыс. лет тому назад) сопро-
вождалось распространением последнего оледенения, языки которого
на Чукотском полуострове опускались до отметок 200—400 м и оста-
вили хорошо сохранившиеся моренные валы. В это время вновь (в тре-
тий раз) температуры горных пород значительно понизились, мощность
мерзлой зоны увеличилась на 75—100 м по сравнению с современной и
развивались повторно-жильные льды. Отступание ледников и их сокра-
щение до современных размеров произошло 7—10 тыс. лет тому назад
(Ложкин, Носов, 1968).
К середине голоцена (около 5 тыс. лет тому назад), когда климати-
ческий оптимум обусловил повышение температур горных пород на
1—3°С выше современных, многолетнемерзлая толща несколько дегра-
дировала, границы вышерассмотренных температурных районов, оче-
видно, были смещены на север, водоносные талики увеличились, а на
низменностях усилились термокарстовые процессы. Продолжительность
этого потепления была недостаточна для значительного уменьшения
мощности мерзлой зоны.
За последние 3 тыс. лет климат становился холоднее и вызвал по-
нижение температур пород и некоторое увеличение глубины многолет-
него промерзания. Кривые распределения температур плотных мало-
ПАЛЕОГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
181
влажных горных пород по глубине, полученные по буровым скважинам
в среднем течении р. Колымы, приблизительно соответствуют стацио-
’парному режиму без определенной тенденции к понижению или повы-
шению температур у поверхности. В мощных толщах влажных осадоч-
ных неогеновых отложений при температурах у верхней границы мерз-
лой зоны минус 3—6° полуволна охлаждения за три тысячелетия не
успела распространиться на глубину 150—250 м; с другой стороны, в та-
ких влажных толщах на указанной глубине могли сохраниться релик-
товые мерзлые толщи.
Итак, за четвертичный период по меньшей мере четырежды проис-
ходило увеличение глубины многолетнего промерзания горных пород,
сменявшееся частичным оттаиванием. В районах островного и преры-
вистого распространения мерзлой зоны площадь распространения ее со-
ответственно увеличивалась и уменьшалась. Денудационная сработка
горных склонов за тот же период составила 100—200 м, а местами и бо-
лее, и каждое новое промерзание распространялось на глубину (в ранее
не промерзавшие зоны горных пород). Лишь после зырянской фазы оле-
денения распространение мерзлой зоны, по-видимому, не достигло той
глубины, на которую породы промерзали в зырянский век и, следова-
тельно, под современной мерзлой зоной могут находиться оттаявшие по-
роды, представляющие интерес в отношении повышенной трещиновато-
сти и водопроницаемости. На участках аккумуляции четвертичных от-
ложений (главным образом на низменностях) каждый следующий цикл
многолетнего промерзания горных пород не достигал той глубины, до
которой проникало предшествующее промерзание. Наличие зоны по-
вышенной трещиноватости и проницаемости пород под современной
мерзлой зоной здесь более вероятно, чем в горных областях.
Краткое рассмотрение палеогеокриологической обстановки на тер-,
ритории Северо-Востока СССР показывает, что наиболее неблагоприят-
ные условия питания и разгрузки подземных вод сложились в век зы-
рянского оледенения. За прошедшее после него время мощность мерз-
лой зоны несколько сократилась, однако и сейчас она занимает боль-
шую часть площади описываемой территории. В этой обстановке очень
сложным является вопрос об условиях питания подмерзлотных вод.
Попытки разрешить его можно найти в многочисленных работах
П. Ф. Швецова (1946, 1949, 1950, 1960, 1962, 1968), А. И. Калабина
(1945, 1947, 1957а, 19576, 1958а, 1960), Н. В. Губкина (1944, 1946, 1952),
Н. И. Толстихина (1941, 1947); Н. И. Толстихина и др. (1963) и других
исследователей. В трудах этих ученых доказана принципиальная воз-
можность проникновения поверхностных и близповерхностных вод в под-
мерзлотную зону по сквозным таликам. По С. М. Фотиеву (1970), сквоз-
ные талики формируются и существуют при соблюдении двух условий:
1) значительная пористость, трещиноватость или закарстованность мас-
сива горных пород на глубину, превышающую мощность мерзлых толщ,
и 2) большие объемы, высокая температура и значительная скорость
фильтрации вод. На характеризуемой территории первому условию от-
вечают участки распространения рыхлых грубообломочных отложений
четвертичного возраста, расположенные, как правило, в предгорных
участках низменностей и вблизи горноскладчатого обрамления меж-
горных впадин. Благоприятны также зоны новейших тектонических раз-
ломов и сильно трещиноватые породы водоносных комплексов артезиан-
ских бассейнов и вулканогенных супербассейнов.
Анализ климатических данных, приведенных в гл. II, показывает,
что для выполнения второго требования формирования сквозных тали-
ков наиболее оптимальные условия имеются в районах, расположенных
вдоль побережья Охотского моря. Большие количества осадков, значи-
182
ОСОБЕННОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
тельная часть которых выпадает в виде дождей, густая гидрографиче-
ская сеть, относительно высокая температура дождевых и поверхност-
ных вод (до 10—12° С) в сочетании с распространенными здесь хорошо
фильтрующими породами привели к широкому площадному развитию
талых пород. В этих условиях питание подземных вод может осущест-
вляться на всех элементах рельефа (в долинах рек, на склонах и вер-
шинах водоразделов).
На остальной большей части площади Северо-Востока СССР, где
климат со времени зырянского оледенения отличается суровостью и
низкими температурами, породы охлаждены до минус 5—12° С, поэто-
му трещины в зонах разломов на склонах и вершинах водоразделов вы-
полнены льдом, и просачивание воды через них не происходит. Исклю-
чение составляют карстовые полости в пределах хр. Черского (см. гл.
IV). В этих условиях сквозные водопоглощающие талики существуют
преимущественно в долинах под поверхностными водотоками с
постоянным стоком в течение всего теплого периода года. Так как век
зырянского оледенения характеризовался не только наиболее холодным
климатом, но и наибольшей сухостью, то, вероятно, поверхностные во-
дотоки в то время отличались маловодностью. Зимой большая часть
их перемерзала. В связи с этим сквозные водопоглощающие талики
в верховьях и средних течениях рек второго и более высоких порядков,
по-видимому, перемерзали. В последующие времена они могли образо-
ваться только на неотектонически активных участках, где разломы не-
прерывно подновляются вплоть до наших дней. Такие благоприятные ус-
ловия существуют в пределах Корякского нагорья, в верховьях и
в среднем течении р. Колымы и в некоторых других районах, где про-
исходят землетрясения до 7 баллов, а амплитуда неотектонических дви-
жений превышает несколько сотен метров.
Районы Чукотской гидрогеологической складчатой области отли-
чаются меньшей активностью тектонических движений в верхнечетвер-
тичную и современную эпохи. В связи с этим обстановка для образо-
вания зон открытой трещиноватости здесь неблагоприятна. Вследствие
затрудненных условий фильтрации воды в подмерзлотную зону и не-
благоприятных климатических факторов (короткое холодное лето, ма-
лое количество дождевых вод) сквозные водопоглощающие талики здесь
распространены мало, что отражается на небольшой водообильности
гидрогеологических структур. Только в пределах приводораздельных
артезианских бассейнов, где на поверхность выходят трещинова-
тые породы верхнеюрско-валанжинского возраста, создаются условия
для образования в речных долинах сквозных таликов.
Сформировавшаяся в четвертичное время мерзлая зона в отдель-
ных районах полностью охватывает зону свободного водообмена, за ис-
ключением надмерзлотных горизонтов, и непосредственно под многолет-
немерзлыми породами расположена зона затрудненного или весьма за-
трудненного водообмена. Такие участки характерны для побережья Чу-
котского полуострова. Мерзлая зона способствует локализации участков
питания и разгрузки только в отдельных сквозных таликах, влияет на
химический состав подземных вод, замедляет процессы замещения седи-
ментационных вод инфильтрационными. О. Н. Толстихиным (1970) мно-
голетнемерзлая зона, содержащая межмерзлотные воды, рассматрива-
ется как зона осложненного водообмена.
По отношению к мерзлой зоне Н. И. Толстихин (1941) предложил
выделять надмерзлотные, межмерзлотные и подмерзлотные воды, фор-
мирование которых происходит в различных условиях. Надмерзлотные
воды формируются и распространяются в зоне свободного водообмена,
межмерзлотные воды в зоне осложненного водообмена и подмерзлот-
ФОРМИРОВАНИЕ НАДМЕРЗЛОТНЫХ И МЕЖМЕРЗЛОТНЫХ ВОД
183
ные воды в зоне свободного, замедленного и весьма замедленного во-
' дообмена. Условия формирования надмерзлотных вод сезонноталого
слоя и вод надмерзлотных таликов существенно различаются. Но зато
наблюдается много общих черт в формировании надмерзлотных и меж-
мерзлотных вод таликов. Поэтому последующее изложение материала
дано с учетом типа вод и мерзлотно-гидрогеологических условий их фор-
мирования.
ФОРМИРОВАНИЕ НАДМЕРЗЛОТНЫХ И МЕЖМЕРЗЛОТНЫХ ВОД
Воды сезонноталого слоя *. По условиям формирования вод сезон-
ноталого слоя в пределах Северо-Востока СССР по аналогии с горными
сооружениями Восточной Сибири (Степанов, 1959) выделяют четыре
гидрогеологические зоны: высокогорная, среднегорная, низкогорная и
низменная.
Высокогорная зона охватывает наиболее высоко поднятые и рас-
члененные речной эрозией участки земной поверхности (горные гряды,
хребты и массивы Лено-Чаунской горной дуги и цепи Обручева) и за-
нимает относительно небольшую площадь. Относительные отметки в
этой зоне превышают 1400 м, хотя в отдельных случаях снижаются до
1200 м. Водовмещающими породами служат элювиально-делювиальные
образования интрузивных, эффузивных и сильно метаморфизованных
карбонатных и терригенных пород, на которых почти отсутствует расти-
тельность. Мощность сезонноталого слоя колеблется от 0,08 до 4,5—
5 м, реже до 10 м (в пределах горных осыпей). Подстилающим водо-
упорным ложем для водоносного горизонта служат многолетнемерзлые
породы.
Питание вод сезонноталого слоя осуществляется в основном за
.счет атмосферных осадков и конденсации паров.
Благодаря значительному уклону и свободным условиям циркуля-
ции атмосферные осадки быстро инфильтруются и дренируются вниз
по склону. В результате у подножий склонов образуются мощные вре-
менно действующие источники с дебитом до десятков литров в секунду.
Другим важным источником питания вод этого горизонта в усло-
виях Северо-Востока СССР является конденсация паров из воздуха.
В этом отношении очень интересные работы провел И. Т.Рейнюк (1959),
который доказал большую роль конденсационных вод в водном балан-
се горных районов Северо-Востока. Им, в частности, указывается, что
«конденсация в каменных крупнообломочных осыпях на склонах гор
северной экспозиции превосходит испарение с этих осыпей и дает за
год сток, составляющий в среднем слой воды не менее 80 мм».
Эти выводы хорошо согласуются с наблюдениями А. А. Зеленке-
вича за функционированием источников вод сезонноталого слоя в за-
сушливое время года. Так, в августе 1962 г. в верховьях руч. Морен-
ного (правый приток р. Мылги, берущий начало на склонах хр. Чьорго)
на высокогорном участке (абс. отм. 1520 ж) непрерывно в течение
10 дней наблюдался источник с дебитом 2,0 л!сек, вытекающий из-под
каменной осыпи, несмотря на то, что в течение этих дней в районе не
выпадало никаких осадков. Кроме того, весьма примечательным явля-
ется наличие постепенного поверхностного стока в верховьях руч. Мо-
ренного в засушливый период при полном отсутствии снежников на хр.
Чьорго относительно небольшой водосборной площади (не более
-5 км2), сложенной в основном крупнообломочным и глыбовым материа-
* При написании настоящего раздела в значительной мере использовались дан-
ные А. А. Зеленкевича
184
ОСОБЕННОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
лом, на котором отсутствует растительность. Меньшую роль в питании
вод сезонноталого слоя играет таяние снега.
В зимний период режим вод сезонноталого слоя формируется под
влиянием постепенного промерзания. В первую половину зимы эти во-
ды обычно переходят в твердую фазу.
Из всего сказанного следует, что и формирование химического со-
става подземных вод сезонноталого слоя происходит в основном за
счет атмосферных осадков и конденсационных вод. К сожалению, хи-
мических анализов последних И. Т. Рейнюк в своих работах не приво-
дит. Поэтому при рассмотрении химизма вод сезонноталого слоя при-
ходится основываться только на данных анализов атмосферных осад-
ков.
Химический состав атмосферных осадков (по данным 19 анализов)
характеризуется очень низкой минерализацией (до 0,21 г/л) и гидро-
карбонатно-хлоридным натриево-кальциевым составом при отсутствии
сульфатов и магния. Данные химических анализов вод сезонно-талого
слоя высокогорной зоны показывают, что процессы выщелачивания
здесь развиты очень незначительно. В связи с этим средняя общая ми-
нерализация вод около 0,02 г/л (почти не отличается от минерализации
атмосферных осадков).
К среднегорной зоне относятся отдельные пенепленизированные
горные кряжи и гряды, сложенные метаморфизованными терригенными
и карбонатными породами, а также лавовые плоскогорья, высоко под-
нятые и расчлененные речной эрозией. Абсолютные отметки этой зоны
находятся в пределах 900—1200 м. Водоносный горизонт сезонноталого
слоя приурочен к относительно пологим склонам горных сооружений,
водораздельным пространствам, нередко залесенным и частично задерно-
ванным. Водовмещающими породами являются элювиально-делювиаль-
ные крупнообломочные образования, состоящие из валунов, щебня,
дресвы, песка, реже суглинков. Мощность сезонноталого слоя колеб-
лется от 0,5 до 3,5 м, реже до 5—6 м.
Питание водоносного горизонта, как и в высокогорной зоне, осу-
ществляется в основном за счет атмосферных осадков, конденсации во-
дяных паров из воздуха и в меньшей степени за счет летнего снеготая-
ния. Дебиты постоянно действующих источников составляют 0,01 —
3 л/сек, а временно действующих 8—10 л/сек. В результате свободных
условий циркуляции осуществляется быстрый сток подземных вод. Это
обстоятельство в сочетании с отсутствием легко растворимых пород при-
водит к формированию в пределах зоны ультрапресных вод с минера-
лизацией 0,028—0,041 г/л и хлоридно-гидрокарбонатным кальциево-нат-
риевым составом. Однако присутствие в сезонноталом слое мелко- и
тонкообломочных продуктов выветривания приводит к некоторой акти-
визации процессов выщелачивания, что выражается в увеличении об-
щей минерализации вод почти в два раза по сравнению с атмосферными
осадками за счет растворения главным образом карбонатов и сульфа-
тов кальция и сульфидов различных металлов. По сравнению с водами
сезонноталого слоя высокогорной зоны здесь в водах увеличивается со-
держание сульфат-иона в 3 раза, кальция в 2 раза.
Низкогорная зона имеет абсолютные отметки 900—600 м и зани-
мает почти половину описываемой территории. В нее входят низко-
горья и нагорья, представляющие собой остатки поднятого и расчленен-
ного речной эрозией пенеплена, а также низкие структурные плоско-
горья, слабо расчлененные речной эрозией. Сезонноталый слой форми-
руется на пологих, нередко залесенных и задернованных склонах, водо-
раздельных пространствах, отдельных сглаженных возвышенностях и
террасах высоких уровней. Водовмещающими породами являются де-
ФОРМИРОВАНИЕ НАДМЕРЗЛОТНЫХ И МЕЖМЕРЗЛОТНЫХ ВОД
185
лювиальные, ледниковые и частично аллювиальные, состоящие из галь-
ки, гравия, щебня, дресвы, песка с прослоями суглинков и частично су-
песей и глин. Мощность сезонноталого слоя от 0,2—0,5 до 1,5—2 м.
Уменьшение мощности сезонноталого слоя по сравнению с высокогор-
ной зоной объясняется увеличением доли тонкодисперсных образований.
Питание водоносного горизонта рассматриваемой зоны, так же как
и двух зон, описанных выше, осуществляется за счет атмосферных
осадков, конденсации влаги из воздуха и летнего снеготаяния. Кроме
того, значительную роль в питании рассматриваемого водоносного го-
ризонта играют подземные воды высокогорной и среднегорной зон, со-
ставляющих около 25—30% общего приходного баланса вод низкогор-
ной зоны. Дебит постоянно действующих источников зоны составляет
0,01—1 л/сек, а в период выпадения осадков 5—15 л/сек.
С началом промерзания в верховьях рек и ручьев воды горизонта
переходят в напорное состояние и нередко изливаются на поверхность,
образуя у подножий склонов и террас небольшие наледи.
Смешанное питание подземных вод низкогорной зоны, продолжи-
тельный контакт вод с супесчаными и глинистыми грунтами, содержа-
щих карбонаты и пирит, обусловливают их сложный состав. Общая
минерализация подземных вод горизонта колеблется от 0,038 до 0,087 г/л,
т. е. почти в 3 раза выше минерализации атмосферных осадков. Воды
сезонноталого слоя рассматриваемой зоны имеют смешанный состав
анионов и катионов с преобладанием гидрокарбонат-иона (54%-экв)
и натрия (41%-экв).
Низменная зона на рассматриваемой территории имеет относи-
тельно неширокое распространение и охватывает пойменные части до-
лин рек, а также четвертичные впадины рельефа и межгорные депрес-
сии. По условиям формирования химического состава подземных вод
в пределах низменной зоны выделяются две подзоны: с отметками
600—400 м и ниже 400 м.
Первая подзона охватывает пойменные части рек горных районов,
террасы различных уровней, выровненные и слабо всхолмленные по-
верхности межгорных впадин и депрессий, нередко сильно залесенные
и задернованные. Водоносный горизонт сложен аллювиальными, ледни-
ковыми, водноледниковыми и аллювиально-делювиальными отложе-
ниями. Мощность водоносного горизонта составляет 0,2—2 м. Питание
его осуществляется за счет атмосферных осадков, талых и подземных
вод низкогорной зоны.
Движение подземных вод в рассматриваемой подзоне замедляется
вследствие незначительных уклонов, наличия мелкозернистых и глини-
стых фракций, а близкое залегание к древней поверхности способст-
вует их испарению. В результате этого минерализация надмерзлотных
вод возрастает до 0,1 г/л и несколько увеличивается содержание хлора.
В целом химический состав подземных вод сезонноталого слоя первой
подзоны низменной зоны наследует химический состав вод низкогорной
и среднегорной зон.
Вторая подзона включает озерно-аллювиальные, ледниковые, лед-
никово-морские и морские равнины, пойменные и надпойменные тер-
расы крупных рек и низменности. Пойменные участки долины р. Ко-
лымы, а также пойменные и приустьевые части долин ее крупных при-
токов обычно имеют сильно залесенную и задернованную, частично за-
болоченную поверхность. Озерно-аллювиальные равнины значительно
расчленены термокарстовыми процессами.
Подземные воды второй подзоны связаны с аллювиальными, озер-
ными, ледниковыми, водноледниковыми и морскими отложениями, пред-
ставленными щебнем, гравием, песками с галькой и валунами, супе-
186
ОСОБЕННОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
сями, суглинками. Мощность сезонноталого слоя в пределах рассмат-
риваемой подзоны колеблется от 0,2 до 1 м, реже 2,5 м. Питание водо-
носного горизонта осуществляется преимущественно за счет атмосфер-
ных осадков.
Небольшие скорости движения подземных вод, обусловленные
весьма малыми уклонами водоносного горизонта, преобладание в раз-
резе супесчаных и глинистых фракций приводит к увеличению общей
минерализации вод до 0,25—0,45 г/л.
По сравнению с подземными водами вышележащих зон и первой
подзоны здесь изменяется химический состав вод, который становится
сульфатно-гидрокарбонатным кальциево-натриевым. Содержание суль-
фат-иона возрастает до 50 %-экв, что также, очевидно, связано с за-
медленным движением подземных вод.
В прибрежных районах в подземных водах этого горизонта значи-
тельно увеличивается содержание хлоридов и магния. Минерализация
вод колеблется в пределах от 0,355 до 0,781 г/л. Эти изменения химиче-
ского состава связаны, по-видимому, с процессами морского засолоне-
ния. Так, в результате режимных наблюдений, проведенных А. Я. Стре-
мяковым (1957) в поселках Уэлен и Уэлькаль, установлено, что в про-
цессе откачек из колодцев, расположенных на морских косах, минера-
лизация вод возросла до 4—5,7 г/л с изменением состава воды на хло-
ридный натриевый. Подобные же явления засолонения подземных вод
наблюдаются в прибрежных районах во время приливов и особенно
штормов.
В заключение следует отметить, что на формирование химического
состава вод сезонноталого слоя большое влияние оказывает количество
и состав атмосферных осадков. В высокогорной и среднегорной зонах
состав подземных вод почти целиком определяется солевым составом
атмосферных осадков. В низкогорной зоне на химическом составе под-
земных вод уже начинают сказываться процессы выщелачивания и
влияние морских вод.
В целом рассмотренная выше высотная гидрохимическая зональ-
ность отражает самые общие закономерности формирования химизма
вод сезопноталого слоя и, несмотря на некоторую условность верти-
кальных границ, характеризует общий гидрохимический фон вод сезон-
ноталого слоя. Установление такого фона для районов с развитием мно-
голетнемерзлых пород имеет большое практическое значение, особенно
при проведении гидрогеологических съемок и поисков полезных иско-
паемых гидрохимическими методами.
Воды таликов речных долин*. Фактический материал по таликам
речных долин позволяет установить зависимость размещения их от ха-
рактера рельефа местности. На существование такой зависимости ука-
зывали Н. И. Толстихин (1941), Н. В. Губкин (1952), А. И. Калабин
(1957, 1960) и другие исследователи. В последние годы О. Н. Толсти-
хин (1970) на основе анализа распределения наледей в речных долинах
установил наличие наледных поясов, приуроченных к определенным ин-
тервалам абсолютных отметок днищ речных долин. Как показывают ре-
зультаты мерзлотно-гидрогеологических исследований, эта закономер-
ность высотного распределения наледей обусловлена общей мерзлотно-
гидрогеологической поясностью, проявляющейся в первую очередь
в формировании таликов речных долин.
В условиях мощной низкотемпературной мерзлой зоны формирова-
ние таликов в речных долинах сначала надмерзлотных, а затем сквоз-
ных межмерзлотных и соответствующая инфильтрация в них поверхно-
* Раздел написан О. Н. Толстихиным.
ФОРМИРОВАНИЕ НАДМЕРЗЛОТНЫХ И МЕЖМЕРЗЛОТНЫХ ВОД
187
стных вод становятся возможными лишь вследствие достаточного теп-
лообмена между мерзлыми породами и водным потоком. Интенсивность
этого теплообмена определяется производительностью и температурой
соответствующего водного потока в пределах русла, интенсивностью и
температурой рассредоточенного склонового стока в пределах слоя се-
зонного протаивания и гранулометрическим составом аллювиальных и
склоновых отложений. Прн прочих равных условиях они являются функ-
цией площади водосборов. Как показали наблюдения И. М. Паперного
в Анюйском нагорье, благоприятные условия инфлюации возникают
в высотном поясе, занимающем приподошвенную часть склонов и дно
долин верховьев рек — притоков первого и второго порядков.
Таким образом, самый верхний высотный пояс гидрогеологических
структур Северо-Востока выполняет роль «накопителя» таких коли-
честв тепловой энергии водных потоков, рассредоточенного склонового
и концентрированного руслового стока, которые достаточны для начала
формирования надмерзлотных русловых таликов, а при благоприятной
тектонической обстановке также и межмерзлотных, и для начала ин-
флюации поверхностных вод. Как показали исследования И. М. Папер-
нова в Анюйском нагорье и статистический анализ минимальных площа-
дей водосборов, достаточных для формирования устойчивых крупных
(около 1 км2 н более) наледей в гидрогеологических массивах восточ-
ной части Якутии, средняя минимальная площадь водосбора составляет
от 25 до 100 км2, что отвечает перепаду высот от водораздела до верх-
ней границы наледного пояса этих структур.
Таким образом, верхний пояс может быть определен как пояс гид-
ротермической аккумуляции, необходимой и достаточной для формиро-
вания таликов и начала развития процессов инфлюации и инфиль-
трации.
Расширение речных долин после впадения притоков первого и вто-
рого порядков, возрастание мощности аллювиальных отложений и теп-
ловой энергии грунтового потока, более благоприятные условия тепло-
обмена в связи со снижением скорости движения воды способствуют
лвеличению живого сечения подруслового талика, в первую очередь за
счет возрастания его глубины, вплоть до устойчивого чередования по
длине долины над- и межмерзлотных таликов. Ширина таликов состав-
ляет 80—500 м. Однако преобладают значения 150—200 м. Все это ве-
дет к усилению процессов инфильтрации и предопределяет благоприят-
ную обстановку для формирования сквозных таликов под руслом рек
и расширения русловых таликов до пределов поймы.
Увеличение емкости таликов, появление сквозных таликов и соот-
ветствующее усиление процессов инфлюации и инфильтрации поверхно-
стных вод являются характерными особенностями второго пояса, кото-
рый может быть назван поясом инфлюации и инфильтрации. Как пока-
зывает анализ распространения наледей по высотам, нижняя граница
этого пояса расположена на 800—1200 м ниже средней линии водораз-
дела, а диапазон высот распространения этого пояса составляет 200—
400 м.
Характерными морфологическими признаками рассматриваемого
пояса служат наледи и полыньи при резком преобладании подрусловых
таликов н весьма ограниченном распространении пойменных. Естествен-
ные расходы подрусловых вод, установленные по 29 пунктам, колеб-
лются от 0,25 до 10* л!сек. Формирование подрусловых вод в этом поясе
происходит в условиях полного водонасыщения пород. Воды сульфат-
но-гидрокарбонатного натриево-кальциевого состава с минерализацией
до 0,2 г/л.
188
ОСОБЕННОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Третий мерзлотно-гидрогеологический пояс характеризуется опти-
мальным сочетанием гидрологических и гидрогеологических условий.
Высокая водность рек, развитие пойменных таликов, большая (несколь-
ко метров, иногда первые десятки метров) мощность аллювиальных от-
ложений и достаточно грубый состав руслового и пойменного аллювия,
представленного преимущественно гравийно-галечниковым материалом,
способствует значительной аккумуляции грунтовых вод в таликах реч-
ных долин и в то же время образованию максимальных динамических
ресурсов таликовых вод. Ширина таликовых зон колеблется от 80 до
1250 м. Естественные расходы таликовых вод достигают 130 л!сек при
средних значениях 20 л!сек. Морфологически этот пояс проявляется
в широком развитии пойменных таликов, полыней и совпадает с ос-
новным диапазоном высот наледного пояса. Он может быть определен
как пояс транзита и аккумуляции подземных вод.
Нижняя граница этого пояса определяется в большинстве гидрогео-
логических массивов отметками поверхности сопряженных артезианских
или адартезианских бассейнов. Генетически она связана со снижением
уклонов речных долин, как это хорошо показал И. А. Некрасов для рек
бассейна Анадырь, с формированием предгорных конусов выноса или
сменой фаций аллювиальных отложений в связи с пересечением реч-
ными долинами межгорных впадин. Во всех трех случаях ухудшение
фильтрационных свойств пород, слагающих водоносный талик, приво-
дит к интенсивному промерзанию его краевых частей вплоть до пере-
хода пойменных таликов вновь в подрусловые и к снижению живого
сечения таликов. Это приводит к разгрузке подземных вод — возникно-
вению источников и весьма крупных наледей, иногда образующих от-
четливые наледные линии. Так формируется нижний пояс — пояс раз-
грузки подземных вод.
В поясе разгрузки подземных вод формирование вод таликов реч-
ных долин протекает в условиях несколько затрудненного водообмена,
вызванных незначительным уклоном водоносного горизонта и преобла-
данием мелкозернистых и глинистых фракций в составе водоносных
пород. Это приводит к увеличению минерализации до нескольких со-
тен миллиграммов на литр и к изменению химического состава подзем-
ных вод пояса.
Интересно отметить, что в центральных районах рассматриваемых
территорий преобладают сульфатно-гидрокарбонатные натриево-каль-
циевые и магниево-кальциевые подрусловые воды со средней минера-
лизацией около 0,16 г/л. Увеличение содержания сульфат-иона связа-
но, вероятно, с выщелачиванием пирита и халькопирита, широко распро-
страненных в аллювиальных отложениях речных долин Северо-Востока
и являющихся постоянными спутниками россыпного золота. В качестве
примера состава воды такой долины может служить подрусловая вода
р. Чай-Урья
SO491
Мо,82Са69 Mg 31 •
Воды таликов речных долин Чукотского полуострова в прибреж-
ной зоне характеризуются гидрокарбонатно-хлоридным кальциево-нат-
риевым составом с минерализацией до 0,624—0,872 г/л, что объясняется,
видимо, процессами морского засоления. Следует подчеркнуть, что рас-
смотренная смена поясов является типичной для большей части гидро-
геологических структур Северо-Востока, особенно для структур, рас-
положенных в пределах сплошной мерзлой зоны. В южных районах в
гидрогеологических структурах островной мерзлой зоны водоразделы
талые, и функции пояса гидротермической аккумуляции сочетаются
ФОРМИРОВАНИЕ НАДМЕРЗЛОТНЫХ И МЕЖМЕРЗЛОТНЫХ ВОД
189
с функцией пояса инфильтрации и инфлюации. И, наконец, в сложно
построенных гидрогеологических структурах, выраженных в рельефе
разновысотными горными сооружениями и разделяющими их впади-
нами, описанная высотная поясность может повторяться. Это обстоя-
тельство приводит к растянутому и нечетко выраженному наледному
поясу. При детальном анализе можно наметить повторение налед-
ных поясов в сложно построенном гидрогеологическом массиве хр. Чер-
ского и некоторых других.
Воды таликов конусов выноса формируются в значительной мере
в зависимости от положения их на границе пояса транзита и аккумуля-
ции с поясом разгрузки подземных вод. В основании горных хребтов
в случае хорошо сформировавшегося предгорного шлейфа именно в его
пределах и происходит максимальная концентрация естественных ре-
суров подземных вод и их разгрузка. Подобные условия формирования
определяются положением конуса выноса в основании горных склонов
и происхождением их в результате ослабления несущей силы потока
в связи с уменьшением уклона русла и скорости водного потока. Та-
ким образом, условия формирования конусов выноса предопределяют на-
копление подземных вод в их верхней гравийно-галечной части и про-
мерзание водоносных комплексов в силу появления дисперсных слабо
обводненных пород в нижней части. В то же время положение конусов
выноса в прибортовой части межгорных впадин, т. е. в тектонически
наиболее ослабленных зонах, обусловливает возможность питания от-
ложений конусов выноса как таликовыми водами речных долин, так и
подмерзлотными трещинно-жильными водами разломов. Региональ-
ные зоны разгрузки подземных вод, связанные с предгорными шлей-
фами, описаны О. Н. Толстихиным (1966) в западной части Верхояно-
Чукотской гидрогеологической складчатой области на территории Якут-
ской АССР.
Воды подозерных несквозных таликов, не дренирующихся в доли-
ны, формируются в обстановке застойного водного режима. Питание их
осуществляется за счет озериых вод, таяния подземных льдов и в мень-
шей мере за счет атмосферных вод. Так как воды подозерных таликов
длительное время соприкасаются с вмещающими породами, минерали-
зация их в несколько раз больше минерализации озерных вод, хотя хи-
мический состав подземных и поверхностных вод однотипен.
Межмерзлотные воды замкнутых линз. По своему генезису меж-
мерзлотные воды реликтовых таликов являются надмерзлотными ин-
фильтрационными водами континентального или морского происхож-
дения. Формирование их химического состава происходит в соответст-
вии с изменяющимися мерзлотными условиями. Во всех изолированных
реликтовых таликах при их промораживании минерализация межмерз-
лотных вод увеличивается.
Наиболее ярко процессы изменения химического состава межмерз-
лотных вод проявляются при промерзании пород, содержащих морские
воды. Как отмечено выше, такие воды встречены в прибрежно-морских
районах Чукотки. При увеличении минерализации морской воды, выз-
ванной льдообразованием, в воде возникают сложные химические про-
цессы, ведущие к изменению ее химического состава. Для анализа рас-
смотрим состав межмерзлотной воды, вскрытой вблизи г. Анадырь, и
состав воды из Анадырского лимана. В первом случае состав воды вы-
ражается формулой
□6,8 Na 61 Са 23 Mg 16
190
ОСОБЕННОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
во втором
ЛЛ	С1 86
м27,о Na 81 Са 17 '
При этом в межмерзлотных водах содержание SO4" в два раза, а
НСО3' в 15 раз меньше, чем в воде лимана (табл. 15). Это объясняется
тем, что при температуре —1,9° из морской воды выпадает СаСО3
(Н. Н. Зубов, 1938). При дальнейшем понижении температуры из воды
будут выделяться сульфаты натрия. Параллельно с выпадением солей
происходит дальнейшее образование льда, что ведет к увеличению ми-
нерализации воды до концентрации устойчивой при данной темпера-
туре. Так, минерализация 57 г/л соответствует температуре примерно
—3,0° (фактически наблюдается —3,4°). При повышении общей минера-
лизации в воде уменьшается содержание НСО3' и SO4", относительно
меньше становится натрия. Коэффициент в рассматриваемом слу-
чае равен 0,6 против 0,94 в воде лимана и 0,87 в морской воде. Увели-
чивается содержание магния. Вероятно, при охлаждении воды в оса-
док частично переходит и КС1, имеющий эвтектическую температуру
—11,1°. Последнее приводит к увеличению коэффициента до 174.
При этих рассуждениях не принимается во внимание фактор вре-
мени. Если же учесть, что межмерзлотные воды, находящиеся на глуби-
нах порядка 30 м, образовались как минимум 100 тыс. лет назад, то, веро-
ятно, из воды могла выпасть и часть хлоридов натрия и магния. В слу-
чае, если изолированный межмерзлотный талик соединится с морем, то
при смешивании морских и межмерзлотных вод первые растворят ра-
нее выпавшие соли, в осадке останется только труднорастворимый
кальцит. Минерализация подземных вод увеличится. При этом в воде
возрастет по сравнению с морской содержание всех ионов, в том числе
и сульфатов, исключение составят только карбонаты кальция. Такие
воды и были вскрыты на северном побережье Анадырского залива, хи-
мический состав их выражается формулой
м С189 SO411
м87,7 (Na+K)77 Mg 20 '
Na
Интересно, что коэффициент равен 0,86, что очень близко к мор-
ской воде.
ФОРМИРОВАНИЕ ПОДМЕРЗЛОТНЫХ ВОД
Подмерзлотные воды формируются в различных гидродинамиче-
ских зонах: свободного, затрудненного и весьма затрудненного водооб-
мена. Наличие и мощность каждой зоны зависит не только от совре-
менных физико-географических и мерзлотных факторов, но и от типа
гидрогеологической структуры, в пределах которой распространены под-
мерзлотные воды. В связи с этим описание гидродинамических усло-
вий формирования подмерзлотных вод приводится по типам гидрогео-
логических структур.
Гидрогеологические массивы и вулканогенные супербассейны *.
В гидрогеологических структурах, сложенных магматическими, мета-
морфическими и карбонатными породами, тектонические разломы на
* Гидрогеологические массивы и вулканогенные супербассейны имеют большое
сходство, поэтому описание условий формирования их подземных вод будет дано
совместно.
ФОРМИРОВАНИЕ ПОДМЕРЗЛОТНЫХ ВОД
191
протяжении многих миллионов лет служили путями движения подзем-
ных вод. За большой период инфильтрационные поверхностные воды
могли проникнуть на значительные глубины. В настоящее время мощ-
ность зоны свободного водообмена определяется глубиной открытой тре-
щиноватости пород в зонах разломов, характером неотектонических
движений и мерзлотными условиями района. Условия для питания и
разгрузки подземных вод гидрогеологических массивов и вулканоген-
ных супербассейнов наиболее благоприятны в районах островной и пре-
рывистой многолетнемерзлой зоны, испытавших интенсивные неотекто-
нические поднятия. Такие районы расположены вблизи побережья Охот-
ского моря и в южной и юго-восточной частях Корякского нагорья.
Здесь даже вблизи моря подземные воды пресные гидрокарбонатного.
или хлоридно-гидрокарбонатного натриевого состава с сухим остатком,
не превышающим 0,3 а/л. Такие воды вскрыты у берега Охотского моря
на глубине 30—40 м ниже нулевой отметки, на побережье Берин-
гова моря (бухта Сомнения) на глубине около 200 м ниже нулевой от-
метки. Большой мощностью зоны свободного водообмена и соответ-
ственно глубоким проникновением пресных инфильтрационных вод объ-
ясняется и незначительная величина минерализации (0,3 а/л) термаль-
ного источника на п-ове Говена. Хотя этот источник выходит вблизи бе-
рега моря, состав воды в нем сульфатно-гидрокарбонатный натриевый
при содержании хлор-иона около 14 яг! л, т. е. такой же, как и в источни-
ках, удаленных от морской полосы.
Приведенные данные позволяют сделать вывод, что свободный во-
дообмен, при котором формируются пресные инфильтрационные воды
поверхностного генезиса, в Корякском нагорье распространяются до
глубины не менее 300—400 м, а на Охотском побережье, вероятно, до
100 м ниже нулевой отметки.
Такие значительные глубины проникновения пресных вод ниже
уровня моря объясняются тем, что благоприятные условия питания и
разгрузки подземных вод сочетаются с хорошей промытостью водонос-
ных трещин, что обеспечивает большие скорости движения воды. Так,
в районе бухты Сомнения Берингова моря действительная скорость
движения подземных вод была определена в 10 000 м!сутки. Большие
скорости и напоры предохраняют подземные воды от влияния морских
вод.
В районах со сплошной мерзлой зоной условия питания и разгруз-
ки подмерзлотных вод менее благоприятны, чем в вышеописанных райо-
нах. Трещиноватая зона выветривания в большинстве случаев промо-
рожена на всю мощность. Движение вод здесь осуществляется только
в тектонических разломах и в трещинах отдельностей. Однако во внут-
риконтинентальных районах, где исключено влияние моря, мощность
зоны пресных вод достигает порядка 2000 м. Вероятно, нижняя ее гра-
ница расположена на 100 м и более ниже нулевой отметки. Такая мощ-
ная зона пресных вод сформировалась здесь до глубокого промерзания
пород. Не исключено, что в четвертичное время мощность зоны свобод-
ного водообмена сократилась в результате промерзания большинства
участков питания и разгрузки. Однако в этом случае возможно сохране-
ние пресных вод инфильтрационного происхождения и в зоне затруд-
ненного водообмена.
На побережье Чукотского полуострова во многих гидрогеологиче-
ских массивах подмерзлотные пресные воды отсутствуют. Только на
отдельных участках, где имеются условия для инфильтрации поверх-
ностных вод, как, например, в бухте Провидения, вблизи морского по-
бережья формируются подмерзлотные пресные воды.
192
ОСОБЕННОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
В районах северного побережья Чукотского полуострова и о-ва
Врангеля питание подмерзлотных вод осуществляется за счет перетока
воды из окружающих структур. Так, питание Куульского массива осуще-
ствляется за счет вод вулканогенных супербассейнов Охотско-Чукот-
ской области и адартезианских бассейнов — Паляваамского и Амгуэм-
ского. В этом массиве, вероятно, имеется зона свободного водообмена
с пресными водами, однако граница ее не опускается ниже отметки
уровня моря. На о-ве Врангеля зона свободного водообмена, вероятно,
отсутствует.
Таким образом, в гидрогеологических массивах и вулканогенных
супербассейнах Северо-Востока СССР в современный период их раз-
вития существует как зона свободного, так и затрудненного водообмена.
Наибольшей мощности зона свободного водообмена достигает в райо-
нах с островной и прерывистой многолетнемерзлой зоной, испытавших
неотектонические поднятия.
Адартезианские бассейны. Как показано в предыдущих разделах,
описывающих мерзлотные и палеогидрогеологические факторы, адар-
тезианские бассейны Колымо-Сугойской, Анюйской и Чаунской систем,
несмотря на большое сходство, имеют отличия в условиях формирова-
ния подземных вод.
В первом из указанных регионов мерзлая зона местами имеет пре-
рывистый характер, во втором и третьем она повсеместно сплошная.
В Колымо-Сугойской системе древнечетвертичная морская трансгрес-
сия не проявилась, а в настоящее время здесь отмечаются активная
неотектоническая деятельность и сейсмическая активность. В Анюйской
и Чаунской системах часть адартезианских бассейнов в начале четвер-
тичного периода была погружена ниже уровня моря, сейсмическая ак-
тивность проявляется слабо. Исключение составляет только район мыса
Дежнева, где отмечены землетрясения до 5 баллов. Эти отличия регио-
нов сказываются на условиях формирования подмерзлотных вод.
Для оценки интенсивности движения подземных вод в адартезиап-
ских бассейнах можно воспользоваться данными опытных работ. Как
отмечено выше (см. гл. IV), коэффициент фильтрации глинистых слан-
цев равен п-10-3—п АО-2 м/сутки, песчаников п-10-2—п-10-1 м/сутки,
раздробленных пород в зоне разломов п-10-1—п-10°, где п равно от
1 до 10. Гидравлический уклон в пределах адартезианских бассейнов
п-10-3, где п изменяется от 1 до 10. Если принять величину пористости
равной 0,05, то расчеты по формуле А. И. Силина-Бекчурина показы-
вают, что скорости движения подземных вод в толще глинистых слан-
цев равны n-10-4—n-10-3 м/сутки, в песчаниках п-10-3—п-10-2 м!сутки,
в зонах разломов п-10-2—п-10° м/сутки. По Е. В. Пиннекеру (1968),
скорости менее п-10-2 м/сутки характерны для зоны затрудненного во-
дообмена.
Таким образом, в пределах адартезианских бассейнов наблюдается
фрагментарное распределение зон различного водообмена. В разломах
и на участках распространения преимущественно песчаниковых толщ
развит свободный водообмен. В участках, сложенных ненарушенными
глинистыми сланцами, водообмен затрудненный.
Современные инфильтрационные воды наиболее глубоко проникают
по зонам тектонических разломов. Как доказано результатами бурения
в пределах Колымо-Сугойской системы адартезианских бассейнов, в зо-
нах тектонических разломов на глубинах около 400 м содержатся прес-
ные воды. Так, скв. 106, пробуренная вблизи пос. Сеймчан в толще юр-
ских отложений до глубины 441 м, вскрыла хлоридно-гиДрокарбонатные
магниево-натриевые воды с минерализацией около 0,8 г/л. Можно пред-
положить, что солоноватые хлоридные натриевые (кальциевые) воды
ФОРМИРОВАНИЕ ПОДМЕРЗЛОТНЫХ ВОД
193
в данном месте залегают на глубине порядка 1000 м, т. е. примерно
на 600—700 м ниже уровня моря.
В адартезианских бассейнах, расположенных вдоль побережья Се-
верного Ледовитого океана, мощность зоны свободного водообмена
меньше. Глубину залегания нижней границы можно определить по гид-
рохимическим признакам. Скважины, которые бурились в Паляваам-
ском адартезианском бассейне на глубине примерно 30 м выше уровня
моря, вскрыли хлоридные натриевые воды с минерализацией до 1,0 а/л *.
Изложенные данные по химизму подземных вод адартезианских
бассейнов побережья Северного Ледовитого океана позволяют предпо-
ложить, что нижняя граница зоны свободного водообмена здесь не опу-
скается ниже отметки уровня моря. Мощность этой зоны не более
300 м. Это объясняется слабой водопроницаемостью отложений, сла-
гающих указанные районы; малой сейсмической активностью их в на-
стоящее время, в связи с чем не происходит образования новых и под-
новления прежних разломов; подпруживающим влиянием моря. В ме-
стах, где нижняя граница многолетнемерзлых пород опускается ниже
уровня моря, зона свободного водообмена полностью проморожена. На-
личие таких участков возможно в северной половине Мечигменского
адартезианского бассейна, на о-ве Врангеля, вблизи побережья Чаун-
ской губы на площади Паляваамского адартезианского бассейна.
Артезианские бассейны. Рассмотрение палеогидрогеологической об-
становки формирования подземных вод артезианских бассейнов пока-
зывает, что современные гидродинамические условия бассейнов в зна-
чительной степени определяются геокриологическими и геолого-струк-
турными факторами. В зависимости от мощности и характера много-
летиемерзлых пород, водопроницаемости и степени нарушенности во-
доносных и водоупорных комплексов как артезианских бассейнов, так
и обрамляющих их гидрогеологических массивов интенсивность водо-
обмена в бассейнах различна.
Определение гидродинамических условий артезианских бассейнов
проводилось путем анализа условий питания и разгрузки этих бассей-
нов с привлечением гидрогеохимических данных.
По условиям преобладающего питания и разгрузки подземных вод
среди артезианских бассейнов выделяют три типа (рис. 27).
А.	Основная область питания расположена по окраинам бассей-
нов. Основная область разгрузки — море или наиболее крупная река,
протекающая по территории бассейна (пример — Анадырский артези-
анский бассейн).
Б. Основная область питания расположена за пределами бассейна.
Поступление воды в артезианский бассейн осуществляется из окружаю-
щих бассейн гидрогеологических структур. Основная область разгруз-
ки — море или наиболее крупная река (пример — Хатырский артезиан-
ский бассейн).
В.	Питание и разгрузка подземных вод происходят по всей пло-
щади бассейна. Региональный сток направлен к морю или наиболее
крупной реке (пример — Беринговский артезианский бассейн).
Первый тип питания и разгрузки подземных вод характерен для
артезианских бассейнов, испытывающих в период новейшей активизации
тектонических движений преимущественно опускание. Из бассейнов Ко-
рякской гидрогеологической складчатой области к ним относятся: Ана-
дырский, Бельский, Марковский, Пенжинский, Парапольский, Казачкин-
ский, Орловский, Иомраутский и др. Из артезианских бассейнов Вер-
хояно-Чуко1ской сложной гидрогеологической складчатой области и
* Минимальное удаление скважин от берега моря составляет 80 км.
194
ОСОБЕННОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Охотско-Чукотской области вулканогенных супербассейнов к этому ти-
пу относятся: Чаунский, Ванкаремский, Залива Креста, Кухтуйский,
Ямо-Тауйский, бассейны, приуроченные к неотектоническим впадинам
и расположенные на'высоких отметках (типа Лево-Момонтайского), и
др. В этих бассейнах в плиоцен-четвертичное время накопилась мощ-
Рис. 27. Схемы питания и разгрузки подземных вод
в артезианских бассейнах
1 — сильно дислоцированные литофицироваиные по
роды фундамента, 2 — пески, песчаники, коигломе
раты осадочного чехла; 3 — глинистые породы оса-
дочного чехла, 4 — тектонические разломы; 5 —ниж-
няя граница мерзлой зоны, 6 — направление движе-
ния подземных вод, 7 — очаги разгрузки подземных
вод, 8 — индекс геологического возраста пород н
стратиграфическая граница
ная (до 100 м и более) толща
отложений различного генези-
са. Породы слабо сцементиро-
ванные и слабо дислоцирован-
ные. Вблизи горноскладчатого
обрамления они обладают
преимущественно грубозерни-
стым составом и хорошими
фильтрационными свойствами.
По мере удаления от бортов
бассейнов гранулометрический
состав пород становится более
тонким, фильтрационные спо-
собности их ухудшаются. В
связи с этим условия для об-
разования сквозных таликов
наиболее благоприятны вблизи
горноскладчатого обрамления
артезианских бассейнов.
В то же время фундамент
бассейнов сложен монолитны-
ми слабо трещиноватыми по-
родами, а обводненные текто-
нические разломы являются
продольными по отношению к
артезианскому бассейну, как,
например, в Анадырском арте-
зианском бассейне. Переток
воды из фундамента в осадоч-
ный чехол бассейнов не про-
исходит ни в том случае, ко-
гда осадочные отложения за-
легают на глинистой коре вы-
ветривания пород, слагающих
фундамент бассейнов (напри-
мер, Ямо-Тауйский), ни тогда,
когда напоры вод в окружаю-
щих бассейн гидрогеологиче-
ских структурах меньше, чем
в самом бассейне (например,
Лево-Момонтайский).
Во всех случаях питание вод артезианских бассейнов происходит
в гипсометрически наиболее высокорасположенных крыльях бассейнов,
примыкающих к горноскладчатому обрамлению, через сквозные под-
озерные и подрусловые талики. Так, основная область питания Анадыр-
ского артезианского бассейна расположена у южного борта, где в по-
лосе развития грубообломочных ледниковых образований расположены
озера, воды которых расходуются на питание подземных вод (рис. 28).
Разгрузка подземных вод осуществляется в море и в долины круп-
ных рек (Анадырский, Чаунский и другие приморские бассейны) или
только в долины наиболее крупных рек (Бельский, Марковский и-
ФОРМИРОВАНИЕ ПОДМЕРЗЛОТНЫХ ВОД
195
другие внутриконтинентальные бассейны), или же воды артезианских
бассейнов фильтруются в фундамент и пополняют запасы вод гидрогео-
логических массивов и вулканогенных супербассейнов (высокорасполо-
женные артезианские бассейны типа Лево-Момонтайского).
Наличие и мощность зоны свободного водообмена в артезианских
бассейнах описываемого типа зависит от фильтрационных свойств отло-
жений, залегающих ниже мерзлой зоны, удаленности области питания
от области разгрузки и условий разгрузки подземных вод.
Если артезианские бассейны выполнены хорошо проницаемыми
отложениями, отсутствуют регионально развитые водоупоры, а область
Рис. 28. Схематический разрез области питания Анадырского артезиан-
ского бассейна
1 — сильно дислоцированные отложения фундамента бассейна (верхняя
юра — валанжин), 2 — слабо лнтофицированные отложения осадочного
чехла неогенового возраста а — глнны, б — песчаники, 3 — крупнообло
мочные отложения четвертичного возраста, 4 — тонкообломочные от-
ложения четвертичного возраста; 5 — стратиграфическая граница, 6 —
граница мерзлой зоны, 7 — тектонические разломы, 8 — направление
движения подземных вод
разгрузки удалена от области питания на необлыпие расстояния (до
10—15 км), то в них может развиться мощная (до 300—400 м) зона
свободного водообмена с пресными водами. Такие условия, вероятно,
существуют в Бельском, Орловском и на большей части Парапольского
и Пенжинского артезианских бассейнов.
Зона свободного водообмена с пресными инфильтрационными во-
дами развита до фундамента в небольших высоко расположенных ар-
тезианских бассейнах. Мощность осадочного чехла в этих бассейнах не
превышает 300—400 м) и свободный водообмен в них существует со
времени начала образования бассейнов. Если учесть, что мощность мер-
злой зоны в высоко расположенных бассейнах достигает 150—200 м, то
можно считать, что мощность зоны свободного водообмена здесь 100—
200 м.
Артезианские бассейны, расположенные в районе с прерывистой и
островной мерзлой зоной, не содержащие региональных водоупорных
толщ и имеющие мощность осадочного чехла до 300—400 м, также весь-
ма благоприятны для развития зоны свободного водообмена от поверх-
ности до фундамента. К таким бассейнам относятся Сигланский, Лан-
ковский, Ямский, Пареньский.
В средних и крупных артезианских бассейнах, сложенных слабо
дислоцированными отложениями кайнозойского возраста и содержа-
196
ОСОБЕННОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
щими водоупорные слои, мощность зоны свободного водообмена ограни-
чивается глубиной погружения региональных водоупорных толщ. В Ана-
дырском бассейне таким водоупором является глинисто-лигнитовая тол-
ща плиоценового возраста мощностью до 300 м, в Кухтуйском бассей-
не— преимущественно алевролито-глинистая угленосная толща верх-
не-среднемиоценового возраста.
В Анадырском артезианском бассейне вблизи области питания
мощность зоны свободного водообмена (за вычетом мощности много-
летнемерзлых пород), вероятно, достигает 300 м, в центральной части
бассейна в пределах внутренних поднятий около 50 м, а в северо-восточ-
ной части эта зона полностью проморожена.
В области питания пресные инфильтрационные воды могут проник-
нуть в разломы фундамента. Такие воды были вскрыты на глубине
1000 м в скв. 158, удаленной от области питания примерно на 15 км.
Воды приурочены к разлому в толще пород нижнесенонского возраста.
Химический состав воды выражается формулой
м С172 НСО3 28
Мо,7 Na 58 Са29 '
Зона затрудненного водообмена в Анадырском бассейне располо-
жена под глинисто-лигнитовой толщей и достигает мощности 1000 м,
а местами, вероятно, и более. Воды этой зоны имеют минерализацию
5—8 а/л, хлоридный натриево-кальциевый состав.
В Кухтуйском артезианском бассейне, в котором глинистые верхне-
среднемиоценовые отложения выходят на поверхность вблизи горно-
складчатого обрамления, зона свободного водообмена имеет макси-
мальную мощность, вероятно, в центральной части бассейна. Предпола-
гаемая мощность ее здесь равна 300—400 м. В то же время, по данным
И. А. Зуева, скв. 179, вскрывшая нижнемиоценовые отложения вблизи
борта бассейна на глубине около 100 м, встретила воды, имеющие ми-
нерализацию 6,1 а/л. Коэффициент ^=0,6, а = что, по В. А.
Сулину, характеризует эти воды как хлоркальциевые, сильно метаморфи-
зованные. Такие воды развиты в зоне затрудненного и весьма затруд-
ненного водообмена. Аналогичная гидродинамическая обстановка, веро-
ятно, существует в Яно-Тауйском артезианском бассейне.
В артезианских бассейнах, где многолетнемерзлые породы зале-
гают на отложениях с плохими фильтрационными свойствами, зона
свободного водообмена слабо выражена, а местами отсутствует. Такие
условия предполагаются в Чаунском, Ванкаремском, Залива Креста,
Иомраутском бассейнах и установлены в Казачкинском бассейне, где
под многолетнемерзлыми породами вскрыты осадочные отложения па-
леогенового возраста, коэффициент фильтрации которых определен
Э. П. Морозовым в 0,026 м/сутки. Здесь под мерзлой зоной выявлены
воды с минерализацией от нескольких граммов до 140 г/л. Наименее
минерализованные воды встречены вблизи горноскладчатого обрамле-
ния в зонах тектонических разломов. Воды с максимальной минерали-
зацией приурочены к межразломным блокам пород в участках, приле-
гающих к области разгрузки.
Второй тип питания и разгрузки подземных вод характерен для ар-
тезианских бассейнов с маломощным чехлом рыхлых отложений, но
с мощной регионально выдержанной водоупорной толщей, залегающей
на незначительной глубине. В большинстве случаев роль такого регио-
нального водоупора выполняет толща многолетнемерзлых пород (Арка-
галинский, Эльгенский, Амгуэмский бассейны, небольшие артезианские
ФОРМИРОВАНИЕ ПОДМЕРЗЛОТНЫХ ВОД
197
бассейны, приуроченные к позднегеосинклинальным впадинам на Чу-
котском полуострове).
Поступление воды в такие артезианские бассейны осуществляется
исключительно по системам тектонических разломов. Разгрузка под-
земных вод осуществляется в море (Хатырский бассейн) или в долины
крупных рек (Эльгенский, Амгуэмский, Хасынский бассейны). Иногда
бассейны являются проточными. Последние расположены в области
транзита адартезианских вод и составляют вместе единую водонапор-
ную систему, состоящую из нескольких артезианских и адартезианских
структур (рис. 29); примером таких артезианских бассейнов может слу-
жить Аркагалинский.
bzj/ 1+ +k Г .1? I—Ч? I / k I к
Рнс 29 Схематический гидрогеологический разрез по линии оз Момонтай — р Аркагала —
устье р. Буюнда
/ — водоносный комплекс сильно дислоцированных осадочных отложений 2 — граинтонды.
5 —водоносный комплекс осадочного чехла артезианского бассейна 4 — граница между водо
носнымн комплексами, 5 —разломы, 6 — нижняя граница мерзлой зоны, 7 — направление дви-
жения подземных вод
Гидродинамическая обстановка в рассматриваемых артезианских
бассейнах определяется мощностью осадочного чехла регионального во-
доупора. Все бассейны, за исключением Хатырского, имеют мощность
осадочного чехла до 1000 м, а мощность регионального водоупора (в
данном случае мерзлой зоны) до 200 м. Так как мощность зоны свобод-
ного водообмена в структурах фундамента (адартезианских бассейнах,
гидрогеологических массивах и вулканогенных супербассейнах) значи-
тельна, почти во всех артезианских бассейнах до самого их основания
распространяется зона пресных вод.
В Хатырском артезианском бассейне региональным водоупором яв-
ляется аргиллитовая толща верхнеолигоценового возраста, достигаю-
щая мощности 700 м. Подошва ее расположена на глубине 500—600 м
ниже уровня моря. Водопроницаемые песчаниковые и конгломератовые
отложения миоценового возраста выполняют внутренние грабенообраз-
ные впадины или прогибы. Проникновение в них вод из верхнемелового
и, вероятно, палеогенового водоносных комплексов затруднено и проис-
ходит по сбросам, ограничивающим внутренние впадины и прогибы
(см. рис. 27). Воды глубоко залегающих комплексов могут частично
проникать также через трещиноватые участки в пределах внутренних
поднятий, где мощность глинистых верхнеолигоценовых отложений со-
кращена до нескольких десятков метров.
198
ОСОБЕННОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Приток воды в Хатырский артезианский бассейн происходит из гор-
носкладчатого обрамления по зонам тектонических разломов. Однако
в тектонических разломах Корякского нагорья глубина циркуляции сов-
ременных инфильтрационных вод не превышает нескольких сотен мет-
ров ниже нулевой отметки. В связи с этим трещинно-жильные воды,
движение которых направлено в сторону Хатырского бассейна, встре-
тив водонепроницаемую толщу, изливаются на поверхность у борта бас-
сейна. Мощные выходы трещинно-жильных вод в предгорной части Ха-
тырского прогиба установлены в долинах рек Ионайвеем, Накепейляк,
Хайиндин и др. Летом здесь отмечаются многочисленные восходящие
источники, а зимой развиваются наледи (см. рис. 27). Химический со-
став воды выражается формулой
м НСО377 SO415
М0,з Na 81 Са 18
и характерен для вод тектонических разломов Корякского нагорья.
В артезианский бассейн проникает только незначительная часть тре-
щинно-жильных вод, которые и определяют высокие гидростатические
напоры подземных вод.
Таким образом, в Хатырском артезианском бассейне свободный во-
дообмен, при котором формируются современные инфильтрационные
пресные воды, свойствен только для участков, сложенных неогеновыми
и более молодыми породами. Водоносные комплексы, залегающие под
региональной водоупорной кровлей верхнеолигоценового возраста, на-
ходятся в зоне затрудненного водообмена.
Третий тип питания и разгрузки подземных вод свойствен артезиан-
ским бассейнам, испытавшим в неоген-четвертичное время преимуще-
ственно поднятия. При этом осадочные отложения, слагающие чехол
бассейна, были вскрыты речной эрозией на значительную мощность.
Проникновение поверхностных вод в глубь бассейнов происходит в до-
линах рек, на склонах и выположенных вершинах водоразделов через
подозерные и подрусловые сквозные талики. Разгрузка подземных вод
осуществляется в нижних участках речных долин.
Примером бассейнов рассматриваемого типа в Корякской гидро-
геологической складчатой области являются Беринговский, Горненский,
Линлинейский и Эльденырский. В Верхояно-Чукотской гидрогеологиче-
ской складчатой области к ним относятся Олойский, Нутесынский, Ай-
нахкургенский, Умкувеемский, Верхне-Пенжинский, Уляганский, Омсук-
чанский и другие бассейны, расположенные в верховьях крупных рек и
относящиеся к приводораздельным (Н. И. Толстихин, 1959).
Гидродинамическая обстановка в таких артезианских бассейнах
определяется глубиной вреза речных долин в осадочные отложения,
наличием и выдержанностью водоупорных отложений в подмерзлотной
зоне и прерывистостью мерзлой зоны.
Наиболее благоприятны условия для питания и разгрузки подзем-
ных вод в артезианских бассейнах, расположенных в прерывистой и
островной мерзлой зоне, вскрытых речной эрозией на полную мощ-
ность. К таким бассейнам относится Беринговский. Здесь даже в при-
брежно-морской полосе на глубине до 150—200 м распространены воды
с минерализацией до 2 г/л, а наиболее часто воды имеют минерализа-
цию до 1 г/л. В этом бассейне воды с минерализацией около 3 г/л и
более, характерные для зоны затрудненного водообмена, возможны
лишь в верхнемеловом водоносном комплексе в пределах внутренних
впадин. К ним относятся впадины бухты Угольной, Гавриила, лагуны
Амаам, Алькатваамская и др.
ФОРМИРОВАНИЕ ПОДМЕРЗЛОТНЫХ ВОД
199
К артезианским бассейнам, сильно расчлененным речной эрозией
и содержащим современные инфильтрационные пресные воды, отно-
сятся также Горненский, расположенный на северном склоне хр. Ра-
рыткин, Линлинейский на восточном склоне этого же хребта и некото-
рые другие.
Аналогичная гидрогеологическая обстановка предполагается и в не-
больших приводораздельных бассейнах Верхояно-Чукотской гидрогеоло-
гической складчатой области.
Формирование подземных вод артезианских бассейнов во многом оп-
ределяется, помимо условий питания, общим структурно-тектоническим
планом территории и историей развития артезианской структуры. В этом
отношении существенно различны условия артезианских бассейнов, при-
уроченных к инверсионным впадинам внутри горноскладчатых зон и бас-
сейнов, сформировавшихся на жестких массивах.
В бассейнах, приуроченных к инверсионным впадинам внутри склад-
чатых зон, с самого начала их заложения существовала обстановка сво-
бодного водообмена. Так как в составе отложений, выполняющих бас-
сейн, нет выдержанных глинистых образований, то можно предположить,
что и в настоящее время свободный водообмен господствует от поверхно-
сти до фундамента бассейна, если чехол бассейна полностью не промо-
рожен. Так, по данным В. Я. Коваленко (1964), в области разгрузки Ну-
тесынского артезианского бассейна имеются источники с дебитоы до
150 л)сек. Объем льда в наледях, образующихся здесь в зимнее время,
достигает 26 млн. м?. Ясно, что подобные количества подземных пресных
вод могут сформироваться только в условиях интенсивного водообмена.
Несколько иная гидрогеологическая обстановка наблюдается в бас-
сейнах, приуроченных к впадинам на жестких массивах. Здесь верхне-
юрские отложения морского генезиса содержат в своем составе выдер-
жанные по простиранию глинистые слои. В связи с этим в бассейнах, в
которых осадочный чехол вскрыт речной эрозией не на полную мощность
(Олойский, Уляганский), в толще верхнеюрских отложений существует
обстановка затрудненного водообмена и сохранились минерализованные
седиментационные воды. Косвенным указанием на наличие таких вод мо-
жет служить химический состав источника (25), описанного В. Т. Ники-
тиной и Э. П. Логиновой в мае 1965 г. в бассейне среднего течения
р. Большой Анюй (юго-восточная часть Олойского артезианского бас-
сейна). По данным указанных исследователей, источник приурочен
к зоне разлома в месте пересечения его долиной нижнего течения руч.
Гремучий. Абсолютная отметка источника 440,0 м. Дебит его в мае
1965 г. составлял 240 л/сек, температура воды 0,2° С. Химический ана-
лиз воды источника следующий (в мг/л): С1'— 49,7; SO/' — 5,0;
НСОз' — 96,4; Са" — 16,2; Mg" — 2,2; Na" + K” — 48,1. Формула хими-
ческого состава
м НСО3 51 С145
мо,187 (Na + К) 69 Са 26 ’
Повышенное содержание хлор-иона, превышающее фоновое при-
мерно в 4 раза, указывает на подток глубинных минерализованных вод
зоны затрудненного водообмена.
Учитывая глубину залегания глинистых отложений верхнеюрского
возраста и степень их нарушенности, можно предполагать, что пресные
воды в указанных бассейнах распространяются до глубин в 500—600 м,
что составляет примерно четвертую часть мощности отложений, не
вскрытых речной эрозией.
Таким образом, анализ условий питания и разгрузки артезианских
бассейнов Северо-Востока СССР показывает, что гидродинамическая
200	ОСОБЕННОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ вод
обстановка в них определяется многими факторами: палеогидрогеоло-
гией, неотектоникой, наличием региональных водоупорных толщ, сте-
пенью прерывистости мерзлой зоны, мощностью осадочного чехла бас-
сейна и взаимоотношением бассейнов с другими гидрогеологическими
структурами. Наиболее благоприятны для формирования мощной зоны
пресных инфильтрационных вод бассейны, вскрытые речной эрозией на
полную мощность, расположенные в районах с прерывистой или ост-
ровной мерзлой зоной и не содержащие в составе осадочного чехла ре-
гиональных водоупоров. Обстановка свободного водообмена господст-
вует в малых внутриконтинентальных артезианских бассейнах, нало-
женных на адартезианские бассейны.
Затруднен водообмен в артезианских бассейнах со сплошной мерз-
лой зоной, ниже которой залегают породы с плохими фильтрационными
свойствами.
Глава VI
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
ОРГАНИЗАЦИЯ ВОДОСНАБЖЕНИЯ
И ОХРАНА ПОДЗЕМНЫХ ВОД
В пределах рассматриваемой территории для цели водоснабжения
наиболее широко используются надмерзлотные подрусловые воды. За
счет этих вод осуществляется водоснабжение 60—65% всех населенных
пунктов. Широкое использование подрусловых вод для водоснабжения
связано со специфическими гидрогеологическими условиями: неглубо-
ким залеганием (до 10 ж), относительным постоянством водоносного
горизонта, высокими параметрами водопроводимости отложений (как
правило, аллювиальных) и невысокой минерализацией (до 100 мг/л).
Все это в свою очередь дает возможность каптировать подрусловые воды
неглубокими выработками и использовать простейшее насосное обору-
дование. Кроме того, более простые способы поисков и разведки под-
русловых вод и приуроченность их к долинам рек, где обычно располо-
жены населенные пункты, также способствуют их более широкому ис-
пользованию. Однако быстрая сработка запасов зимой препятствует
более полному использованию надмерзлотных подрусловых вод.
В пределах Северо-Востока каптаж надмерзлотных подрусловых
вод осуществляется, как правило, колодцами глубиной от 4,5 до 8,5 м
и сечением 1—1,2x2—2,5 м и скважинами глубиной от 5 до 20 м.
В редких случаях эксплуатация подрусловых вод производится водо-
сборными галереями (пос. Провидения и др.), которые представляют
собой канавного типа выработку протяженностью более 50 м, располо-
женную вкрест к потоку подземных вод, или колодец с боковыми рас-
сечками поперек потока (пос. Кадыкчан). Все каптажные выработки,
эксплуатирующие подрусловые воды, оборудованы поверхностными
центробежными насосами типа ЗК, ЗНК и НДВ.
Подмерзлотные воды и воды сквозных таликов мерзлой зоны тоже
используются для водоснабжения населенных пунктов. Эти воды, осо-
бенно воды сквозных таликов, являются более перспективным источ-
ником водоснабжения в связи с устойчивостью дебита скважин зимой.
Но большая глубина залегания подмерзлотных вод (обычно более
100 м), небольшие дебиты скважин (до 1 л!сек), сложность эксплуата-
ции в связи с отрицательными температурами пород, повышенная ми-
нерализация и локальное распространение сквозных таликов значитель-
но затрудняют широкое использование этих вод для водоснабжения.
Каптаж подмерзлотных вод и вод сквозных таликов производится
скважинами глубиной от 100 до 300 м. Эти скважины чаще всего обо-
рудованы центробежными насосами типа К, эрлифтными установками
и насосами АТН.
В пределах территории островного развития мерзлой зоны для во-
доснабжения населенных пунктов и предприятий используются грунто-
вые воды аллювиальных отложений и в меньшей степени грунтовые
воды зоны выветривания коренных пород. Каптаж грунтовых вод про-
202
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
изводится колодцами глубиной 0,5—10 м и сечением 0,7X1,4 м и сква-
жинами глубиной от 9 до 70 м. Водоподъем из колодцев осуществля-
ется чаще всего ручным способом и реже центробежными насосами
типа КСМ и НДВ, из скважин — центробежными и погружными насо-
сами, мотопомпами и иногда штанговыми насосами.
Развитие промышленных предприятий и быстрый рост населенных
пунктов на территории Северо-Востока СССР, особенно в последние
годы, требуют дальнейшего увеличения отбора подземных вод для хо-
зяйственно-питьевого и технического водоснабжения. Несмотря на то,
что потребность населенных пунктов и сельскохозяйственных объектов
в воде сравнительно невелика и крупных водозаборов подземных вод
в пределах территории не имеется, вопросы охраны подземных вод от
загрязнения и истощения приобретают актуальное значение.
В пределах рассматриваемой территории работы по охране подзем-
ных вод от истощения и загрязнения проводятся планомерно только
с 1963 г., их выполняет Северо-Восточная гидрогеологическая станция
СВГУ, которая осуществляет систематические обследования водозабо-
ров подземных вод. Специальных же исследований по изучению про-
цессов загрязнения подземных вод в районах эксплуатирующихся во-
дозаборов подземных вод не проводилось.
Основными поверхностными источниками санитарно-бактериологи-
ческого и механического загрязнения подземных вод на рассматривае-
мой территории в настоящее время являются: промывочные воды драг,
промприборов и других в основном золотомоющих установок; загряз-
нение поверхности земли вблизи населенных пунктов и застроенных
площадей; сточные воды промышленных предприятий (обогатительные
фабрики, рыбзаводы и др.).
Характер загрязнения речных вод промывочными водами драг,
промприборов и других установок, использующихся при разработке рос-
сыпных месторождений полезных ископаемых, был исследован Облрыб-
надзором Магаданской области по наиболее крупным рекам горно-
промышленных районов.
По данным этих исследований, содержание взвесей изменяется от
0—30 мг/л в речной воде выше участков разработок до 100—200 мг/л
и даже до 6000—15 600 мг/л ниже участков разработок.
Вся рассматриваемая территория с точки зрения возможности заг-
рязнения и истощения ресурсов подземных вод подразделяется на два
крупных района: сплошного распространения мерзлой зоны и остров-
ного ее распространения.
1. Районы сплошной мерзлой зоны. Гидрогеологические условия
загрязнения подземных вод в этих районах определяются прежде всего
наличием регионально выдержанного водоупора — мощной толщи много-
летнемерзлых пород с локально развитыми сквозными таликами в до-
линах рек и под крупными озерами.
В практике современного водоснабжения населенных пунктов этого
района наиболее широко используются надмерзлотные воды подрусло-
вых таликов в долинах горных рек. Эти воды являются наименее за-
щищенными от источников поверхностного загрязнения, что обусловле-
но их неглубоким залеганием, высокой водопроницаемостью водовме-
щающих аллювиальных отложений (коэффициент фильтрации дости-
гает нескольких десятков и сотен метров в сутки) и непосредственной
связью этого водоносного горизонта с водами поверхностного стока.
Влияние последнего фактора носит сезонный характер, т. е. в зимний
период, когда в пределах таликовых зон образуется сезонномерзлый
слой мощностью до 3—4 м и поверхностный сток на большей части рек
и ручьев прекращается, загрязнения вод подрусловых таликов сверху
ОРГАНИЗАЦИЯ водоснабжения и охрана подземных вод
203
(путем инфильтрации загрязненных сточных вод) практически не про-
исходит. Вследствие этого подрусловые воды в районах населенных
пунктов зимой становятся пригодными для питья без санитарно-хими-
ческой обработки. Это обусловлено еще и тем, что источники загряз-
нения в районах населенных пунктов в зимний период находятся в мерз-
лом состоянии. Основная часть их выносится реками в период интенсив-
ного снеготаяния и прохождения весенних паводков. В связи с высо-
кими фильтрационными свойствами аллювиальных отложений сезонно-
мерзлый слой с наступлением поверхностного стока быстро разру-
шается и между поверхностными и подрусловыми водами устанавли-
вается прямая гидравлическая связь. Поэтому уже в начале поверх-
ностного стока наблюдается загрязнение подрусловых вод.
Кроме того, следует иметь в виду, что вследствие хорошей водо-
проницаемости и низкой температуры (около 0°С) поверхностных вод
в начале их стока органические вещества проникают в подрусловый
поток и аккумулируются в водовмещающих отложениях в полуразло-
жившемся или неразложившемся состоянии. В многолетнем разрезе
этот процесс загрязнения водовмещающих пород на участках эксплуа-
тационных водозаборов обусловливает значительное загрязнение под-
земных вод.
Подмерзлотные воды рассматриваемого района для водоснабжения
населенных пунктов и предприятий в настоящее время используются
в единичных случаях (пос. Беринговский и др.). Так как эти воды зале-
гают на глубинах 100—200 м и более под толщей многолетнемерзлых
пород, они на большей части территории надежно защищены от загряз-
нения с поверхности земли.
Наряду с над- и подмерзлотными водами района сплошного рас-
пространения многолетнемерзлых пород большое практическое значение
для организации водоснабжения имеют воды сквозных таликов в доли-
нах рек, являющихся вместе с тем участками (очагами) или питания,
или разгрузки подмерзлотных вод. Условия и возможности загрязне-
ния подземных вод при эксплуатации их на участках сквозных тали-
ков в общем аналогичны тем, которые рассмотрены выше для надмерз-
лотных вод подрусловых таликов.
Современный отбор подземных вод в пределах рассматриваемого
района не приводит к региональному истощению эксплуатируемых во-
доносных горизонтов, хотя дебиты водозаборов, как правило, значи-
тельно изменяются в зависимости от сезона года. Максимальных зна-
чений дебиты водозаборов достигают в летний период, т. е. в оптималь-
ный период питания водоносных горизонтов. К концу зимнего периода
дебиты водозаборов уменьшаются вследствие сработки запасов водо-
носных горизонтов и интенсивного отбора подземных вод. Наиболь-
шими изменениями характеризуются дебиты водозаборов, заложенных
в надмер^лотные подрусловые талики речных долин среднегорных рай-
онов, где из-за повышенных уклонов долин естественная сработка за-
пасов подрусловых вод происходит наиболее интенсивно. Наименьшая
степень истощения или сработки естественных запасов подземных вод
характерна для речных долин низкогорных районов. В целом о сра-
ботке запасов подземных вод можно получить представление по дан-
ным табл. 41.
Как видно из табл. 41, дебиты водозаборов уменьшаются местами
в 10 раз. При этом на участке большей части водозаборов уровень
подземных вод падает настолько (до 10 л*), что водозабор использую-
щимися средствами (обычно центробежными насосами) становится
практически невозможным. Это создает в конце зимнего периода ост-
204
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
Таблица 41
Сработка эксплуатационных запасов подземных вод в некоторых водозаборах
Местоположение и тип водозабора	Дебиты водозаборов, м31сутки	
	в летний период	в зимний период
Пос. Провидения, водосборная галерея, сква- жины 	•	...	3000	300
г Сусуман, колодцы		4752	691
Пос. Спорный, водосборная галерея	 Пос. Оротукан, водосборная галерея, сква- жины 		1077	180
	3602	Водозабор работает
Пос. Ягодное, скважины		3456	с перерывами Менее 1728
рый недостаток воды для технического и питьевого водоснабжения
большинства населенных пунктов Северо-Востока
2 Районы островной мерзлой зоны. Для водоснабжения в этих рай-
онах используются в настоящее время в основном неглубоко залегаю-
щие грунтовые воды в рыхлых четвертичных (преимущественно аллю-
виальных) отложениях и в зоне региональной трещиноватости и вывет-
ривания коренных (преимущественно интрузивных и эффузивных) по-
род. Вследствие неглубокого залегания от поверхности земли и широ-
кого развития таликовых зон грунтовые воды рассматриваемого района
легко подвергаются загрязнению в населенных пунктах.
В прибрежной части Охотского моря при эксплуатации водозабо-
ров возможно подтягивание морских вод особенно в период приливов.
По данным предприятий, эксплуатирующих подземные воды, в посел-
ках Балаганное, Ола, Армань и других в период приливов вода в ко-
лодцах и скважинах становится солоноватой Для примера приводятся
данные по колодцу в пос Яна
	Na	Na — Cl	SO,
	Cl	Mg	Cl
В момент полного отлива	. 0,04	6,4	0,22
В момент полного прилива	. 0,82	1,12	0,02
Морская вода, отобранная западнее устья р Яны	0,86	0,63	0,10
Минерализация воды в колодце в период подтока		морских	вод co-
ставляет 1,3—1,4 г]л и более.
Как видно из приведенных данных, в прибрежной части Охотского
моря возможно загрязнение (засоление) подземных вод морскими во-
дами в различной степени, зависящей от удаленности участка водоза-
бора от морского берега.
Таким образом, несмотря на слабую заселенность рассматривае-
мой территории и небольшой объем водопотребления существующих на-
селенных пунктов и предприятий охрана ресурсов подземных вод уже
в настоящее время приобретает актуальное значение. При этом следует
иметь в виду как вопросы охраны подземных вод от загрязнения, так и
вопросы истощения их естественных и эксплуатационных запасов.
Для решения последнего вопроса сотрудниками ВНИИ-1 в послед-
ние годы разрабатываются методы искусственного восполнения запасов
подмерзлотных вод. Такие работы проводились в районе поселков Сейм-
чан (Калабин, 1960), Аркагала, а также в одном из поселков на Чукот-
ке. В этих пунтках в пределах речных долин бурились скважины, кото-
рые вскрывали подмерзлотные воды. В скважины в летне-осенний пе-
ОРГАНИЗАЦИЯ ВОДОСНАБЖЕНИЯ И ОХРАНА ПОДЗЕМНЫХ ВОД
205
риод закачивались поверхностные и надмерзлотные воды в количествах
до 100 тыс .и3 В ряде случаев поверхностные воды поступали в сква-
жины самотеком
В зимне-весенний период вода из скважин использовалась для во-
доснабжения Как показали стационарные наблюдения, при закачке по-
верхностных и надмерзлотных вод происходит снижение минерализации
подмерзлотных вод и увеличение их температуры на 2—3°С Там, где
подмерзлотные воды до заначки были не пригодны для водоснабжения
из-за повышенной минерализации, после разбавления закачиваемой воды
их можно было использовать для удовлетворения хозяйственных нужд
При этом количество отбираемой из скважины воды превышало количе-
ство закачиваемой примерно на 10% Гак, в одном из поселков Чукотки
было закачано в скважину 60 тыс. м3 воды, а отобрано 70 тыс. м3.
Исходя из опыта магазинирования пресных подмерзлотных вод,
ВНИИ-1 разработало важнейшие условия применения способа нагнета-
ния пресных вод в подмерзлотный водоносный горизонт (Мотрич, 1966).
Первым условием является наличие многолетнемерзлых пород мощ-
ностью не менее 50 м. При меньшей мощности может произойти выпучи-
вание грунта из кольцеобразного талого столба вокруг скважины при
нагнетании пресных вод под давлением
В пределах распространения мерзлых пород скважина должна быть
обсажена «глухими» трубами, а в талых — перфорированными со скваж-
ностью 20—30%. Однако перфорированные трубы должны перекрыть
нижнюю часть многолетнемерзлых пород на глубину около 15 м, так как
в процессе эксплуатации нижняя часть мерзлых пород обычно оттаивает
Особо следует учитывать возможность образования сквозных таликов
вокруг скважины, через которую происходит закачка и откачка воды
Описываемый метод наиболее выгодно применять в тех случаях,
когда статический уровень подмерзлотных вод устанавливается на не-
большой глубине от поверхности (до 5 ж) Если уровень находится глу-
боко, то необходимо оборудовать эксплуатационную скважину артезиан-
ским глубинным насосом и увеличить соответственно диаметр скважины,
что может привести к снижению экономического эффекта данного спо-
соба
Вторым необходимым условием применения данного способа явля-
ется наличие нужного количества и качества пресных поверхностных или
надмерзлотных вод вблизи эксплуатационной скважины
При выполнении указанных и некоторых других не гидрогеологиче-
ского значения условий стоимость создания искусственных запасов на
1 ж3 воды составляет половину затрат на 1 м3 воды в случае сооружения
водохранилища
В связи с изложенным можно рекомендовать следующее
1)	создать вокруг действующих водозаборов подземных вод зоны
санитарной охраны, где они к настоящему времени не установлены,
2)	продолжить работы по систематическому обследованию водозабо-
ров в порядке осуществления государственного надзора за правильно-
стью эксплуатации подземных вод,
3)	провести в районах некоторых водозаборов подземных вод спе-
циальные гидрогеологические и санитарно-химические исследования,
4)	продолжить мерзлотно-гидрогеологические исследования в целях
разработки мероприятий по искусственному восполнению запасов под-
мерзлотных вод и «торможению» естественной сработки над-
мерзлотных вод подрусловых таликов, а также по магазинированию по-
верхностных пресных вод в районах, где естественные ресурсы пресных
подземных вод ограничены (район морского побережья и др )
206
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
ТЕРМАЛЬНЫЕ И МИНЕРАЛЬНЫЕ ВОДЫ
На Северо-Востоке СССР известны месторождения трещинно-жиль-
ных термальных вод различной минерализации — от пресных до соле-
ных. Они относятся к азиатской провинции термальных вод областей но-
вейших тектонических движений (Иванов, 1960; Н. И. Толстихин, 1967).
К настоящему времени на описываемой территории выявлен 21 тер-
моминеральный источник (табл. 42). Из них 8 источников расположены
Рис. 30. Схематическая карта термальных (минеральных) источников
/ — слабо термальный источник (до 35° С), 2 — термальный источник (35—42° С), 3 — высокотер-
мальный источник (более 42° С), цифры —номер источника на гидрогеологической карте,
4 — граница описываемой территории
на Охотском побережье (Беренджинские, Мотыклейские, Тальские, Ши-
рокий, Березовый, Хиим, Наяханские, Таватумские); 12 источников на
Чукотском полуострове (Кивакские, Чаплинские, Сенявинские, Аракам-
чеченские, Нижне-Нунямувеемские, Верхне-Нунямувеемские, Туманный,
Мечигменские, Безымянные, Кукунские, Дежневские, Нешкенские) и
один источник — Олюторский — на побережье одноименного залива Бе-
рингова моря (рис. 30).
В региональном гидрогеологическом плане термальные источники
относятся к Охотско-Чукотской области вулканогенных супербассейнов
и только Олюторский источник находится в пределах Корякской гидро-
геологической складчатой области. По расположению относительно сов-
ременного очертания морского берега и по абсолютной отметке
В. Г. Гольдтман (1967) подраздёляет источники Охотского побережья на
«материковые», которые удалены на 50 км и более от берега моря и вы-
ходят на абсолютных отметках свыше 100 м, и «береговые», выходы ко-
торых тяготеют к морскому берегу и имеют абсолютные отметки до 100 м
(обычно в пределах 50—100 м). В соответствии с этим большая часть
источников Охотского побережья, источник Олюторский и все источники
ТЕРМАЛЬНЫЕ И МИНЕРАЛЬНЫЕ ВОДЫ
207
Чукотского полуострова относятся к группе так называемых береговых.
К материковым относятся всего лишь три группы термальных источ-
ников— Тальские, Хиим и Наяханские. Они характеризуются прежде
всего невысокой минерализацией (до 0,5 г[л) и хлоридно-гидрокарбонат-
ным или гидрокарбонатно-сульфатным натриевым или кальциево-натрие-
вым составом с относительно повышенным содержанием кремнекислоты
(24—170 мг/л).
В отличие от них береговые термальные источники обладают зна-
чительно более высокой минерализацией (до 16—18 г/л и более) и пре-
обладающим хлоридным натриево-кальциевым и кальциево-натриевым
химическим составом Содержание хлор-иона составляет обычно 96—
99 %-экв, натрия — 50—67 %-экв и кальция — 33—50 %-экв. В водах
источников содержится также кремнекислота (9,5—65 мг/л).
По соотношению основных компонентов воды береговых источников
мало отличаются от морских вод, что иллюстрируется данными табл.
42. Как видно из этой таблицы, содержание хлоридов в воде Чукот-
ских терм составляет 592—11 186 мг/л, натрия 364—14 694 мг/л, т. е.
ниже, чем в современной морской воде. Из биологически активных ком-
понентов в них отмечается содержание кремнекислоты 122,5—193,4 мг/л
(Сенявинские, Мечигменские, Нешкенские источники), фтора 3,75 мг/л
(источник Туманный), радона 20,3—21,5 ед. Махе (Сенявинские, Кукун-
ские источники). Величина отношении -5- и в большей части ис-
'	Г)Г сд
точников Чукотской группы близка к морской.
В зависимости от температуры описываемые термальные источ-
ники подразделяются на слабо термальные — Кивакские (35,5° С), Ара-
камчеченские (33° С), Нижне-Нунямувеемские (30° С), Безымянные
(21° С) и др. и высокотермальные — Тальские (92,0° С), Нешкенские
(55° С), Мечигменские (85° С), Дежневские (47° С), Туманный (59° С),
Кукунские (61° С), Чаплинские (94° С) и Др.
Дебит большей части источников в естественных условиях раз-
грузки колеблется от 0,2 до 5,7 л/сек, лишь Сенявинские, Кукунские и
Мечигменские отличаются высокими дебитами (в пределах 12—60 л/сек).
В газовом составе большей части источников преобладает азот.
Единственным известным углекислым источником на описываемой тер-
ритории является Безымянный, расположенный на Чукотском полуост-
рове.
В геологическом отношении выходы большей части термальных ис-
точников пространственно связаны с зонами тектонических разломов
изверженных и вулканогенных пород (граниты, гранодиориты, сие-
ниты, кислые и средние эффузивы и др.) мелового возраста.
Несмотря на то, что в настоящее время накопился значительный
фактический материал по геологическим и гидрогеологическим усло-
виям выхода и химическому составу и составу терм, о их генезисе име-
ется еще ряд противоречивых мнений.
Так, В. В. Иванов (1960) считает, что воды термальных источников
поднимаются на поверхность со значительных глубин, вероятно не ме-
нее 2—3 км. По.генезису они близки к водам древних морских водоемов,
разбавленных современными пресными водами. Этого же мнения при-
держиваются А. М. Овчинников и Л. А. Яроцкий
В 1952 г. В. Г. Гольдтман (1967) высказывал предположение, что
воды береговых термальных источников представляют собой продукт
смешения современных морских вод с инфильтрационными поверхност-
ного генезиса, нагретыми на большой глубине Для доказательства
„ „ „	Na Cl
В. Г. Гольдтман ссылается на коэффициенты и -gp , которые близ-
208
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
ТЕРМАЛЬНЫЕ И МИНЕРАЛЬНЫЕ ВОДЫ
209
			Термальные источники			Северо-Востока СССР					Таблица 42	
<в X ов X X	Название и местоположение	Дата	Состав и индекс геологиче-	Дебит источника	Темпера-	Сухой оста- ток, г/л	э общая,		Состав н процентное	Формула химического состава воды, содержание специфического биологически активного компонента, мг/л (Rn, эман.)		Автор работы и год
X	источника; тип каптажа у каптированных		ского возраста водоносных пород	Дебит скважины, л/сек	тура воды, ° С			pH				
। № истом карте		опробования				Мине- рализа- ция, г/л	Жесткое мг-экв		содержание газа			исследования
1	2	3	4	5	6	7	8	9	10	11		12
			Ис т о ч н и к		и Охотского		побережья					
181 182 125	Беренджинскне, дно до- лины р. Беренджи в среднем ее течении Мотыклейские, побере- жье Охотского моря, долина руч. Улукан; скважины Тальский, руч. Горячий Ключ (правый приток р. Талой); скважина	IX 1945 г. 6/VIII 1966 г. 1965 г.	Граниты, yCri Ороговикованные эффу- зивно-туфовые породы Си; гранодиориты, у<5Сг1 Глинистые сланцы, ин- трудированные пласта- ми андезитов, Ji+J2	69,0	18-35 27-43 85,2-92,7	2,65	19,4 63,4 0,2	6,7 6,8 9,17	н. с. N2—90,8 Oj—8,4 СО2—0,7 СН4—0,2 N2+p. г.':— —95,1 СО2—0,5 СН4-0,6 H2S-0,06		С1 97	П. А. Сопин, 1946 Л. П. Батаев, И. Г. Шабарин, 1966; И. А. Зуев, Е. И. Суворова и др., 1969 П. А. Сопин, 1948; П. И. Лыгин, 1967
							5,08				М2,6	(Na+K) 55 Са44 С199	
				6,0-7,0		5,13 0,49				М5,1	Са 67 (Na+K) 32 (СО3+НСО3) 49 С141 SO410	
				9,0-14,0						М0,5	'(Na+K) 96 SiO2 —166,9	
133	Наяханские, верховье р. Наяхан	21/1Х 1950 г.	Граниты, уСг1	19,0	25-58	0,36	0,3	7,5	N2+p. г,— —99,7 О 2—0,3		SO4 40 (НСОз+СО3)28 Cl 14	В. Г. Гольдтман, 1951
				—		0,41				М0,4	(Na+K) 91	
134	Хиим, левый коренной склон долины р. Широ- кой	4/Х 1950 г.	Крупнозернистые грани- ты, уСп	0,25	28,5-33,5	0,15	0,4	7,2	Выделение газа ие наблюдалось	М	(CO3+HCO3)54 SO418 HS1O318	
				—		0,18				М0,18	Na 77 Ca13	То же
135 136	Березовый, долина р. Широкой (поймен- ная терраса) Таватумские, подножие левого крутого склона долины руч. Хоксичан (приток р. Таватум)	5/Х 1960 г. X 1950 г.	Граниты, уСг[ Кислые и средние эффу- зивы, Сг	4,0	14—22 59—61	1,67	12,3 117,1	6,4 6,1	И. с. N2+P-r._ 100		Cl 96	
				16—18,0		1,60 15,25				М1,6	(Na+K) 54 Ca 43 Cl 99	
				—		15,19				М15,2	(Na+K) 55 Ca 44 H2SiO3 — 97	я я
137	Широкинские, долина р. Широкой (склон дневнечетвертичной морской террасы)	5/Х 1950 г.	Граниты, yCri	7,5	33,5—56,2	3,60	28,7	4,5	N2+p.r.~ 100		Cl 97	
				—		3,58				^3,6	(Na+K) 53 Ca 46	*1
Источники Чукотского полуострова
77	Кивакские, восточный берег лагуны Кивак	1951 г.	Гранодиориты, уоСп	0,15	35,5	2,99	23,0	6,2	н. с.	М3>0	CI91	С. Б. Бравина, В. И. Васильев, 1952
						2,70					Na 57 Са 25	
71	Чаплинские, пойма и вто- рая надпойменная тер- расса р. Ульхум	17/XII 1955 г.	Андезиты, их туфы, ту- фы андезитовых пор- фиритов, СГ1 Песчано-глинистые слан- цы, D2-3	16,6	89,5-94,6	18,80	120,6	7,1	Nj-91,2 О2- 7,6 СО2—1,1		С1 99	В. В. Иванов и др., 1956; Г. Ю. Фейгии, В. А. Воросцов, 1968
						18,73				ЛЧ8,7	(Na + K) 63 Са35	
210
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
ТЕРМАЛЬНЫЕ И МИНЕРАЛЬНЫЕ ВОДЫ
211
Продолж табл 42
1	2	3	4	5	6	7	8	9	10	II		12
68	Сенявинские (Пенкигней- ские), пойма р. Клю- чевой	4/1Х 1955 г.	Гнейсы и кристалличе- ские сланцы, РСт—Pz	12,0	20—79,5	1,52	5,3	8,7	N2—99,2 CH4-0,I СО2—0,1		CI 89	В В Иванов и др , 1956
				—		1,52				М1 5	(Na + K) 77 Са22 H2SiO3 — 122,7 Rn — 73,8	
67	Аракамчеченские, о. Ара- камчечен, долина р. Пыльмымлак	27/VIII 1952 г.	Порфировидные граниты, yMz	0,2	31-33	—.	3,7	7,7	N2-100	АЛ	CI 86	С. Б Бравииа, В И Васильев, 1953
				—		1,17				М1,17	(Na+K) 82 Са 18	
	Нижне-Нунямувеемские, правобережная пой- менная терраса р. Ну- нямувеем	X 1957 г.	Толща туфолав, туфов, лавобрекчий, кварце- вых порфиров и фель- зитов, ?.лСг2	0,75		4,49	19,4	7	Не газирует		Cl 97	Н А Никитин, С П Стоянов, 1953
54					25-30	—				М4,5	(Na + K) 75 Ca 24	
53	Верхне-Нунямувеем- ские, долина левого притока р. Нуняму- веем	VIII 1957 г.	Толща туфолав, туфов, лавобрекчий, кварце- вых порфиров и фель- зитов, /'.лСг2	2—3	32—46,5	2,04	8,81	7	N3—95,0 О2—4,3 СО2—0,6 СН4—0,2	м	CI 97	То же
				—		—				М2,0	Na 73 Ca 24	
65	Туманный, долина руч. Туманный, исток	16/VI 1959 г.	Туфовулканогеиная тол- ща, Pg	5-7		—.	6,5	8,4	И. с	АЛ	CI 91	В Ф Завгород иий, 1960
					56—59	3,4				М3,4	(Na + K) 88 Ca 12 F —3,8	
64	Мечигменские, долина р. Гильмимливээм	29/IV 1939 г.	Песчаники и сланцы Mz, перекрытые порфири- тами и их туфами, Cr2—Pg	60—70		3,75	7,2	7,7	N2-f-p. г,— -75,6 СО2—22,9 СН4—1,1 О3—0,4	АЛ	Cl 93	П С Яцура, 1939, В Ф. Завгород- ний, 1960
				—	60—85	3,74				М3,7	(Na + K) 88 Ca 11 H2SiO3 — 132,8	
63	Безымянный, северо-вос-	VII 1956 г.	Песчано-сланцевые поро- ды, J3—Сг1, прорван- ные интрузией габбро- диабазов, vCri	0,7	15—21	7,98	69,8	6,6	СО2—98,6 N3—1,4	АД	CI 76 HCO322	И А Никитин, Ю А Борзаков- ский, 1957
	точнее оз. Иони, исток руч. Карстового (ле- вый приток р. Инпы- нэувээм)			—		7,85				JV17,85	(Na + K) 51 Ca 35 Mg 14	
66	Кукунские, дно троговой	16/VIII 1955 г.	Граносиениты, крупно- зернистые граниты, PZ1	47,5	53—61	4,52	16,6	7,7	N2—99,0	ЛА	Cl 96	В В Иванов и др, 1956
	долины и левый склон долины р. Кукунь			—		4,58				М4,5	(Na+K) 78 Ca 22 H2SiO3 — 85, Rn —21,5	
62	Дежневские, долина пра-	12/IX 1968 г.	Нефелиновые сиениты, еСг;	0,5	47	—	75,0	7,2- 7,4		М	CI 99	В А Кириллов и др, 1969
	вого безымянного при- тока р. Энмитанюэм- вээм			—		15,7				Я115,7	Na 73 Ca 27	
58	Нешкенские, долина	IV 1939 г.	Гнейсо-сланцевая толща, Pt	1,6	20—55	34,52	173,1	7,1	N3—85,0 СО2—6,4 СН4—8,6	М	CI 100	П С Яцура, 1939
	р. Аанрылынэквээм (побережье Чукотско- го моря)			—		34,27				JV134,3	(Na + K) 71 Ca29 H2S1O3— 193,4	
155	Олюторский, п-ов Гове-	I960 г.	Аргиллиты, Pg3	1,0	35-37	0,29	0,2	6,5		м	HCO3 79 SO4 12	Л А Анкудинов, В К Рожков, 1961
	на, южный берег ла- гуны Тинтикун									Л10,3	(Na + K) 93	
р, г. — редкие газы.
212
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
ки аналогичным величинам для современных морей, и на данные
Л. В. Фирсова, изучившего в 1962 г. изотопный состав газов четырех ис-
точников Чукотской группы. Им были получены следующие отношения
Аг36
Af40 : по Сенявинским источникам — 354, Кукунским—351, Чаплин-
ским— 353, Кивакским— 353, в воздухе (для контроля) —351. На ос-
нове отсутствия избыточного Аг40 Л. В. Фирсов сделал вывод об атмос-
ферном происхождении газов термальных источников.
Анализируя закономерности размещения выходов термальных вод
на территории', в целом можно отметить, что источники связаны ис-
ключительно с гранитоидными интрузиями позднемезозойского — ран-
некайнозойского возраста. В районах, где нет молодых интрузий, от-
сутствуют и термальные источники.
Вероятно, основным фактором существования источников Сецеро-
Востока СССР являются неостывшие гранитоидные интрузий. Генезис
вод, видимо, разнообразен. Воды могут быть инфильтрационные поверх-
ностные, современные морские, седиментационные и др. Выяснение ге-
незиса вод каждого источника и разработка методов разведки! и эксплу-
атации с учетом их генетических особенностей являются задачей бли-
жайших лет.
Из перечисленных выше термо-минеральных источников новые дан-
ные в последние годы были получены по Тальским, Мотыклейским, Та-
ватумским и Чаплинским. Характеристика этих источников приводится
ниже. Сведения об остальных источниках
А. И. Калабина (1959, 1960).
содержатся
работах
Тальский источник (125). Тальский минеральный источник находит-
ся в верховьях р. Талой (левый приток р. Буюнды). Участок выхода ис-
точника расположен в сквозной долине ледникового происхождения, от-
крывающейся йа западе в современную долину р. Талой, а на востоке
в долину руч. Кривого. Абсолютная отметка выхода источника 774 м.
В I
I
Участок выхода термальных вод сложен осадочными отложениями
нижней и средней юры (рис. 31, 32). Вскрытые скважинами сланцы пред-
ставляют собой плотную, темно-серую, почти черную породу с мелкой
вкрапленностью сульфидов и большим количеством гидроокислов же-
леза. Сланцевая толща интрудирована пластовыми залежами андезитов
мощностью от 6 до 12 м. Сланцы и андезиты разбиты сложной системой
трещин, интенсивно брекчированы. Зона брекчирования пересекает уча-
сток выхода термальных вод в северо-восточном направлении, в сторону
долины руч. Буйного. Ширина зоны 60—80 м. Брекчии представляет со-
бой различного размера угловатые обломки глинистых сланцев и анде-
зитов, сцементированные кальцитом.
Коренные породы по долинам скрыты под аллювиальными и ледни-
ковыми отложениями четвертичного возраста мощностью от 4—5 до 15—
20 м. Это в основном гравийно-галечниковый и песчаный материал. На
термальной площадке эти отложения в верхней своей части весьма плот-
но сцементированы кремнеземом, выпадавшим из воды горячего источ-
ника. '
Водовыводящим каналом является, очевидно, разлом, прослежен-
ный по геофизическим данным и геотермическим наблюдениям от тер-
мальной площадки в юго-западном направлении. На его продолжении
в долине руч. Буйного отмечаются выходы радоновых источников с со-
держанием радона до 150 эман и газов, состоящих в основном из азота.
Минеральные воды Тальского источника имеют температуру 92,7° С.
Химический состав воды выражается формулой
ТЕРМАЛЬНЫЕ И МИНЕРАЛЬНЫЕ ВОДЫ
213
М (н9оз + СО з)49 CHI-50,10	H2S_2i6_4j2j H2SiO3-118-167.
(1\Э -f- I\J Уо
Реакция воды щелочная. Из микрокомпонентов в воде источника об-
наружены (влг/л): Li—-0,14, Pb — 0,01; Cs — 0,02; НВОг—1,9; TiO —
0,2. Кроме того, вводе источника содержатся Cr, Fe, Си, Ag, Zn, Ba, Be,
I I/ (ШШВ? l=k I	l===|7
I s' |<?	I ? \l1 |^° \fZ Iff® |/J
Рис. 31. Схематическая гидрогеологическая карта района Тальского
источника (по материалам П. А. Сопина, П. И. Лыгина и др.)
/ — четвертичные аллювиальные отложения (талые галечники, пески,
супеси, суглинки); 2 — четвертичные ледниковые отложения (талые ва-
лунно'Галечниковые отложения, суглинки); 3— верхнемеловые липариты
и их туфы, 4 — юрские отложения (глинистые сланцы); 5 — дайкн эф-
фузивных пород; 6 — разлом, выводящий термальные воды; 7 — разлом,
слабо обводненный холодными водами; 8 — тектонические нарушения
с невыясненными гидрогеологическими условиями; 9 —• зоны брекчи-
роваиня; 10— площадь проявления термальных вод (термальная пло-
щадка); П —холодные радоновые источники; 12 — скважина и ее но-
мер по первоисточнику; 13 — скважина эксплуатационная
Те, Мп (обнаружены спектральным анализом). Содержание в воде угле-
кислоты составляет 12—15 мг/л. Спонтанные газы представлены в основ-
ном азотом. Радиоактивность воды 5,5—7,3 эман. Физические и химиче-
ские свойства воды Тальского источника позволяют отнести ее к кремни-
стым, термальным водам (Иванов, Невраев, 1964).
Воды источника каптированы скважиной Центральная глубиной
162 м и используются курортом «Талая» для бальнеологических целей
и отопления курортного поселка. Эксплуатация термальных вод летом
осуществляется при их самоизливе. Потребление воды в этот период со-
ставляет 4,5—6,5 л!сек. Со второй половины сентября по вторую поло-
вину мая производится принудительный отбор термальных вод (откач-
214
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
ка). Средний дебит эксплуатационной скважины в этот период колеб-
лется в пределах 9—14 л/сек в зависимости от потребности в термаль-
ной воде курорта «Талая» (по данным наблюдений гидрогеологической
станции СВГУ за 1959—1969 гг.). Уровенный, температурный и химиче-
ский режим взаимосвязаны между собой и зависят в целом от режима
и интенсивности отбора термальных вод.
Температура термальных вод в период самоизлива колеблется от
90—92° С, в период принудительной откачки температура вод понижа-
ется по мере увеличения отбора, так как откачка производится эрлифтом.
Рис. 32. Гидрогеологический разрез по створу скважии 77,82 «Центральная», 79,78
(по П. И. Лыгииу)
1 — четвертичные отложения (галька, пески, супеси, суглинки); 2 — верхнемело-
вые липариты н их туфы; 3 — юрские глинистые сланцы; 4 — дайки эффузивных
пород; 5 — разлом, выводящий термальные воды; 6—уровень подземных вод,
7—изотермы горных пород (°C)
В январе — феврале, когда температура воздуха понижается до минус
30—35° С, происходит понижение температуры воды в эксплуатационной
скважине до 85—87° (рис. 33). Режимными наблюдениями гидрогеологи-
ческой станции установлено, что при существующем режиме эксплуата-
ции значительных изменений химического состава, свойств термальных
вод (в том числе бальнеологических), а также истощения естественных
ресурсов не наблюдается.
Терапевтические свойства тальской воды зависят главным образом
от наличия кремнезема, особенно в коллоидной форме, в сочетании с вы-
сокой температурой и щелочной реакцией. Среди термальных источни-
ков Советского Союза ближайшим аналогом Тальского источника по ве-
личине и характеру минерализации и температуре является источник
Кульдур, расположенный в Хабаровском крае. Формула химического со-
става этого источника имеет вид
Мо,з5 - — -7iSOj-R595127 F15 Т ° С 72> H2Si°3 - 0Л08-
Тальские термы с успехом используются для лечения ряда заболе-
ваний, в первую очередь органов движения, суставов, костей, мышц, су-
хожилий, позвоночника. Кроме того, тальской водой лечат заболевания
нервной системы (заболевания и последствия травм центральной нерв-
ной системы), гинекологические, сосудов, последствия воспалительных
процессов, кожные и урологические.
ТЕРМАЛЬНЫЕ И МИНЕРАЛЬНЫЕ ВОДЫ
215
Тальские воды показаны для
наружного применения в виде
различных ванн и орошений.
Температура воды при приеме
ванн не превышает 34—44° С. Во-
ды Тальского источника прини-
мают внутрь при гастритах. Ле-
чение минеральными ваннами
можно комбинировать с грязеле-
чением, для чего с успехом ис-
пользуется грязь оз. Щучьего.
Она представляет собой высоко-
дисперсный пресноводный ил си-
ликатно-карбонатного состава.
Удельный вес его (показатель
густоты) составляет 1,1—1,2.
Содержание сероводорода в кол-
лоидном комплексе составляет
'0,002—0,008%- Сумма органиче-
ских веществ 3,7—22,7%. Для
подогрева грязи используется
термальная вода источника. Гря-
зелечение с успехом проводится
при инфекционном полиартрите
и гинекологических заболева-
ниях.
Мотыклейские источники
(182). Площадь проявления тер-
мо-минеральных вод Мотыклей-
ского источника находится в раз-
вилке между реками Левый и
Правый Улукан и сложена эф-
фузивно-туфовыми образования-
ми нижнего мела. В восточной
части участка указанные поро-
ды имеют непосредственный вы-
ход на дневную поверхность,
а в северо-восточной прикрыты
чехлом четвертичных отложений
и вскрыты лишь скважинами
картировочного бурения (рис.
34). В составе эффузивно-туфо-
вой толщи преобладают андези-
ты, туфы андезитов, липариты и
их туфы. Породы разбиты верти-
кальными трещинами отдельно-
сти (столбчатая отдельность) и
Рис 33. Сводные совмещенные графики гид-
рометеорологических факторов и изменения
уровня, температуры, суммарного эксплуата-
ционного водоотбора, химического состава
подземных вод (по наблюдательной скважи-
не «Центральная»). Сплошными линиями по-
казаны величины водоотбора, температуры и
уровня, полученные в период откачки, пре-
рывистыми — в период самоизлива
216
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
многочисленными косыми и горизонтальными трещинами выветривания.
Нижнемеловые эффузивные образования прорваны интрузией гранодио-
ритов верхнемелового-палеогенового (?) возраста.
На площади проявления термальных вод в долине р. Улукан корен-
ные породы перекрыты рыхлыми четвертичными отложениями мощно-
стью от 6 до 26 м. Геофизическими и буровыми работами на площади
Рис. 34. Схематическая гидрогеологическая карта Мотыклейских источников (по материалам
Л. П. Батаева» Т. г. Шабарина и др.)
Четвертичные отложеиня (талые): / — современные аллювиальные, 2 — верхнечетверти«ные
аллювиальные; 3 — средне- верхнечетвертнчные озерно-аллювнальные; 4 — липариты и их туфы
нижнего мела; 5 — гранодиориты нижнего мела; 6 — установленный (а) и предполагаемый (о)
нормальный стратиграфический и интрузивный контакт; 7 — контур распространения зоны тек
тонических нарушений, обводненных термальными водами: 8 — источники минеральных вот
Лево-Улуканской группы с температурой до 25° С; 9 — то же, Право-Улуканской группы 10 —
скважина, вскрывшая термальные воды, температура вод на устье (цифры справа); // — группа
скважин, вскрывших термальные воды
проявления термальных вод установлена тектонически ослабленная зона.
В плане очертание зоны весьма сложное, простирание субширотное, па-
дение крутое (75—80°) на север. Ширина зоны в западной части ие пре-
вышает 100—150 м, на отдельных участках уменьшается до 40—80 м,
в восточной части она увеличивается до 250—300 м.
В пределах этой зоны наблюдается, как правило, несколько систем
трещиноватости пород; преобладает система трещин с углом падения
80—85°. Стенки трещин инкрустированы кальцитом, кварцем, иногда
альбитом.
В результате исследований, проведенных П. А. Сопиным, было выде-
лено три группы естественных выходов мотыклейских вод: Право-Улу-
ТЕРМАЛЬНЫЕ И МИНЕРАЛЬНЫЕ ВОДЫ
217
канская, Средне-Улуканская и Лево-Улуканская. Наиболее изучены в на-
стоящее время Право-Улуканская и Лево-Улуканская группы выходов.
Право-Улуканская группа расположена в 600 м выше слияния рек
Левый и Правый Улукан, на левобережной слабо выраженной первой
надпойменной аккумулятивной террасе р. Правый Улукан. Рыхлые от-
ложения на этом участке имеют мощность 8—16 м. Группа включает 25
естественных выходов минеральных вод, в той или иной степени охлаж-
денных и разбавленных пресными грунтовыми водами. Суммарная вели-
чина разгрузки минеральных вод в р. Правый Улукан, определенная ме-
тодом выноса хлора в феврале — мае 1965 г., составляет 12—20 л/сек.
Скважинами 1, 2, 3 вскрыты напорные воды, пьезометрический уро-
вень которых в центральной части участка устанавливается выше по-
верхности земли на 0,5—0,6 м. Температура воды в скважи-
нах составляет 25—27° С. По данным А. Ф. Огарева, Л. П. Батаева и*
других, проводивших режимные наблюдения в период 1961—1965 гг.,
колебания температуры воды в году составляют 0,5—0,8° С. Уровень
воды в скважинах остается практически постоянным. Лишь в периоды
сильных дождей он повышается на 0,12—0,13 м. Годовая амплитуда ко-
лебаний дебита скв. 1 при режиме самоизлива составляет 0,7 л/сек.
Из скв. 2 глубиной 63 м была проведена откачка в течение недели.
Дебит скважины при понижении 0,84 м составил 7,17 л/сек. В процессе
откачки минерализация воды уменьшилась на 129,5 мг)л, в том числе
содержание хлор-иона упало на 30,3 мг/л. Скв. 5 глубиной 422 м в усло-
виях полной изоляции от вод рыхлых отложений и трещинных вод верх-
ней зоны активной трещиноватости при максимальном понижении
уровня, равном 42 м, дала минеральную воду в количестве 1,93 л!сек.
Температура воды в процессе откачки повысилась от 30 до 33,8°, со-
держание хлора увеличилось на 305 мг/л, а общая минерализация на
317 мг!л, что связано, видимо, с поступлением минеральных вод с боль-
шой глубины. По данным эманосъемки, на участке Право-Улуканской
группы источников возможно наличие радоновых вод, которые могут
быть использованы в бальнеологических целях.
Средне-Улуканская группа выходов минеральных вод расположена
в среднем течении руч. Каменистого (см. рис. 34), в 1100—1200 м к за-
паду от Право-Улуканской группы источников. Выходы их здесь при-
урочены к руслам названного ручья и его правого притока. В группе'
фиксируется пять выходов минеральных вод с температурой в летний
период 10—18° С. Дебиты их колеблются от 0,6 до 2,Б л!сек. В геолого-
гидрогеологическом отношении Средне-Улуканская группа выходов ме-
нее изучена. На этом участке четвертичные отложения имеют мощность
12—17 м. Подстилающие их коренные породы, вскрытые скважинами
на 2—3 м, представлены сильно разрушенными гранодиоритами. Мине-
ральные воды, вскрытые скважинами в гранодиоритах, имеют темпера-
туру в пределах 17—22° С. Ориентировочный дебит скважин (по дан-
ным кратковременных прокачек) составляет 0,1—0,3 л!сек.
Лево-Улуканская группа источников в структурном отношении рас-
положена в зоне тектонического нарушения шириной до 100 м. (по дан-
ным картировочного бурения). Здесь отмечено шесть естественных вы-
ходов минеральных вод, расположенных в пойме и на первой надпой-
менной террасе с температурой в летний период 8—19,5° С. Величина
суммарной разгрузки вод в гидросеть составляет примерно 20 л!сек
(подсчитана по методу выноса хлора). Мощность аллювиальных от-
ложений на участке источников этой группы 18—20 м. Коренные по-
роды представлены гранодиоритами, которые до глубины 200—250 м
сильно разрушены.
218
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
На Лево-Улуканском участке скважинами 61-а, 58 и 58-а на глу-
бине 75—151 м вскрыты напорные термальные воды. Статический уро-
вень в скважинах установился на 3,3—3,8 м выше поверхности земли.
В феврале 1968 г. из скв. 61-а была проведена опытная откачка эрлиф-
том общей продолжительностью около 90 смен. На максимальном по-
нижении (9,3 м) дебит скважины составил 7,4 л!сек, а уровень воды
в скважинах 58 и 58-а понизился соответственно на 3,3 и 2,5 м.
Воды Мотыклейских источников бесцветные, не имеют запаха, об-
ладают горько-соленым вкусом. По химическому составу они отно-
сятся к хлоридному натриево-кальциевому типу. Общая минерализа-
ция колеблется в пределах 4,6—8,5 а/л. Соответственно содержание
хлоридов изменяется в пределах 2700—4400 мг/л, кальция 930—
1560 мг!л, натрия 559—1108 мг/л. Наиболее высокоминерализованные
воды (7,7—8,6 а/л) наблюдаются в Средне-Улуканской группе выходов.
За период 1945—1966 гг. химический состав вод Мотыклейских источ-
ников был близок к постоянному. По газовому составу мотыклейские
минеральные воды относятся к типу азотных терм. Содержание азота
составляет 90,75%, кислорода 8,35%, угольного ангидрита 0,7%, ме-
тана 0,2%. По классификации В. В. Иванова и Г. А. Невраева (1964)
это воды азотные, без специфических биологически активных компо-
нентов.
Содержание в воде Мотыклейских источников хлористого кальция
(около 70%), а также хлористого натрия обусловливает ее бальнеоло-
гическую ценность, в первую очередь как питьевой минеральной воды.
По заключению Центрального института курортологии и физиотерапии
мотыклейская минеральная вода может применяться для лечебно-питье-
вых целей при заболеваниях органов пищеварения (главным образом
при катарах желудка с пониженной кислотностью), органов движения,
периферической нервной системы и гинекологических заболеваниях.
Торфяная грязь, отобранная 10/VIII 1968 г. на участке Право-Улу-
канской группы Мотыклейских источников, имеет удельный вес 0,9—1,3,
сульфатно-гидрокарбонатный натриевый состав и минерализацию
0,69 г/л (по данным лаборатории Центрального института курортоло-
гии и физиотерапии). По заключению этого института торфяная грязь
на участке мотыклейских источников является лечебной.
Таватумские источники (136). Таватумские термо-минеральные ис-
точники расположены на побережье залива Шелихова Охотского моря,
в 12 км вверх по течению р. Таватум от ее устья, в 1,5—2 км северо-во-
сточнее пос. Таватум. Абсолютная отметка выхода источника 40—60 м.
Выходы вод сосредоточены у подножия левого крутого склона руч. Хок-
сичан (левый приток р. Таватум) и приурочены к мощной толще вул-
каногенных меловых пород, представленных дацитовыми и андезито-
выми порфиритами и их туфами. На участке выхода источников породы
интенсивно раздроблены и перемяты. Вулканогенные породы перекрыты
валунно-галечниковым материалом, слагающим дно долины руч. Хок-
сичан. Пойменные участки долины ручья во многих местах заторфо-
вапы. По данным А. А. Зеленкевича, полученным в 1962 г., Таватумский
источник представлен пятью отдельными группами выходов подземных
термо-минеральных вод.
Первая группа выходов расположена непосредственно на левом
крутом склоне долины ручья, приурочена к зияющим трещинам вулка-
ногенных пород и представлена тремя отдельными струями воды. Тем-
пература воды источников колеблется от 59,1 до 59,5° С. Суммарный
дебит этой группы выходов в апреле 1962 г. составил 4,5 л!сек. Здесь
же воды с температурой 57—60° С вскрыты разведочными скважинами
глубиной 125—150 м. Дебит скважин при самоизливе составил 5,5—
ТЕРМАЛЬНЫЕ И МИНЕРАЛЬНЫЕ ВОДЫ
219
8,7 л1сек. Статический уровень в скважинах установился на 6—-10 м
выше поверхности земли.
Вторая группа выходов, расположенная в 30 м вверх по долине
ручья и также приуроченная к тектонической трещине в левом корен-
ном склоне долины, представлена тремя отдельными струями воды
с температурой 57° С. Суммарный дебит второй группы выходов 8—
10 л/сек.
Третья группа выходов расположена в 25 м от первой и представ-
ляет собой четыре небольших озерка. Термальная вода этой группы
имеет наиболее высокую температуру (до 61°С). Здесь же наблюда-
ется наибольшее выделение газа. Дебит группы до 0,5 л!сек.
Четвертая группа выходов расположена в 45 м от первой и имеет
температуру 17,5° С. Суммарный дебит выходов группы 1,5—2 л/сек.
Отдельные струи группы закрыты осыпавшимися коренными породами
и, очевидно, в основном разгружаются в аллювий.
Пятая группа выходов расположена на правобережной надпоймен-
ной террасе руч. Хоксичан. Температура воды 25,5—31° С, общий дебит
до 2 л!сек. Эта группа выходов источника в паводковое время пол-
ностью перекрывается поверхностными водами.
Термальные воды первых четырех групп выходов образуют тер-
мальный ручей, впадающий в руч. Хоксичан. В русле термального
ручья наблюдается выделение пузырьков газа. Дно ручья покрыто тем-
но-зелеными термофильными водорослями. В местах непосредственных
выходов термальной воды наблюдаются мелкие кристаллы солей бе-
лого, желтого и малиново-красного цвета.
Суммарный дебит Таватумских источников составляет 16—19 л]сек,
химический состав вод выражается формулой
м ____________С196-99_______ „„	„	_
115,2—16 (Na + К) 50—55 Са 40—50 ’ n2OlU3	оо ОО.
Радиоактивность иоды незначительная—9,1 эман. Спонтанный газ
представлен азотом.
Минерализация воды Таватумских источников составляет 15—•
16 г/л, причем основная часть минерализации приходится на Алори-
стый кальций и хлористый натрий, что определяет фармакологические
и терапевтические свойства воды (наружное и внутреннее применение).
Бальнеологическая ценность вод источника возрастает благодаря при-
сутствию в воде брома. Кроме того, в воде источника в коллоидном со-
стоянии находится кремниевая кислота (до 65 лгг/л), которая обладает
высокой поверхностной активностью и селективной адсорбцией. Присут-
ствие в воде азота повышает бальнеологическое значение воды. Высо-
кая температура, значительная общая минерализация и большое содер-
жание кальция определяют ее исключительную ценность.
Вода Таватумских источников рекомендуется для лечения различ-
ных заболеваний суставов, позвоночника (нетуберкулезного характера),
болезней костей, мышц, сухожилий, заболеваний и последствий травм
периферической нервной системы, гинекологических и урологических за-
болеваний. Эта вода может быть использована для лечения в виде раз-
личных полосканий и ингаляций.
Чаплинские источники (71). Чаплинские источники расположены
в юго-восточной части Чукотского полуострова (на Чаплинском полу-
острове), в 60 км от наиболее крупного пос. Провидения, в долине
р. Ульхум, в 5 км от ее устья и в 3—4 км от берега Берингова пролива.
Наиболее древними породами, слагающими участок выходов ис-
точника, являются переслаивающиеся песчано-глинистые сланцы и из-
вестняки среднего-верхнего девона (икычурэнская свита). Известняки
220
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
сильно трещиноватые, слабо мраморизованы, трещины заполнены каль-
цитом. Эти отложения не имеют выходов на дневную поверхность. Они
вскрыты лишь картировочными скважинами. Выше по разрезу зале-
гают эффузивы нижнего мела (этелькуюмская свита), представленные-
андезитами, андезито-базальтами, андезито-дацитами и их туфами.
Осадочные и эффузивные образования повсеместно перекрыты суглини-
стыми песчано-гравийно-галечниковыми отложениями четвертичного
возраста, мощность которых достигает 66 м.
Геофизическими исследованиями (магнитометрией, электропрофи-
лированием и электрозондированием), а также бурением выявлена ос-
лабленная тектоническая зона, приуроченная к долине р. Ульхум. Про-
стирание зоны субширотное, мощность более 600 м, ширина на уча-
стке выходов источника 100—150 м. Основной канал, выводящий тер-
мальные воды источника на поверхность, расположен на правом бе-
регу р. Ульхум, в среднем ее течении. Он представляет собой серию
мелких тектонических зон. По данным В. В. Иванова и Г. Ю. Фейгина,
полученным в 1956 и 1968 гг., естественные выходы термальных вод
с температурой от 19 до 75° С территориально подразделяются на три
основные группы: Восточную, Западную и Дальнюю. Две группы — Во-
сточная и Западная (находятся на территории пионерлагеря) — яв-
ляются наиболее изученными.
Восточная группа включает три наиболее высокотемпературных
источника, которые выходят у основания второй надпойменной террасы
р. Ульхум. Температура воды источников достигает 72,5° С. Два источ-
ника этой группы имеют более низкую температуру (33—36°С). Сум-
марный дебит источников Восточной группы составляет 1,8 л/сек.
Западная группа находится в 200 м западнее Восточной и вклю-
чает более 20 выходов термальных вод. Большая часть источников этой
группы расположена на пойменной террасе р. Ульхум. Выходы тер-
мальных вод образуют небольшие водоемы различной глубины и фор-
мы. Вода в них несколько застаивается и охлаждается. Температура
воды источников Западной группы колеблется от 25 до 61° С. Суммар-
ный дебит их до 12,4 л!сек. Термальные воды всех выходов указанных
групп соединяются в один общий термальный ручей, который частично
питает купальный бассейн, частично вливается в р. Ульхум.
В 1,5 км к северо-западу от Западной группы выше по долине
р. Ульхум, на ее правом берегу, расположена Дальняя группа источ-
ников. В этой группе выделяется 11 мелких выходов термальных вод.
Температура воды источников различна и колеблется от 30,5 до 75° С.
Суммарный дебит источников этой группы 1,2 л!сек. Суммарный дебит
всех естественных выходов Чаплинского источника составляет 16,6 л!сек.
Рыхлые четвертичные отложения большой мощности, имеющие на
участке повсеместное распространение, аккумулируют термальные во-
ды и создают условия широкого рассеивания и разубоживания их за
счет смешения с инфильтрационными водами. Поэтому уровень, дебит
и температура термальных источников подчинены режиму поверхност-
ных вод и количеству выпадающих атмосферных осадков в годовом
цикле. В паводковые периоды (июнь — июль, сентябрь — октябрь)
температура термальных вод падает на 5—8° С, а расход увеличивается
в 1,5—2 раза. Однако минерализация термальных вод при этом изменя-
ется незначительно (на 1 г/л).
На участке Восточной и Западной групп проведенными гидрогеоло-
гическими работами выявлены локальные проявления термо-минераль-
ных вод, что хорошо видно на рис. 35. В центре выделенного участка
(скв. 16, 22, 23, 24) наблюдается максимальная температура (89,5—
94,6° С) и максимальная минерализация (17,5—20,1 г/л) термальных
ТЕРМАЛЬНЫЕ И МИНЕРАЛЬНЫЕ ВОДЫ
221
вод. Здесь же установлены наибольшие пьезометрические напоры
(33—54 м). При удалении от центра выделенного локального участка
температура термальных вод понижается до 35—40° С, пьезометриче-
ский напор падает до 12—14 м, а минерализация постепенно снижается
до 16,8—15,6 г/л. Дебит скважин, вскрывших термальные воды, по дан-
Рис. 35. Схематическая гидрогеологическая карта Чаплинских источников (по Г. Ю. Фейгину,
В. А. Воросдову)
Четвертичные отложения: 1— современные аллювиальные (галька, гравий, песок). 2 — совре-
менные делювиальные (глыбы, щебень, песок), 3 — верхиечетвертичные флювиогляциальные
(галечники, суглинки, супеси); 4 —разлом под четвертичными отложениями: 5 — контур рас-
пространения термальных вод; 6 — восходящий источник термальных вод; 7— группа восхо-
дящих источников термальных вод; € — скважииа и ее номер (слева), минерализация (числи-
тель) н температура воды (знаменатель); 9—изотермы (в °C); 10— изолинии минерализа-
ции (в г/Л)
ным опытных и пробных откачек, колеблется от 0,35 до 0,29 л/сек при
понижении 2,45—12,6 м. Режимными наблюдениями установлено, что
для центральной части месторождения температура и расход термаль-
ных вод практически постоянны. Колебания температуры за два года
наблюдений составляли 1,5—3,0° С, а расхода 0,04—0,06 л/сек.
По химическому составу термальные воды Чаплинских источников
хлоридные натриево-кальциевые с минерализацией 17—19 г/л. Содер-
жание хлора в воде составляет 11 г/л, кальция 2,5 г/л, натрия 4,4 г/л.
222
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
Содержание кремнекислоты 37,5—127,5 мг)л. Причем термальные воды
Восточной и Западной групп несколько отличаются по общей минера-
лизации и содержанию ряда характерных компонентов. Термальные
воды Западной группы имеют меньшие температуру, минерализацию и
содержание кремнекислоты. Содержание радона в воде составляет 7,3—
10,9 эман, содержание радия 9,3-Ю-12 г/л. В местах растекания Чаплин-
ских терм по галечниковым отложениям из них осаждаются в виде
тонких белых налетов и корочек солевые отложения. Анализ этих со-
лей, отобранных на источниках Дальней группы, следующий (в %):
СаО —8,28; СО3 — 16,6; Fe2O3 — 7,5; SO3 — 1,88; SiO2 — 63,9;
Н2О — 1,2.
Таким образом, воды Чаплинских источников по классификации
В. В. Иванова и Г. А. Невраева (1964) относятся к кремнистым азот-
ным термальным водам.
Этот источник издавна известен населению Чукотки. Однако ис-
пользование его в лечебных целях носило случайный характер и проис-
ходило в крайне примитивных условиях без медицинского надзора.
В 1954 г. Главсевморпуть построил на Чаплинских источниках пионер-
ский лагерь; для купания в летнее время сооружен небольшой откры-
тый водоем с термальной водой (30—50°C).
Помимо непосредственных выходов минеральных и термальных вод
на поверхности земли в последние годы на описываемой территории
установлены воды артезианских бассейнов, которые обладают ценными
свойствами (химический состав или температура). Прежде всего сюда
можно отнести воды неогенового водоносного комплекса Анадырского'
артезианского бассейна. Как указано выше, эти воды имеют минерали-
зацию от единиц до 20 г/л, хлоридный натриево-кальциевый или каль-
циево-натриевый состав и температуру около 30° С на глубине 1000 м.
По данным термометрических исследований в скважинах, в Анадыр-
ском артезианском бассейне существует нормальная геотермическая
ступень, равная 30—33 м. На основе этих данных можно предполагать,
что в наиболее погруженных частях бассейна, где мощность осадочного
чехла достигает 3000 м, могут быть вскрыты воды с температурой до
100° С и выше. Воды Анадырского артезианского бассейна, имеющие
состав, близкий к составу вод Мотыклейских и Чаплинских источников,
можно использовать в бальнеологических целях. Наличие термальных
вод вероятно и в других артезианских бассейнах (Марковском, Пен-
жинском, Хатырском, Ямском, Омсукчанском).
Большой бальнеологический интерес представляют подмерзлотные
воды высокой минерализации, залегающие на глубинах в несколько со-
тен метров. К ним прежде всего относятся подмерзлотные воды Каза-
чинского артезианского бассейна с минерализацией выше 50 г/л и хло-
ридным кальциево-натриевым составом. Бальнеологическую ценность
их повышает содержание растворенных брома и йода.
М. Н. Мельников указывает, что воды Казачкинского артезианского
бассейна успешно использовались в 1959 г. для лечения в Анадырской
больнице. В бальнеологических целях, вероятно, можно также исполь-
зовать воды Чаунского, Кухтуйского и других артезианских бассейнов.
Представляют интерес сероводородные воды Хатырского артезианского
бассейна. По данным В. Е. Глотова, содержание сероводорода здесь
в водах некоторых источников достигает 45 мг)л, температура воды до
5—6° С. Не исключено, что на глубине около 1000 м в этом бассейне
можно вскрыть воды с температурой 30—40° С, насыщенные сероводо-
родом.
Таким образом, на Северо-Востоке СССР имеются разнообразные
по минерализации, химическому составу и температуре подземные воды,
ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ КАК ПОИСКОВЫЙ КРИТЕРИИ НА ПОЛЕЗН. ИСКОП.
223
которые можно использовать как в бальнеологических целях, так и для
теплофикации. На ближайшее десятилетие наибольший практический
интерес представляют воды термальных источников, для эксплуатации
которых не требуется бурение глубоких скважин. Высокая темпера-
тура большей части источников Северо-Востока, стабильность дебита
и химического состава в многолетнем разрезе свидетельствуют об их
значительных ресурсах.
Однако в настоящее время возможности использования их ограни-
чены вследствие удаленности большинства источников от населенных
пунктов. Освоен и планомерно используется лишь Тальский источник
(как тепловые ресурсы и в бальнеологических целях), на базе которого
функционирует большой курорт краевого значения и создано теплично-
парниковое хозяйство. Частично используются Чаплинские источники
(в летнее время пионерским лагерем). Местным населением в лечеб-
ных целях используются также воды Таватумского источника, где име-
ется несколько проточных примитивных ванн. На базе Мотыклейских
источников планируется строительство санатория на 400 мест.
ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ КАК ПОИСКОВЫЙ КРИТЕРИЙ
НА ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ
Первые попытки применения гидрогеохимического метода поисков
месторождений полезных ископаемых в условиях Северо-Востока СССР
были предприняты Северо-Восточным геологическим управлением
в конце пятидесятых годов, когда наряду с поисками и разведкой рос-
сыпей золота геологоразведочные работы стали все более широко про-
водиться на рудные месторождения золота, олова, ртути и других метал-
лических полезных ископаемых.
Вначале гидрогеохимические исследования в ряде районов бассей-
на р. Колымы носили исключительно опытно-методический характер,
т. е. основной задачей их являлось установление поисковых критериев
рудной минерализации в различных геологоструктурных и мерзлотно-
гидрогеологических условиях (Зуев, 1964). К настоящему времени гид-
рогеохимический метод поисков рудных месторождений применяется
в более широких масштабах, хотя он еще не вышел из стадии опытно-
методических разработок.
В последние годы (начиная с 1965—1966 гг.) разрабатывается так-
же гидрогеохимический метод оценки перспектив нефтегазоносности и
поисков возможных нефтегазоносных структур (Глотов, Костылев,
Москвин, 1969).
Проведенные опытные работы показали возможность применения
гидрогеохимического метода для поисков и оценки перспектив руд-
ных месторождений металлических полезных ископаемых (золото, оло-
во и др.) и месторождений нефти и газа в условиях Северо-Востока.
Рудные месторождения *. В условиях повсеместного развития мерз-
лой зоны большой мощности (100—200 м и более) объектами гидрогео-
химического опробования являются большей частью воды сезонно-та-
лого слоя и поверхностные водотоки и водоемы (ручьи, реки, озера).
При проведении первых опытных работ (Г. С. Глазырин и др.) помимо
определения общих показателей химического состава вод устанавлива-
лось содержание суммы тяжелых металлов (Cu + Pb+Zn) калориметри-
ческим методом с помощью дитизона. В дальнейшем эта методика поч-
ти не применялась, так как был внедрен метод ВИТР — ЛТП (соосаж-
дение большого числа микрокомпонентов с сульфидом кадмия с после-
дующим их определением в концентратах спектральным методом), ко-
* Раздел написан Д. В. Ефимовой.
224
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
торый нашел более широкое применение. Метод ВИТР — ЛТИ был ап-
робирован при гидрогеохимических поисках в ряде районов Северо-Во-
стока на площадях развития палеозойских терригенно-карбонатных по-
род, вулканогенно-осадочных пород верхнеюрского — нижнемелового
возраста и эффузивных пород мелового возраста в пределах Охотско-
Чукотского вулканогенного пояса и др.
В 1959 г. были проведены (Г. С. Глазыриным и др.) гидрогеохими-
ческие исследования на площади 39,5 тыс. км2 в бассейне р. Колымы
(на участке между устьями рек Бохапчи и Лабуи). Этот обширный
район перспективен в отношении месторождений золота, олова и воль-
фрама. Здесь распространены различные по литологическому составу
и возрасту породы, начиная от протерозоя до современных образований.
Преимущественным распространением на исследованной площади поль-
зуются гидрокарбоиатные воды, реже встречаются гидрокарбонатно-хло-
ридные. Последние приурочены к участкам распространения пород
мезо-кайнозойского чехла Колымского массива, четвертичным и неоге-
новым отложениям Сеймчано-Буюндинской впадииы, к допалеозойским
и палеозойским породам Приколымского массива (правобережье р. Ко-
лымы). Гидрокарбоиатные воды характеризуются широким диапазоном
величины минерализации (от 40 до 500 мг/л, но чаще от 50 до
200 мг/л), величиной pH от 5,6 до 7,6, содержанием сульфат-иона от
2—4 до 10—12 мг!л. Гидрокарбоиатные воды являются фоновыми для
исследованной территории. Аномальные воды, связанные с проявлением
рудной минерализации, развиты в пределах таких структур Яно-Колым-
ской складчатой зоны, как Инъяли-Дебинский синклинорий и Аян-Урях-
ский антиклинорий. Они имеют сульфатный и гидрокарбонатно-сульфат-
иый состав, минерализацию не менее 100 лтг/л (в отдельных случаях
до 816—926 мг/л), содержание сульфатов от 20—30 до 400 мг/л (чаще
40—120 мг!л), pH 4,0—6,6. Сумма металлов составляет чаще всего
25—50 мкг)л, достигая 200 мкг)л.
На площади Омолонского массива (верховья рек Джельты, Хивач
и Коаргычан), где наибольшим распространением пользуются кристал-
лические породы архея, а также нижнепалеозойские интрузивные обра-
зования, верхиедевонские эффузивы и карбонатные образования перми
(с последними связано полиметаллическое оруденение скарнового ти-
па), по данным А. Я- Тузовой (1961), наиболее широко развиты два
типа вод — гидрокарбоиатные кальциевые и сульфатные натриевые
с минерализацией от 50 до 300 мг)л. Нормальный гидрогеохимический
фои по содержанию суммы металлов составляет 2—5 мкг/л, на участ-
ках проявления сульфидной минерализации контрастность аномалий
для поверхностных вод составляет от 5 до 20 мкг!л, а в пробах, отоб-
ранных из поверхностных горных выработок на участках вскрытия руд-
ных тел, 400 мкг! л. Содержание сульфат-иона в аномальных водах до-
стигает 120 мг!л, pH составляет 4,0.
Мезозойские структуры изучены более детально. Гидрогеохимиче-
ские съемки были проведены в центральной части Анюйской складча-
той зоны и в Олойском прогибе. В районе правобережной части бас-
сейна р. Малого Анюя Г. С. Глазыриным в 1961 г. проводилась гидро-
геохимическая съемка на площади 1200 км2. В орографическом отно-
шении район расположен в юго-восточной части Анюйского низкогорья
и сложен флишоидными образования триасового возраста. Фоновые
воды хлоридно-гидрокарбонатного состава имеют минерализацию 20—
30 мг/л, содержание сульфатов от следов до 2—4 мг)л (чаще сульфаты
отсутствуют) и сумму металлов не более 10 мгк)л. Ореольные воды име-
ют в основном сульфатно-гидрокарбонатный состав с общей минера-
.лизацией 20—50 мг/л и содержанием сульфатов в пределах 2—10л«г/л,
ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ КАК ПОИСКОВЫЙ КРИТЕРИИ НА ПОЛЕЗН. ИСКОП.
225
реже 16 мг/л. Сумма металлов также не превышает 10 мкг)л. Ано-
мальные воды представлены главным образом хлоридно-сульфатными
с общей минерализацией 45—50 мг/л, иногда достигающей 160 мг/л, со-
держанием сульфатов более 16—20 мг/л и суммой металлов 10—
20 мкг/л и более В пробах, отобранных из разведочных канав, минера-
лизация достигает 1044—2476 мг/л при сульфатности 600—800 мг/л.
Спектральным анализом в рудных водах обнаружены (в г/л): РЬ и Си
от 3,3-10-4 до 1-Ю-5, Zn от 3,3-Ю-з до 4,8-10~4.
В 1964—1965 гг. под руководством В. Т. Никитиной проводились
гидрогеохимические поиски в комплексе с гидрогеологической съемкой
в бассейне р. Большой Анюй. Данная территория относится к восточной
части Олойского прогиба и сложена молассовыми и вулканогенно-оса-
дочными образованиями верхней юры — нижнего мела, а также магма-
тическими образованиями (гипербазитами, габброидами и гранитоидами)
мелового возраста. В районе имеются рудопроявления золота и поли-
металлов Для золоторудной минерализации характерными элементами-
спутниками являются Си, Pb, Zn, Ag, As. Воды преимущественно хло-
ридно-гидрокарбонатные с минерализацией 40—150 мг/л, но имеются
участки вод, приуроченные к зонам оруденения, с сульфатным составом.
Содержание сульфатов в них достигает 40 мг/л. Из микрокомпонентов
в водах часто встречаются Zn, Ag, Pb, Sn, Cr, Ni, Zr, редко — Co,
Sb, As, Ni, W. Фон определен для основных элементов-спутников зо-
лота и составляет (в мкг/л): Си— 1; Zn — 11; Ag — 0,2; Со, Pb, Sb —
следы. Контрастность аномалий в районе для Си достигает 200, Zn —
15, Ag — 10
Гидрогеохимическая съемка проводилась также в 1966 г. Э. Я. Ло-
гиновой на правобережье нижнего течения р. Омолон, в центральной ча-
сти Олойского прогиба, выполненной вулканогенно-осадочными обра-
зованиями верхнеюрского—нижнемелового возраста, с которыми свя-
заны золоторудные и полиметаллические рудопроявления. Данный
район занимает северо-восточную окраину Юкагирского плоскогорья и
представляет собой низкогорье с абсолютными отметками не более
700 м. Воды района по химическому составу в большинстве своем хло-
ридно-гидрокарбонатные с минерализацией порядка 30 мг/л, но выяв-
лены воды и сульфатного состава, минерализация которых достигает
330 мг/л. Аномальные воды распространены на тех участках, где обна-
ружены повышенные содержания таких микрокомпонентов, как Ag, Си,
Pb, Zn, Sb, As. Широко распространенными микрокомпонентами в во-
дах являются Си, Pb, Ag, Zn, Ni, Cr, Zr, Sn, реже встречаются Ga, Co,
Ba, Sb, Mo (30—60%), исключительно редки As, W, Bi, Au (единичные
пробы). Для наиболее часто встречающихся микрокомпонентов опреде-
лен фон района, который составляет: Си и Zn — 10 мкг/л, РЬ—3 мкг/л,
Ag — 0,2 мкг/л, Ni — 0,005%, Cr — 0,008%. Фон для Sn, Zr, Ba,
Ga, Mo не превышает следов. На участке рудопроявления золо-
та в аномальных водах в ассоциации с золотом (следы) обнаружены (в
мкг/л)  As — 100, Sb — 8—25, Си — 20—40, Pb — 10—30, Ag — 0,3—0,4,
Zn — 15 На участке сульфидной минерализации ассоциация микроком-
понентов с аномальными содержаниями представлена As, Ag, Pb, Си,
Zn, Sb
Чаунская складчатая зона изучена только в западной ее части.
Здесь в период 1964—1966 гг. проводил исследования И. Б Абрамов
на участках развития золото-серебряной, оловорудной и ртутной минера-
лизации Эта территория сложена в основном флишоидными толщами
верхнего триаса, локально перекрытыми эффузивами мелового возра-
ста. Небольшое распространение имеют интрузивные образования (гра-
нитоиды) мелового возраста. Данные исследований приводятся по каж-
226
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
дому участку отдельно, так как микрокомпонентный состав вод имеет
свои специфические особенности для каждого типа минерализации.
Золото-серебряное оруденение, расположенное в среднем течении
р. Пегтымель (на ее левобережье), представлено тремя различными ми-
неральными типами рудных тел жильного и прожилково-вкрапленного
характера: арсенопиритовым, золото-пираргиритовым и антимонито-
вым. Главные рудные минералы — арсенопирит, пирит, марказит, ан-
тимонит. В пределах рудной зоны распространены аномальные воды
(рис. 36) сульфатно-хлоридного и хлоридно-сульфатного состава. Су-
хой остаток в них составляет от 42—47 мг/л до 62 мг/л, pH 4,0—4,2,
содержание сульфатов от 16 до 24 мг/л. Этот участок окаймляется по-
лосой ореольных вод преимущественно гидрокарбонатно-хлоридного со-
става с сухим остатком 34—39 мг/л, содержанием сульфат-иона не бо-
лее 6—10 мг/л и pH от 5,5 до 6,4. Замечено, что на участках, где име-
ется разветвленная речная сеть, хлор-ион часто заменяется гидрокарбо-
нат-ионом, но воды имеют повышенную минерализацию и содержат
сульфаты. Они также отнесены к ореольным водам. Фоновыми явля-
ются воды хлоридно-гидрокарбонатного состава, распространенные на
значительной площади к северу от зоны оруденения, куда направлен
сток большинства водотоков. На участках вблизи рудного поля и зон
разломов фоновые воды имеют относительно повышенную минерали-
зацию (33—36 мг/л), но в них отсутствуют сульфаты, содержание хло-
ридов низкое (18—19%), pH 7,0—7,4. В направлении стока минерали-
зация вод уменьшается до 25 мг/л и даже до 17 мг/л, состав остается
хлоридно-гидрокарбонатным натриевым. В концентратах обнаружены
повышенные содержания Ag, Sb, As, Си, Pb, Zn, сосредоточенные на
участке рудной зоны. Данные о встречаемости, фоновых и аномальных
содержаниях микрокомпонентов приведены в табл. 43.
Таблица 13
Встречаемость, фоновые и аномальные содержания микрокомпонентов
в поверхностных водах района золото-серебряного рудопроявления
в бассейне р. Пегтымель
Характеристики	Микрокомпоненты							
	Ag	Sb	As	Си	РЬ	N1	Zn	Sn
Встречаемость, % . . .	71	5,9	20	100	34	85	97	23
Пределы встреченных содержаний, мкг/л . .	0,05—4	5—20	5—70	1—10	1—3	1—20	8—100	2—3
Фон, мкг! л		0,05—0,1	Не опр.	5-8	3	1	1,7	25	1
Повышенные содержа- ния, мкг1л		0,2—0,3	10	10	4,5	3	13	40	2
Таким образом, установлены основные поисковые признаки для зо-
лоторудного типа минерализации: наличие главных элементов-спутни-
ков золота — Ag, Sb, As, Pb; наличие аномальных вод сульфатно-
хлоридного и хлоридно-сульфатного состава с повышенной минерализа-
цией и низкими значениями pH (4,0—4,2).
Рудопроявления олова, расположенные на левобережье р. Пегты-
мель, представлены минерализованными зонами сульфидного состава
и кварц-касситеритовыми жилами.
Наиболее характерными элементами данного типа минерализации
являются Sn, Ag, Pb, As. Изучение химического состава вод показало,
Рис. 36 Схематическая гидрохи-
мическая карта района золото-
серебряного оруденения в бас-
сейне р Пегтымель (по мате-
риалам И. Б. Абрамова)
Содержания микрокомпоненгов
в водах (мкг/л) 1 — аиомаль
ные, 2 — повышенные, хнмичес
кнй состав поверхностных вод
3 — хлоридно сульфатный 4 —
гидрокарбонатно хлоридный, 5 —
хлоридно гидрокарбонатный
Пункт отбора проб воды 6 —
на соосажденне 7 — на сокра
щенный хнмиче-ский анализ и
номер пробы 8 — участки раз
вития кварцевых прожилков и
метасоматических пород свкрап
ленностью сульфидных минера
лов, 9 — геологические границы
10^ границы вод различного
химического состава //—текто
ннческие нарушения (а — уста
новленные, б—предполагаемые)
/2 —возраст вмещающих пород
228
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
что на участках, где развиты зоны оруденения, распространены воды
сульфатно-гидрокарбонатного и хлоридно-сульфатного состава с сухим
остатком около 30 мг)л, pH 5,0—5,9 и содержанием сульфатов 7—
12 мг/л. На остальной территории воды гидрокарбонатного и хлоридно-
гидрокарбонатного состава, слабо кислые, с сухим остатком 25—
30 мг/л и содержанием сульфатов в пределах 2—8 мг/л. Коэффициент
SO
—для вод рудной зоны составляет 1,1—1,5, для остальной терри-
тории чаще 0,3—0,7. Спектральным анализом в пробах концентратов
обнаружены 32 микрокомпонента, из которых поисковое значение для
данного типа руд имеют Sn, Pb, Ag, Си, Zn. Все перечисленные мик-
рокомпоненты имеют встречаемость 100% • Фон района составляет для
Sn, Ag — следы; РЬ — 1,8 мкг/л\ Си — 2,2 мкг)л-, Zn — 14 мкг)л. Контра-
стность аномалий невысокая (3—4 для большинства микрокомпонен-
тов). Аномальные содержания олова составляют 0,001—0,005%. Микро-
компонентный состав аномалий на участках дренирования осадочных и
интрузивных пород различается. В первом случае поисковая ассоциация
представлена Sn, Pb, Ag, Си, Zn. На площади развития интрузивных по-
род аномальные содержания образуют только Sn и Zn.
Рудопроявления ртути. Исследования проводились в районе место-
рождения, расположенного в бассейне р. Паляваам. Тип оруденения
кварц-киноварный, характерными элементами для него являются Hg,
As, Со, Ag, Pb (Бабкин и др., 1967). Поверхностные воды района по
химическому составу являются гидрокарбонатными натриевыми с ми-
нерализацией 20—36 мг/л, содержанием сульфат-иона не более 1—4
мг!л и pH 6,4—6,6. Рудные воды имеют гидрокарбонатный кальциевый
состав, минерализацию 80 мг/л и pH 4,0—5,6. В концентратах обнару-
жено 38 микрокомпонентов, из них наиболее широко распространены
Си, Zn, Ag, Pb, Sb. Расчет фона для них производился с помощью ва-
риационных кривых, для остальных микрокомпонентов — по величине
наибольшей встречаемости. Фон составляет (в мкг/л): Си — 14; Zn —
30; Ag •—0,05; Pb — 2,8; Sb — 7,5. Как видим, фоновые содержания
в районе для таких микрокомпонентов, как Си, РЬ и Sb более высокие,
чем на участках золото-серебряной и оловорудной минерализации. Ча-
сто встречаются в водах и такие микрокомпоненты, как Ti, Cr, Sr, Zr,
Ni, V, Sc, Sn. Их фон составляет (в %): Ni —
5-10~3—1-Ю"2, Sn—(1—5)-10~3, Ti — 5-10-2, для остальных (V, Ga,
Со, Mo, TI, Cr, Zr) не превышает следов. В водах на участке дрениро-
вания рудного поля аномальные содержания имеют Си, Pb, Ag, V, Zn,
Sb, Cr, Ti, TI, Zr, Mo. Наиболее четкие ореолы образуют Си, V, Ag, Sb,
однако ни один из наиболее характерных для данного типа руд микро-
компонентов не образует резко выраженных аномалий, a Ti, Zr, Mo
встречаются в повышенных содержаниях в одной — четырех пробах. Со-
держания такого характерного для данного типа руд элемента, как Со,
не превышают фона на участке рудного поля, Hg обнаружена в одной
пробе (содержание 1 мкг!л). Наличие столь широкого диапазона микро-
компонентов с аномальными и повышенными содержаниями весьма за-
трудняет расшифровку выявленнной аномалии, что снижает ценность
данного метода при поисках ртути. Проведенное одновременно с гидро-
геохимическим донное опробование дает лучшие результаты. На лито-
химическом профиле (рис. 37) видно, что ниже участка рудного поля
по течению в донных отложениях появляется устойчивый ореол рассея-
ния Hg и повышенные содержания Ag, Со, V.
Химический состав вод, дренирующих эффузивные образования
Охотско-Чукотского вулканогенного пояса, изучался в пределах только
одной структуры — Паляваамской синклинальной зоны (Центральная
ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ КАК ПОИСКОВЫЙ КРИТЕРИИ НА ПОЛЕЗН. ИСКОП.
229
Чукотка). Д. В. Ефимовой проводились гидрохимические исследования
в 1967—1968 гг. в районе одного ртутного месторождения и гидрогеохи-
Нидрохимический профиль
Вес °/о Ванадий
ЛитохимичРСКий профиль
Вес °/о Ванадии
Z? дароооооооооох
оооо-------------
Рис. 37. Гидрохимический и литохимический профили через участок ртутного
месторождения в бассейне р. Паляваам (по Д. В. Ефимовой, 1970)
1 — осадочные породы; 2 — эффузивные образования, 3 — гранитоиды, 4 — тек-
тонические нарушения, 5 — геологические границы, 6 — пункты отбора проб
на соосаждение; 7 —графики содержания микрокомпоиентов, 8—контур руд-
ного поля, 9 — направление течения водного потока
мическое опробование в комплексе с геологосъемочными работами
в бассейне р. Юрумкувеем. Для данного района в целом характерно
наличие ртутной минерализации. Результаты опытных работ, прове-
230
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
денных в районе ртутного месторождения, служили критерием оценки
гидрогеохимических аномалий на исследованной площади в пределах
данной структуры.
Район ртутного месторождения сложен липаритами, дацитами и
их туфами, интенсивно измененными гидротермальными процессами.
Из рудных минералов характерны киноварь, пирит, марказит, реже
встречаются антимонит, метациннабарит. Речная сеть в районе слабо

I ° к
Рис. 38. Схематическая гидрохимическая карта района ртутного месторождения
в Охотско-Чукотском вулканогенном поясе (по материалам Д. В. Ефимовой)
Содержания микрокомпонентов в водах (в мкг/л): 1—аномальные, 2— фоновые
химический состав вод: 3 — гндрокарбонатный, 4 — сульфатный, 5 — смешанный,
6 — пункты отбора проб на сокращенный химический анализ; 7 —граница пред
полагаемого распространения вод различного химического состава; 8 — разломы
(а — установленные, б — предполагаемые); 9— контур карьерного поля; 10 — уча
сткн рудопроявленнй
развита, русла водотоков большей частью сухие. Опробованию подвер-
галось значительное количество поверхностных горных выработок, в ко-
торых скопились надмерзлотные воды. По химическому составу среди
вод исследованной площади выделяются гидрокарбоиатные, сульфат-
ные и воды сложного состава (рис. 38). Фоновыми являются воды
гидрокарбонатного состава, аномальными — сульфатные кислые воды,
которые формируются в границах дренирования зон оруденения и ха-
рактеризуются наиболее высоким содержанием сульфат-иона (от
25 мг/л в устьях ручьев до 75 мг/л и более на участках,
зон минерализаций). pH вод соответственно изменяется от 4,5—
4,8 на участках, удаленных от зон оруденения, до 4,0 и менее
в пределах зоны рудных вод. Сульфатные воды имеют по-
вышенную минерализацию (от 45 до 612 мг!л). Воды, скапливающиеся
в карьере, имеют повышенную жесткость (27 мг-экв) при средних зна-
ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ КАК ПОИСКОВЫЙ КРИТЕРИИ НА ПОЛЕЗН. ИСКОП.
231
чениях 1,2—3,0 мг-экв на остальной площади распространения суль-
фатных вод, а также повышенное содержание общего железа (525 мг/л)
при фоне 0,1—0,3 мг/л. Содержание свободной углекислоты в водах
карьера определить не удалось. На площади развития сульфатных вод
ее содержание составляет от 48 до 78 мг)л. Ореольные воды имеют
сложный анионный состав (гидрокарбонатно-хлоридный, хлоридно-гид-
рокарбонатный, хлоридно-сульфатный), содержание сульфатов от 2 до
26 мг!л, минерализацию преимущественно 18—27 мг!л и pH 5,7—6,0.
В водах обнаружено 38 микрокомпонентов, из них широко рас-
пространены Sc, Ti, Cr, V, Мп, Со, Ni, Си, Zn, Ga, J, Zr, Mo, Ag,
Ba, Yb, TI, Pb, Sr,довольно часто встречается Sb, редко встречаются
Hg, As, Au. Наибольшее обогащение вод микрокомпонентами происхо-
дит на участках, где имеются зоны минерализации (см. рис. 38). Здесь
в ассоциации с Hg, As, Au в повышенных количествах обнаружены
сурьма, медь, цинк, свинец, кобальт, серебро. Соотношение фоновых и
аномальных содержаний микрокомпонентов дано в табл. 44.
Таблица 44
Фоновые и аномальные содержания микрокомпонентов в водах района
одного ртутного месторождения и в водах бассейна р. Юрумкувеем
Район исследования	Фон района, мкг/л						Аномальные содержания, мкг/л					
	Си	РЬ	Zn	Sb	Co	Ag	Си	РЬ	Zn	Sb	Со	Ag
Район ртутного месторождения	3	1,8	25	2,5	8	0,1	10	4	50	25	24	0,2
Бассейн р. Юрум- кувеем ....	3,5	2,1	10,3	9,5	7—8	0,17	21	14	65	76	Не	2,5
											опр.	
На участке рудного поля в отдельных пробах в присутствии ртути
обнаружено до шести микрокомпонентов с аномальными содержаниями
(Sb, Си, Zn, Pb, Со, Т1). Главными элементами-индикаторами ртутной
минерализации служат Hg, Sb, As, Си, Pb, Со (Бабкин и др., 1967).
Воды в пределах распространения зон минерализаций имеют сульфат-
ный состав (содержание сульфат-иона от 40 мкг/л и выше), низкие зна-
чения pH (<4,0) и повышенную минерализацию (от 118 до 620 мг[л).
Совокупность перечисленных поисковых признаков при специфическом
микрокомпонентном составе вод является достаточным условием для
выявления минерализации.
Район исследования в бассейне р. Юрумкувеем сложен вулкани-
тами мелового возраста, их излившимися аналогами и рыхлыми чет-
вертичными образованиями мощностью до 60 м, среди которых преоб-
ладают отложения конусов выноса и пролювиальных шлейфов. Широко
развитые в районе разрывные нарушения сопровождаются гидротер-
мальными изменениями пород на участках протяженностью до 2 км.
На исследованной площади распространены гидрокарбонатно-хло-
ридные натриевые воды с минерализацией от 13 до 26 мг!л и pH
6,1—6,7. На участках измененных пород минерализация равна 20—
26 мг/л, в составе катионов преобладает кальций. Аномальные воды
сульфатного кальциевого состава с минерализацией 37 мг!л и pH 5,6
выявлены на площади развития сильно ожелезненных пород. Воды со-
держат трехвалентное железо, содержание сульфатов составляет
16 мг!л. Концентраты исследовались на И элементов: Си, Zn, Со, Sb,
232
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
Hg, Ag, Pb, Ga, W, As, Mo. В водах обнаружены все определявшиеся
микрокомпоненты, причем повсеместно распространены Pb, Sb, Ag,
Zn, Си, в большинстве проб встречается Мо, часто встречаются Ga, Со
и Hg, редко W и As. Содержания Мо не превышают 1 мкг!л (фон), Ga
преимущественно менее 1 мкг!л, W — 8—10 мкг/л, As — 90 мкг]л. Орео-
лы рассеяния ртути невелики (обычно не превышают 500 .я), содержа-
ние ее в водах резко падает (от 4 до 1 мкг!л на расстоянии 300 лг).
В ассоциации с ртутью на участке дренирования зон тектонических
нарушений аномальные содержания имеют Pb, Ag, Sb, Со, Ga, иногда
присутствуют Си, Zn. Выявленный комплекс микрокомпонентов соот-
ветствует ртутному типу минерализации для данного района. При-
сутствие в водах молибдена и вольфрама может быть связано с дру-
гим типом минерализации (вольфрамово-сурьмяной, золоторудной).
Таким образом, на площади распространения эффузивных пород для
поисков ртути может с успехом применяться гидрохимический метод.
Как видно из изложенного, гидрохимический метод поисков руд-
ных месторождений на территории Северо-Востока проведен во многих
районах как на площади развития .древних допалеозойских отложений,
так и в пределах Охотско-Чукотского вулканогенного пояса. Резуль-
таты исследований показали, что объектами изучения могут служить
воды сезонноталого слоя и поверхностные воды мелких водотоков,
имеющие практически одинаковый химический состав и минерализацию.
Зоны минерализаций могут быть выявлены по основным показателям
химического состава воды с привлечением данных о содержании тяже-
лых металлов в них, легко получаемых калориметрическим методом
(соосаждение с дитизоном). Как правило, участки оруденения харак-
теризуются наличием аномальных вод, имеющих повышенную минера-
лизацию, сульфатио-хлоридный или хлоридно-сульфатный состав и низ-
кие значения pH. Этот метод позволяет выявлять участки рудопрояв-
лений без установления типа минерализации. Качественную характе-
ристику участков аномалий можно получить с помощью метода соо-
саждения микрокомпонентов с сульфидом кадмия. Этот метод дает по-
ложительные результаты при поисках золота, олова, полиметаллов,
ртути. Количество выявленных в водах микрокомпонентов достигает 40.
Из них широко распространены Си, Zn, Ag, Pb, Ni, Cr, Zr, Sn, Sb,
Ga. Co, Ba, Mo, Ti, T1 и др. Наиболее редки в водах As, Hg, W, Bi, Au,
Nb.
Так как гидрогеохимические исследования в основном имели опыт-
ный характер, т. е. проводились на участках известных месторождений
или рудопроявлений, то установленный фон является, видимо, завышен-
ным в некоторых случаях (табл. 45).
Так, фоновые содержания меди чаще всего составляют 3—3,5 мкг/л,
повышаясь на отдельных участках до 10—14 мкг!л. Свинец имеет фон
в пределах 1,8—3,0 мкг/л. Цинк характеризуется неустойчивым фоном:
в районах месторождений ртути и серебра фон его составляет 25—
30 мкг!л, на других участках чаще около 10 мкг/л. Серебро характери-
зуется довольно постоянными значениями фонового содержания (0,1—
0,2 мкг/л). Фоновые содержания кобальта и сурьмы в некоторых слу-
чаях не превышают следов, в то время как на других объектах они до-
стигают 7—9 мкг!л. Олово имеет низкий фон (в большинстве случаев
следы).
Наличие в водах повышенных или аномальных содержаний микро-
компонентов приурочено обычно к участкам залегания рудных тел.
Каждый тип минерализации характеризуется определенной ассоциацией
микрокомпонентов с аномальными содержаниями. Таким образом, нали-
чие водных ореолов рассеяния с определенной ассоциацией микроком-
ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ КАК ПОИСКОВЫЙ КРИТЕРИИ НА ПОЛЕЗН. ИСКОП.
233
Таблица 45
Фоновые содержания (в мкг'л) наиболее широко распространенных микрокомпоиеитов
в водах исследованных районов
Район исследования	Си	РЬ	Zn	Ag	Со	Sb	Sn
Район одного ртутного месторождения (Охот- ско-Чукотский вулка- ногенный пояс) . . .	3	1,8	25	0,1	8	2,5	Не опр.
Бассейн р. Юрумкувеем	3,5	2,1	10,3	0,17	7—8	9,5	
Бассейн р. Большой . Анюй		1	Следы	11	0,2	Следы	Следы	
Бассейн р. Омолон . . .	10	3	10	0,2	Не опр.	Не опр.	Следы
Бассейн р. Пегтымель (золото-серебряное рудопроявление) . .	3	1	25	0,05—0,1			1
Бассейн р. Пегтымель (рудопроявления оло- ва) 		2,2	1,8	14	Следы			Следы
Бассейн р. Паляваам (месторождение рту- ти) 		14	2,8	30	0,05	Следы	7,5	0,001—0,005*
* Фоновое содержание олова в вес. »<,
понентов, повышенная минерализация и сульфатность вод при низких
значениях pH на этих участках позволяют дать оценку перспективности
исследованной территории, а в большинстве случаев определить и тип
минерализации.
Нефть и газ *. Основные методические положения по применению
гидрогеохимического метода при поисках возможных нефтегазоносных
структур детально разработаны Е. А. Барс (1957) и другими исследова-
телями. Гидрогеохимические исследования при нефтепоисковых работах
на Северо-Востоке СССР начаты в 1965—1966 гг. и проводятся в на-
стоящее время в бассейнах рек Хатырки и Великой, в пределах Хатыр-
ского и Анадырского артезианских бассейнов Корякской гидрогеологи-
ческой складчатой области. В пределах Хатырского артезианского бас-
сейна еще в 1957 г. И. М. Русаков и Ю. Б. Гладенков (1962) выявили
большое количество источников подземных вод, содержащих сероводо-
род. Это послужило основой для проведения здесь в 1965 г. гидрогео-
химических исследований в комплексе с геологическими для оценки пер-
спектив нефтегазоносности Хатырской впадины.
В процессе гидрохимического опробования с указанной целью на-
ряду с микрокомпонентами в водах источников, озер и ручьев опреде-
лялось содержание H2S и NH4 и проводилась экстракция воднораство-
римого органического вещества хлороформом.
Содержание органического вещества в подземных водах района, как
показали люминесцентно-битуминологические анализы, колеблются
в широких пределах (табл. 46). Как видно из данных таблицы, наиболее
низким содержанием органических веществ характеризуются воды элю-
виально-делювиальных отложений (1—4 условных балла). Обогаще-
ние ограническим веществом вод аллювиальных отложений (2—11 бал-
лов) происходит за счет подтока вод из нижезалегающих водоносных
комплексов палеогена и неогена. Наиболее высокие содержания водно-
Раздел написан В. Е. Глотовым.
234
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
Таблица 46
Содержание органического вещества в водах источников
Хатырского артезианского бассейна
(по материалам В Е Глотова)
Водоносные комплексы и горизонты
Содержание водно-
растворимого органи-
ческого вещества
в условных баллах
Водоносный комплекс четвертичных отло-
жений
воды элювиально-делювиальных отло-
жений ........... .	...
воды аллювиальных отложений . .
Водоносный комплекс неогеновых отло-
жений
воды ундалуменской свиты . .
воды маллэнской свиты . .
Водоносный комплекс палеогеновых отло-
жений ................................
Водоносный комплекс верхнеюрско-валан-
жинских отложений (зоны тектониче-
ских погружении)...................
1-4
2—11
2—8
16—22
1-3
растворимой органики (до 11 баллов) отмечены в водах аллювия
руч Озонового, где установлены очаги разгрузки вод палеогеновых от-
ложений
Обогащение вод ундалуменской свиты неогена органическими ве-
ществами происходит также на участках вероятного подтока вод из па-
леогенового водоносного комплекса Повсеместно невысокие содержания
органического вещества в водах маллэнской свиты неогена свидетель-
ствуют о незначительных скоплениях углеводорода и, вероятно, боль-
ших скоростях движения подземных вод в наиболее интенсивно промы-
ваемой части разреза этой свиты
Качественный состав органического вещества в водах приближен-
но отражает состав битумов горных пород и вероятных нефтяных зале-
жей. По данным бнтуминологического анализа пород и встреченных неф-
тепроявлений, в Хатырской впадине характерно преобладание в хлоро-
формных вытяжках маслянистых и смолистых фракций Асфальтены
имеют подчиненное значение Соответственно и в водах распространены
исключительно маслянистые и легкие смолистые вещества. Асфальте-
ны встречаются очень редко, что объясняется не только их незначитель-
ной распространенностью, но и худшей растворимостью
Химические анализы сероводородных вод источников в пределах
всех водоносных комплексов показали прямую связь между содержа-
ниями аммоний-иона, сероводорода и воднорастворимой органики (рис
39), что указывает на общее их происхождение
Как отмечалось выше (см гл IV), в водах всех сероводородных
источников содержится горючий газ В небольших лужицах в месте вы-
хода подземных вод на поверхность заметно, как в воде образуются
мельчайшие пузырьки газа, которые, собираясь под обломками пород,
дают начало отдельным струйкам Дебиты таких газовыделений дости-
гают 3,0 м3/сутки В отобранных пробах газа лабораторией ВНИИГаз
определены большие содержания метана (табл. 47). Значение коэффи-
циента	, как правило, изменяется в пределах 0,7—0,5, что ука-
зывает на большую долю азота органического происхождения
ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ КАК ПОИСКОВЫЙ КРИТЕРИИ НА ПОЛЕЗН. ИСКОП.
235
Исключительная приуроченность проявлений метана к сероводород-
ным источникам, в водах которых зафиксированы отдельные компонен-
ты, генетически тесно связанные с битумоидами, дает основание сделать
заключение, что проявление газа в источниках также обусловлено
влиянием углеводородных скоплений.
В 1965—1966 гг. были проведены также опытно-методические мик-
робиологические анализы вод сероводородных источников и поверхно-
стных водотоков. Отмечено, что в сероводородных водах присутствуют
бактерии, хорошо растущие на метановой нефти и парафине. Харак-
R—«|/ Н-х|г |о—!? | д—Н-сф |и-------------ЕЕЗ7
Рис. 39. График изменения химического состава вод сероводородных
источников (по материалам В. Е. Глотова)
Содержание (в мг/л): 1 — гидрокарбонатов, 2 — хлора, 3 — кальция, 4—
натрия; содержание (в мг/л): 1 — гидрокарбонатов. 2 — хлора, 3 — каль-
ция, 4 — натрия, 5 — сероводорода, 6 — аммония. Содержание в услов-
ных баллах: 7 — воднорастворимых органических веществ, экстрагируе-
мых хлороформом
терно, что в водах поверхностных потоков дренирующих участки, при-
летающие к областям питания Хатырского артезианского бассейна, ука-
занных бактерий не установлено.
Таблица 47
Состав газа сероводородных источников Хатырского артезианского бассейна
(по данным В. Е. Глотова)
f№ источников по карте	Возраст водонос- ного комплекса	Дата опробования	Содержание, объемн. %						
			со3	со	сн.	Na	Не	Аг	о.
172	Pg	IX 1965 г.	0,1	0,5	60,9	37,5	0,019	0,498	0,5
169	Pg	IX 1966 г.	0,2	0,4	77,3	20,8	0,007	0,915	0,4
167	Pg	VIII 1966 г.	0,4	0	42,5	55,5	0,006	0,708	0,9
168	nJ	VIII 1966 г.	—	—	52,9	45,2	0,005	0,64	—
236
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
В Анадырском артезианском бассейне поверхностные гидрогеохи-
мические исследования проведены в 1967 г. на отдельных участках. Ус-
тановлено, что химический состав вод многочисленных озер и источни-
ков вод сезонноталого слоя одинаков в пределах одного и того же уча-
стка Все они хлоридно-гидрокарбонатные преимущественно натриевые,
ЕВ' KZk идр EZZ>
Иг S' ЕЛ/
Рис. 40. Гидрогеохимическая схема отдельных структурных элементов
АиадырскоЙ впадины (а — Автаткульская, б — Восточио-Озериииская по-
ложительные структуры и в — западный склон Предрарыткииского
прогиба)
1 — нзолнннн общей минерализации вод (в мг/л), 2 — граница положи
тельных структур по геофизическим данным, 3 — разломы, предпола-
гаемые по геофизическим и гидрохимическим данным, 4 — граница
блнзповерхностных зон с различным содержанием метана в составе
озерных газов 5 — 50% и более, 5 — 30—50%, 7 — менее 30%, 8 — точки
гидрохимического опробования (цифры справа в числителе — номер по
первоисточнику, в знаменателе — общая минерализация, в мг/л)
с минерализацией от 0,06 до 0,300 г/л. Распределение вод с различной
минерализацией по площади отдельных участков показано на рис. 40.
На восточной окраине Анадырского бассейна (рис. 40, а) изолинии
общей минерализации оконтуривают выделенный здесь по морфометри-
ческим и геофизическим данным Автаткульский структурный нос. При
этом общая минерализация поверхностных и блнзповерхностных под-
земных вод увеличивается к окраинам поднятия. В центральной части
впадины (рис. 40, б) изолинии общей минерализации оконтуривают вы-
деленную здесь Восточно-Озернинскую структуру, а воды с максималь-
ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ КАК ПОИСКОВЫЙ КРИТЕРИИ НА ПОЛЕЗН. ИСКОП.
237
ной минерализацией приурочены к центральным участкам поднятия. На-
иболее минерализованные воды озер располагаются по линии установ-
ленного сейсморазведкой разлома.
На западной окраине Анадырского бассейна (рис. 40, в) вблизи
горноскладчатого обрамления (хр. Рарыткина) точки с наибольшей ми-
нерализацией природных вод также расположены по линии предпола-
гаемого здесь разлома субмеридионального простирания.
Состав отобранного газа в озерах по данным анализа лаборатории
ВНИИГаз азотно-метановый или метаново-азотный. Содержание метана
в газе достигает 76,7%, азота 81,8%, углекислого газа не более 3,7%,
кислорода до 3,3%. В отдельных пробах отмечен этан до 0,01%. Рас-
пределение содержания метана в пробах приведено в табл. 48.
Таблица 48
Содержание метана в поверхностных водах
(по материалам В. Е. Глотова)
Содержание метана,
объем. %
Количество проб
Встречаемость, %
Не обн.
До 30
До 50
Свыше 50
Всего........
6
42
27
25
100
Пробы газа, в которых метан не обнаружен, были отобраны на за-
болоченных участках в пределах горноскладчатого обрамления Нижне-
Анадырской впадины — в долинах рек Тамватней и Алькатваам. В пре-
делах Анадырского бассейна максимальные содержания метана при-
урочены в Автаткульскому структурному поднятию. По данным массо-
вого опробования природных вод на газ, на площади указанной струк-
туры можно установить зоны с различным содержанием метана в газе.
Зона с содержанием метана свыше 50% расположена на южном
склоне окончания структурного поднятия. Зона с более низкими содер-
жаниями метана (от 30 до 50%) занимает не только южный склон под-
нятия, но и его центральную часть. Зона с содержанием метана ниже
30% приурочена к северному склону Автаткульского поднятия.
На участках других структур наибольшее содержание метана и по-
явление в газе этана приурочено к местам наибольшей минерализации
поверхностных вод и близповерхностных подземных вод. Так, в цент-
ральной части Анадырского бассейна аномальные содержания метана
(30—50% и выше) и присутствие этана зафиксировано над осевой частью
Восточно-Озернинского поднятия. В восточной окраине Анадырского
бассейна наибольшее количество метана и этана содержится в пробах,
места взятия которых пространственно приурочены к вероятному раз-
лому.
Для определения возможности современного образования метана
в тундровых озерах был произведен микробиологический анализ суб-
страта дна озер (табл. 49).
Результаты микробиологического анализа указывают на практиче-
скую стерильность тундровых озер в отношении метанообразующих и
целлюлозоразрушающих бактерий. Максимальное содержание метано-
образующих бактерий в пробах равно 2,5 баллам по 15-бальной шкале.
238
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
Таблица 49
Результаты микробиологического * и газового анализа субстрата дна озер
Содержание бактерий (в баллах)			Состав газа (объемн. %)					
метанообра- зующнх	в о дообр а зу ющнх	целлюлозоразру- шающнх	сн4	С3нв	Н,	О2	Ns	С02
0,5	1,5	0,0	61,0	0,0	0,0	2,27	35,2	1,24
2,5	1,0	0,0	71,6	0,0	0,0	0,92	25,9	0,81
0,0	2,0	0,0	33,0	0,0	0,0	3,65	60,5	1,89
0,0	0,5	0,0	35,6	0,0	0,0	1,75	59,5	0,76
0,0	4,0	0,0	53,8	0,0	0,002	1,80	44,1	0,57
0,0	3,0	0,0	76,7	0,0	0,009	1,72	21,0	1,09
—	—	—	49,6	0,01	0,00	1,80	46,6	0,88
* Микробиологический анализ выполнен в лаборатории ВНИИЯГа.
Угнетенность микробиологических форм в тундровых озерах объяс-
няется малым вегетационным периодом их развития (не более 3 месяцев
в году) и большим количеством дубильных веществ в водах.
Очень малые количества или отсутствие метанообразующих и пол-
ное отсутствие целлюлозоразрушающих бактерий при высоких содержа-
ниях в газе метана и присутствие этана однозначно указывают на миг-
рационное происхождение этих компонентов озерных газов. В то же вре-
мя приуроченность вод с различной минерализацией и газовым составом
к определенным участкам структурных поднятий в пределах Анадырского
бассейна может свидетельствовать о влиянии подмерзлотных вод на
химический и газовый состав надмерзлотных вод, хотя характер этого
влияния не исследован. Однако и в том и в другом случае для поисков
нефтегазоносных структур несомненна целесообразность проведения по-
верхностных гидрогеохимических съемок. Следует отметить, что в пре-
делах Восточно-Озернинской структуры, в осевой части которой в по-
верхностных водах имеется этан, при бурении глубокой скважины
в январе 1958 г. был вскрыт на глубине около 1400 м газоносный пласт.
В составе газа из этого пласта кроме метана обнаружены и его гомо-
логи до гексана включительно.
Каротажные исследования в этой скважине установили дополнитель-
но три пласта на глубине 900 м и ниже, перспективных на нефть и газ.
Исходя из этого, можно, например, сказать, что в пределах Автаткуль-
ской структуры наиболее перспективно на нефть и газ южное окончание.
Таким образом, при проведении поверхностных гидрогеологических
работ, связанных с поисками нефти и газа, в районах с мерзлыми по-
родами критериями связи поверхностных и близповерхностных вод
с подмерзлотными должны быть химический и газовый состав природ-
ных вод, микробиологический состав вод и донных отложений, компо-
ненты подземных вод органического происхождения.
Глубинные методы поисков нефти и газа, основой которых является
изучение химического, газового, микробиологического и изотопного со-
става вод глубоких горизонтов, применяются на Северо-Востоке СССР
очень ограниченно. Но уже на начальном этапе работ опробование неко-
торых скважин в Анадырском артезианском бассейне дает обнадежи-
вающие результаты этого направления исследований.
Глава VII
ОСОБЕННОСТИ РАЗРАБОТКИ
МЕСТОРОЖДЕНИЙ
ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ В СВЯЗИ
С МЕРЗЛОТНО-ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИМИ
УСЛОВИЯМИ
РАЗРАБОТКА РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
На Северо-Востоке СССР выявлено множество рудных месторож-
дений полезных ископаемых, более 20 из них в разное время разраба-
тывались. Известны золоторудные, оловорудные, вольфрамитовые и
ртутные жильные месторождения. Зона с промышленным содержанием
полезного ископаемого на большей части месторождений распростра-
няется на глубину до 200—800 м, а в горизонтальном направлении про-
стирается на 1—5 км и расположена под склонами гор, ущельями и до-
линами небольших горных рек.
Рудные месторождения находятся обычно в пермских, мезозой-
ских и реже в кайнозойских осадочных метаморфизованных толщах
сланцев, песчаников, аргиллитов, роговиков, иногда в туфогенных пла-
стических породах (в пределах Верхояно-Чукотской гидрогеологической
складчатой области). Водопроницаемость этих пород обусловлена в ос-
новном трещиноватостью (трещинами отдельности, кливажа, напласто-
вания). Вблизи неоген-чегвертичных разрывов, описанных выше (см.
гл. III), степень трещиноватости и водоносность пород повышенные.
Более древние крупные сбросовые трещины заполнены милонитом и
образуют местные водоупоры. Пласты и пачки трещиноватых песчани-
ков более водообильны, чем глинистые сланцы. Сравнительно высокой
водопроницаемостью отличаются кварцевые или андезитовые дайки не-
которых месторождений.
Склоновые и аллювиальные отложения осложняют гидрогеологи-
ческие условия рудных месторождений, если они вмещают водоносные
талики. Воды трещинной зоны выветривания гидравлически связаны
с аллювиальными водами.
Условия эксплуатации рудных месторождений, обусловленные мерз-
лой зоной и низкими зимними температурами воздуха, имеют некото-
рые преимущества по сравнению с месторождениями в немерзлых зо-
нах, поскольку мерзлые породы устойчивее талых и непроницаемы
для воды.
Рудные месторождения в мерзлой зоне могут разрабатываться под-
земным способом без существенного притока подземных вод. Наруше-
ние сплошности мерзлой зоны при обрушениях кровли и растрескива-
нии пород под влиянием взрывов иногда влечет за собой проникнове-
ние надмерзлотных вод на глубину, измеряемую десятками метров.
В случае устойчивого потока такое нисходящее движение надмерзлот-
ных вод по трещинам мерзлого массива повышает температуру обвод-
ненного столба пород выше 0° С, образуя искусственный вертикально
протяженный талик.
Температура многолетнемерзлых пород с глубиной повышается от
минус 5—9° С в верхних горизонтах до 0° у основания мерзлой зоны.
240
ОСОБЕННОСТИ РАЗРАБОТКИ МЕСТОРОЖДЕНИИ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
При температуре пород ниже —3° С их прочность в кровле и бортах
подземных горных выработок достаточна для ведения горных работ
с незначительными затратами на крепление. Размеры охранных цели-
ков минимальны. В зоне температур выше —3° С и особенно с прибли-
жением к 0° С прочность мерзлых пород уменьшается в несколько раз
и возрастают затраты на крепление кровли. Поэтому распределение
температур горных пород в пределах месторождения служит одной из
наиболее важных инженерно-геологических характеристик. Отрицатель-
ные температуры осложняют эксплуатацию водоотливных трубопрово-
дов, пролегающих в подземных выработках.
Небольшие рудные месторождения обычно не выходят за пределы
мерзлой зоны. Крупные же рудные месторождения распространяются и
в подмерзлотную зону, где породы содержат трещинно-пластовые или
трещинные подмерзлотные воды. В сравнительно высоких горных мас-
сивах нижняя граница мерзлой зоны местами находится значительно
выше уровня подмерзлотных вод, над слоем немерзлых сухих пород.
В пределах некоторых рудных месторождений под долинами гор-
ных рек или ручьев мерзлая зона осложнена надмерзлотными или
сквозными таликами. Борьба с притоком подмерзлотных и надмерзлот-
ных вод на таких месторождениях ведется или пассивно — путем отка-
чек воды, поступающей в подготовительные горные выработки, или ак-
тивно— посредством предварительного осушения подмерзлотных го-
ризонтов глубокими водопонизительными скважинами.
Осушительные работы проектируются по материалам предшествую-
щих крупномасштабных мерзлотно-гидрогеологических работ.
Подмерзлотные водоносные горизонты, вскрытые горными выработ-
ками вблизи сквозных таликов, дают почти такой же начальный при-
ток, как в местах, где сквозные талики удалены от месторождения на
5—10 км и более, но установившийся приток оказывается значительно
больше и колеблется в течение года. Предварительное осушение под-
мерзлотных горизонтов в этих случаях связано с перехватом всего ни-
сходящего фильтрационного потока, который появляется после глубо-
кого понижения пьезометрического уровня подмерзлотных вод. Нали-
чие зон высокой водопроницаемости в многолетнемерзлых горных по-
родах может способствовать интенсивному термическому взаимодей-
ствию их с подземными водами и привести к существенному увеличе-
нию размеров сквозного талика.
Приток в подмерзлотные горные выработки, заложенные в слан-
цево-песчаниковой толще, не превышал пределы обычных возможностей
водоотливного хозяйства рудников. Видимо, водонепроницаемая мерз-
лая зона в значительной мере изолирует подмерзлотные воды от над-
мерзлотных. В третьем и четвертом температурных районах сквозные
талики представляют собой обычно только небольшие «окна» в мощной
мерзлой зоне.
Мерзлотно-гидрогеологические условия рудных месторождений, рас-
пространяющихся в подмерзлотную зону и осложненных глубокими
надмерзлотными или сквозными таликами, должны изучаться не только
в период разведки, но и во время эксплуатационных работ. Изотерми-
ческие поверхности в многолетнемерзлых горных породах в этом слу-
чае в направлении к боковой границе сквозного талика постепенно из-
меняют свою конфигурацию и переходят из приблизительно горизон-
тального в вертикальное или круто наклонное положение. Градиенты
температур многолетнемерзлых пород у границ сквозных и надмерзлот-
ных подрусловых таликов увеличены.
Боковые границы сквозных и надмерзлотных подрусловых таликов
часто имеют невыявленные разведкой выступы и изгибы. Поэтому при
РАЗРАБОТКА РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИИ
241
проходке подготовительных горных выработок в мерзлой зоне требуется
наблюдение за температурами горных пород в передовых скважинах
глубиной 10—20 м. Это особенно важно, когда забой выработки про-
двигается в область, где возможно наличие сквозных таликов. Сквоз-
ные талики обычно приурочены к зонам пород, с повышенной трещино-
ватостью и относительно высокой водопроницаемостью. Трещинно-жиль-
ные воды, циркулирующие по ним, часто гидравлически связаны с во-
дообильными надмерзлотными водоносными галечниками, и при вскры-
тии сквозного талика горными выработками возникает приток воды
с расходом нередко до нескольких сотен кубометров в час. Температур-
ные замеры в передовых скважинах позволяют избежать пересечения
границ таликов забоями выработок.
При очистных работах иногда необходимо оставлять охранные це-
лики шириной от 100 до 400 м для предотвращения притока подземных
вод в отработанное пространство через трещины обрушения кровли.
Сток подземных вод, поступающих в горную выработку по канавам
в почве выработок, в условиях мерзлой зоны и низкой температуры вен-
тиляционной струи вызывает осложнения — замерзание воды или оттаи-
вание и ослабление нагреваемых водой пород.
Боковые границы сквозных таликов не всегда стабильны во вре-
мени и за несколько лет могут переместиться на 2—3 м и более.
В летнее время в стволах рудников и штольнях входящая вентиля-
ционная струя создает ореол оттаивания окружающих многолетнемерз-
лых пород протяжением 50—100 м и радиусом до 2 м. Если оттаиваю-
щие породы водопроницаемы, такие ореолы вызывают осложнения при
эксплуатации выработки, по нему надмерзлотные воды проникают на
глубину и образуют в выработке наледи. В начале зимы при промерза-
нии водоносного ореола появляются напорные зоны, которые разрушают
бетонное крепление. Эта особенность гидрогеологических условий руд-
ников должна учитываться при проектировании крепления устьевых
частей выработок, а также режима вентиляции. Необходимый режим
достигается применением устройств для температурного кондициониро-
вания воздуха входящей струи (Чабан, Супрун, 1968).
Ниже на некоторых примерах показаны условия эксплуатации руд-
ных месторождений Северо-Востока СССР. Практический опыт пока-
зывает, что максимальный стабильный приток воды при углублении си-
стемы горных выработок на 200 м под мерзлую зону и при таком же
понижении первоначального уровня подмерзлотных вод в толще слан-
цев и песчаников составлял не более ПО мг)ч, а начальные притоки
после вскрытия отдельных сквозных таликов и сильно трещиноватых
подмерзлотных водоносных зон достигали лишь 100—300 мг!ч.
Ниже мерзлой зоны вскрывались отдельные, видимо, полузамкну-
тые системы трещин с подземными водами повышенной минерализа-
ции. Однако основная масса подмерзлотных вод, вскрытых на изучен-
ных рудных месторождениях на глубинах до 100—200 м мерзлой зоны,
имела общую минерализацию менее 2 г/л. Отмечалось постепенное оп-
реснение поступающей воды во время водоотлива.
Наиболее полно изучены гидрогеологические условия на руднике
им. Лазо. Это месторождение находится в бассейне р. Сеймчана (ле-
вого притока р. Колымы), в пределах Колымо-Сугойской системы адар-
тезианских бассейнов и приурочено к интенсивно дислоцированной тол-
ще юрских отложений и верхнетриасовых роговиков, глинистых слан-
цев и мелкозернистых песчаников. Породы водопроницаемы исключи-
тельно по трещинам, углы падения пластов 35—70°. Плоскости текто-
нических разломов, окруженных зонами повышенной трещиноватости,
характеризуются также крутым падением и ориентированы в двух вза-
242 ОСОБЕННОСТИ РАЗРАБОТКИ МЕСТОРОЖДЕНИИ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
имно перпендикулярных направлениях, при этом их простирание не сов-
падает с простиранием напластований. Анизотропия водопроницаемо-
сти пород определяется пространственной ориентировкой их напласто-
Рис. 41. Температурный разрез месторождения в долине руч. Лазо (вертикальный
и горизонтальный масштабы равны)
/ — изотермы горных пород (в °C); 2 — точки замера температуры пород в сква-
жинах и подземных горных выработках, цифры справа — температура (в 0 С);
3 — подземные выработки
ваний и плоскостей разломов. Наиболее водопроницаемые области,
судя по притоку воды в горные выработки, образовались в зонах тре-
щиноватости вдоль разломов. Однако один из наиболее древних круп-
ных сбросов, пересеченный горными выработками, заполнен плотной
глиной трения и образует местный крутопадающий водоупорный барьер
для трещинных вод.
Изучено два участка месторождения — Центральный (рис. 41) и
Дерас-Юрегинский (рис. 42). Мощность мерзлой зоны на Централь-
РАЗРАБОТКА РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
243
ном участке достигает под верхней частью склона горы 460 м, а у под-
ножия склонов 155—190 м. На Дерас-Юрегинском участке мерзлая
зона имеет мощность от 155 (под днищем долины) до 280 Л1 (под
склоном).
Расположение изотерм горных пород, показанное на рис. 41, уста-
новлено по геометрическим измерениям в условиях, исключающих влия-
ние проветривания горных выработок. Температурное поле отражает
неоднородность температуры горных пород у верхней границы мерзлой
зоны, обусловленную рельефом и надмерзлотными водами. У вершины
горы температура пород —9° С, а у подножия склона —6° С. В данном
случае на склоне крутизной 30—35° и высотой 240 м изменение средне-
годовых температур с понижением составило 0,012 град/м. Аналогич-
ное распределение температур установлено и на других участках место-
рождения. Так, по измерениям в буровой скв. 27 на нижней части про-
тивоположного склона ущелья руч. Лазо температура пород около
—2° С. Геотермический градиент на Центральном участке оказался
около 2,4 град/100 м.
Нижняя граница мерзлой толщи приблизительно совмещается
с изотермой 0°, поскольку минерализация подмерзлотных вод здесь не-
велика (около 0,2 г/л), а влияние давления (до 10—20 атм) незначи-
тельно. В наиболее глубокой точке измерения (200 Л1 от подошвы мерз-
лой зоны) температура пород равна 5,2°. В мерзлой зоне при проходке
горных выработок почти все видимые трещины оказывались заполнен-
ными льдом. Лишь около рудных жил встречались сильноминерализо-
ванные сульфатные воды.
После пересечения многолетнемерзлых пород подземными горными
выработками разработку подмерзлотных горизонтов месторождения
вели в течение девяти лет. Подготовительные и очистные горные вы-
работки углубились под мерзлую зону на 200 м, достигнув глубины
650 л. На двух участках месторождения, отстоящих друг от друга на
расстоянии 6 км, пьезометрический уровень подмерзлотных трещинных
и трещинно-пластовых вод устанавливался почти на одной и той же
глубине с отклонением лишь в несколько метров. Эта глубина соот-
ветствовала приблизительно высотной отметке поймы долины р. Дерас-
Юреги у места развития сквозного талика. Под долиной реки, ущельем
руч. Лазо и нижней частью склонов, где мощность мерзлой зоны со-
ставляет 150—200 м, подмерзлотные воды были напорными; под верх-
ней же частью горных склонов подошва мерзлой зоны оказалась выше
свободного уровня подмерзлотных вод на 7 .и (рис. 43).
Общий приток воды в систему горных выработок Центрального
участка рудника, пройденных в подмерзлотных горизонтах, ко-
лебался в пределах 60—НО м31ч. При вскрытии горными выра-
ботками новых обводненных зон он кратковременно возрастал. Макси-
мальные притоки из вскрытых зон наблюдались лишь 10—20 дней,
после чего в течение нескольких месяцев приток постепенно умень-
шался.
Неожиданно образовался очаг притока воды через мерзлую зону из
подруслового талика, развитого в долине р. Дерас-Юреги. В квершлаге,
пройденном вкрест простирания этой долины по мерзлым породам
с температурой, близкой к 0° С, через два месяца после проходки дан-
ного отрезка из кровли начала неожиданно поступать вода. В течение
трех дней приток возрос до 300 м3/ч за счет того, что вода, поступав-
шая из галечников вышележащего надмерзлотного талика, вызывала
постепенное оттаивание трещин коренных пород. Этот факт показывает,
что трещиноватые крутопадающие сланцы и песчаники в мерзлом со-
стоянии при температуре 0—1°С представляют собой весьма неустой-
244 ОСОБЕННОСТИ разработки месторождений полезных ископаемых
чивый водоупор. Такие горные, породы довольно быстро могут протаи-
вать на глубину 10—20 м. Очевидно, в данном случае постепенно про-
явилось влияние деформаций пород в кровле выработки вследствие
сотрясений от взрывных работ; некоторое влияние мог оказать сброс
теплой сточной воды рудника в ручей и фильтрационный поток этой
воды в водоносных галечниках естественного надмерзлотного талика
1(Беркутова, 1965).
Рис. 43. Форма деирессиоиной воронки подмерзлотных вод на участке
рудника нм. Лазо (в плане на 1952 г., ва разрезе за нернод
1945—1952 г.)
1 — гидроизогипсы (в плайе); горные выработки: 2 —горизонта 305 м и
вышележащих, 3 — горизонта 265 м, 4— горизонта 205 м; 5 —место при-
тока подземных вод в горную выработку; S —нижняя граница мерз-
лой зоны, 7 — уровень подземных вод на разрезе и год наблюдений
Притоки в выработки на Центральном участке, углубившиеся на
200 м ниже мерзлой зоны, показывают, что в течение некоторого врё-
мени приток увеличивался пропорционально глубине и суммарной про-
тяженности подготовительных горных выработок в подмерзлотной зоне.
В то же время приток, отнесенный к 1 пог. м выработки, оставался
постоянным или даже несколько возрастал. Через 1—2 года общий
приток подмерзлотных вод стабилизировался, а приток на 1 пог. м вы-
работки уменьшился, приближаясь к некоторой постоянной величине.
Изменения притока имели скачкообразный характер в связи с подсе-
чением новых водоносных трещиноватых зон и ранее вскрытых зон бо-
лее глубокими горными выработками, а также выдвижением подгото-
вительных и разведочных выработок за контур рудничной депрессион-
ной воронки. Средний приток подмерзлотных вод на 100 л длины под-
готовительных выработок составил 2—8 м3/ч.
РАЗРАБОТКА РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
245
Общая водопроницаемость подмерзлотной толщи трещиноватых
сланцев, роговиков и песчаников в районе месторождения не уменьши-
лась по глубине.
Вокруг подземных горных выработок за период эксплуатации под-
мерзлотных горизонтов образовалась общая депрессиоиная воронка.
На ее форме отразилось пространственное расположение подземных
горных выработок. Приток концентрировался главным образом в наи-
более глубоких выработках, но сохранялся и в боковых забоях иа
более высоких горизонтах. Внутри депрессионной воронки горные по-
роды под мерзлой зоной были осушены. При этом объем осушенного
массива достиг 16-107 м3.
Общее количество подмерзлотных вод, поступивших в горные вы-
работки за восемь лет работы рудника, по приблизительным расчетам
составило 27-1О5 м3, т. е. всего 1,6% от объема осушенных пород. По-
скольку общая скважность пород массива составляет не более 0,1 %, то
приток в основном обеспечивался сработкой естественных запасов в зо-
не влияния депрессионной воронки, диаметр которой составлял 6—7 км.
Некоторую роль в питании подмерзлотных вод, очевидно, играли воды
сквозных таликов, развитых на ближайших участках горных рек, о чем
свидетельствует стабилизация величины притока после постепенного
его снижения по сравнению с первоначальной величиной.
Наблюдения за восстановлением уровня подмерзлотиых вод после
закрытия рудника показали, что скорость повышения уровня постепенно
уменьшилась, однако повышение непрерывно продолжалось, что свя-
зано с непрекращающимся процессом заполнения искусственной под-
мерзлотной депрессионной воронки.
На Центральном участке рудника температура подмерзлотных вод
на каждые 100 м углубления горных выработок повышалась на 2,2ЭС.
Отмечены случаи, когда в горных выработках, пересекающих во-
доносные трещиноватые зоны на глубинах 100—200 м ниже многолет-
немерзлых пород, наблюдалось постепенное понижение первоначаль-
ных температур подземных вод до 2—4° С за счет вовлечения в зону
питания трещинных вод более высоких горизонтов, находящихся ближе
к нулевой изотерме.
Химический состав подмерзлотных вод, поступавших в горные вы-
работки Центрального и Дерас-Юрегинского участков рудника им. Ла-
зо, довольно однообразен. Это сульфатио-гидрокарбоиатные натриевые
воды с минерализацией в пределах 170—420 мг/л.
За восьмилетний период в химическом составе воды произошли за-
метные изменения. Вода стала более щелочной, общая минерализация
ее снизилась на 20%. Такие изменения химического состава и общей
минерализации можно объяснить тем, что исчерпались сравнительно
небольшие запасы минерализованных вод, приуроченных к замкнутым
трещиноватым зонам в пределах сульфидных жил, после чего посту-
пали менее минерализованные воды наиболее трещиноватых и водо-
проницаемых подмерзлотных зон, где водообмен в природных условиях
происходил довольно интенсивно.
Валькумейское месторождение расположено в арктической клима-
тической зоне, на пологом склоне, возвышающемся иа 100—200 м над
уровнем моря. Одно крыло месторождения иа глубине свыше 400 м
находится в гранитоидах и контактово-метаморфизованных сланцах,
а другое — в песчаниках со множеством сбросовых трещин. Мощность
мерзлой зоны у морского берега минимальна (140 м); на расстоя-
нии 300 м от берега она достигает 240 м и далее сохраняется в пре-
делах 240—250 м. Под акваторией моря мерзлая зона выклинивается
(рис. 44).
246 ОСОБЕННОСТИ РАЗРАБОТКИ МЕСТОРОЖДЕНИИ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
Подмерзлотная зона гранитоидов характеризуется интенсивной
трещиноватостью в рудоносных жилах, где коэффициент фильтрации
достигает 14 м/сутки. Остальная часть гранитного массива обладает
весьма малой водоносностью, коэффициент фильтрации выражается
в десятых долях метра в сутки (Харюткин, 1966). Пьезометрический
уровень подмерзлотных вод совпадает с уровнем моря. Под мерзлой
зоной в трещинах пород рудничными горными выработками вскрыва-
ется слой пресных подземных вод небольшой мощности. Глубже зале-
гают подземные воды постепенно повышающейся минерализации и,
наконец, типично морские воды. На территории вблизи месторождения
сквозных таликов нет, они предположительно существуют на расстоя-
нии в несколько километров (в долинах небольших рек). У морского
берега соленые воды с температурой —1,5° С встречены непосредственно
под мерзлой зоной.
Рис. 44. Расположение нижней границы многолетнемерзлой зоны горных пород на побережье
Чаунской губы
/ — нижняя граница мерзлой зоны; 2 — эксплуатационные горные выработки
Малая водопроницаемость пород массива в целом и наличие сплош-
ной мерзлой зоны определили благоприятные условия для предвари-
тельного водопонижения перед отработкой подмерзлотных горизонтов
рудных тел. Понижение уровня на 100—200 м ниже уровня моря по-
требовало бы борьбы с устойчивым притоком подземных вод морского
типа со стороны акватории не более 100 м3/ч.
Температура подземных вод, поступающих в горные выработки,
зависит от их глубины, соответствует общему геотермическому полю и
большей частью колеблется от 0,0 до 0,3° С. С течением времени к ме-
стам притока воды непосредственно под мерзлой зоной поднимаются
воды из более глубоких горизонтов с температурой до 1—2° С.
Рудное месторождение в долине р. Вериной, участок которого по-
казан на рис. 45, находится в центральной части третьего температур-
ного района, в пределах адартезианского бассейна. Долину обрамляют
крутые горные склоны с относительным превышением около 400 м. Уча-
сток сложен слоистой толщей крутопадающих триасовых хлоритизиро-
ванных и окварцованных песчанистых сланцев и гранитами. Контакт
с гранитами представляет собой почти вертикальную поверхность и на-
ходится под днищем долины (см. рис. 45). В тектоническом отношении
участок находится на северном крыле крупного антиклинория. Встре-
чены тектонические разрывы нескольких направлений, распространяю-
щиеся как в сланцевую толщу, так и в гранитный массив.
'Под днищем долины обнаружен сквозной талик шириной 400—
500 м, расположенный в гранитном массиве и в осадочной толще. Уг-
лубление подземных горных выработок в подмерзлотную зону всегда
сопровождалось притоком воды. Поступление воды из гранитов и оса-
дочных пород наблюдалось не только непосредственно под нижней гра-
РАЗРАБОТКА РУДНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИИ
247
ницей мерзлой зоны, но и на глубинах до 120 м ниже подошвы мерзлых
пород. Отмечено, что движение подмерзлотных вод приурочено глав-
ным образом к тектоническим трещинам и прилегающим зонам повы-
шенной трещиноватости.
В подмерзлотной зоне на глубине 120 м ниже уровня днища до-
лины суммарный приток подмерзлотных вод в подготовительные гор-
ные выработки общей протяженностью 600 м составлял всего 4 м3/ч.
На этом же горизонте горных выработок при горизонтальном разве-
дочном бурении в сланцах пересечена зона тектонического дробления,
из которой получен приток в одном случае 15 м3!ч, в другом 2 м3!ч.
Рис. 45. Мерзлотно-литологический разрез месторождения на
р. Вериной (горизонтальный и вертикальный масштабы равны)
/ — аллювиальные галечиикн, 2 —граниты, 3— сланцы и песча-
ники, 4 — изотермы горных пород (в °C), 5 — точки измерения гем
пературы
Приближение горных выработок к контактному ореолу гранитного
массива вызывало значительное увеличение притоков воды из трещи-
новатых горных пород. Это особенно заметно непосредственно в пре-
делах сквозного талика и под ним, где трещиноватые породы питаются
поровыми водами вышележащих аллювиальных галечников. В сланце-
вой толще на горизонте 200 м ниже днища долины общий установив-
шийся приток в горные выработки возрос до 20 л3/ч. В период прове-
дения подготовительных горных работ на этом горизонте при вскрытии
новых сильно трещиноватых зон величина притока подмерзлотных вод
временами возрастала до 100 л3/ч. Мощность мерзлой зоны, как видно
на рис. 45, достигает здесь под вершиной горы 430 м, а среднегодовая
температура пород —9° С. Под нижней частью склона среднегодовая
температура пород около —4° С, мощность мерзлой зоны 200 м.
Рудное месторождение, расположенное в бассейне р. Тенгке в перм-
ских песчано-глинистых сланцах, роговиках и гранитах. Мерзлая зона
имеет у подножия склонов мощность около 100 л, под возвышенностями
до 320 м. Нижняя граничная поверхность пересечена многими горными
выработками и буровыми скважинами. Она представляет собой по-
верхность, близкую к горизонтальной, и почти не отражает рельеф,
характеризующийся относительными превышениями гор над долиной
около 250—300 м. Под долиной реки находится довольно широкий
248
ОСОБЕННОСТИ РАЗРАБОТКИ МЕСТОРОЖДЕНИИ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
(200 м) талик, приуроченный к аллювиальным галечникам, а под ним —
сквозной водоносный талик в толще трещиноватых песчано-глинистых
сланцев. Геотермический градиент в мерзлой и нижележащей подмерз-
лотной зонах (до изотермы +1°) имеет значение 3,2°/100 м. Средне-
годовая температура горных пород под наиболее высокой частью скло-
на —8° С, а под подножием —3° С.
Непосредственно под нижней границей мерзлой зоны повсеместна-
встречены напорные подмерзлотные воды, пьезометрический уровень
которых соответствовал приблизительно уровню реки, хотя расстояние
от мест вскрытия подмерзлотной воды до реки достигало 2 км. Наибо-
лее проницаемые зоны выявлены у тектонических разломов й у кон-
такта роговиков с гранитами. При углублении подземных горных вы-
работок в подмерзлотную зону наблюдался приток трещинных вод.
Образовалась широкая депрессионная воронка. При понижении уровня
на 60—100 м ниже первоначального установившийся приток в горные
выработки измерялся в пределах 4—15 л;3/ч. Приток, очевидно, ограни-
чен сравнительно невысокой водопроницаемостью трещиноватых слан-
цев. Непосредственно под сквозным таликом в вышележащих галечни-
ках может быть значительно больший приток.
Рудное месторождение, расположенное в бассейне р. Нереги, в юж-
ной части района сплошной мерзлой толщи. Участок пересечен горным
ручьем, протекающим почти в широтном направлении в долине шири-
ной 300 м. Вершины ближайших гор возвышаются на 200—250 м над
уровнем долины. Месторождение находится в толще карнийских песча-
но-глинистых и глинистых сланцев, которые переслаиваются с песча-
никами. В северо-восточной части эта толща прорвана гранит-порфи-
ровым штоком и у контакта значительно метаморфизована. Породы
характеризуются трещинно-пластовой водопроницаемостью, отмечена
повышенная трещиноватость пород под долиной ручья, где обнаружен
надмерзлотный талик шириной от 100 до 200 м, приуроченный к аллю-
виальным галечникам мощностью около 10 м, местами переходящий
в межмерзлотный сквозной. В сквозных таликовых окнах температура
водоносных пород оказалась в пределах 0—2,3° С. Мерзлая зона под
склоном северо-восточной экспозиции распространяется на глубину
140—270 м, с максимумом мощности под вершиной, а под противопо-
ложным склоном долины мощность ее составляет от 50 до 200 м.
Нижняя граница ее занимает почти горизонтальное положение,.
под мерзлой зоной горными выработками и буровыми скважинами по-
всеместно вскрыты напорные подземные воды. Так, одна из шахт на
надпойменной террасе долины ручья прошла нижнюю границу мерзлой
зоны на глубине 43 м; на той же глубине из трещин гранита выступали
подземные воды. После проходки от этой шахты горизонтальных вы-
работок общим протяжением 60 м суммарный приток из гранитов со-
ставил 0,8 м3/ч. В дальнейшем подземные горные выработки здесь уг-
лублены еще на 100 м, подошли к контакту гранитов с роговиками и
вскрыли в приконтактной области зону повышенной трещинной водо-
проницаемости. Суммарный приток подмерзлотных вод возрос до
90 м3/ч.
Сопоставляя температуры горных пород на сравнимых глубинах
под склонами южной и северной экспозиций, можно отметить разность
температур (около 1 —1,5° С).
Ряд других месторождений, находящихся в районах сплошного
распространения мерзлой зоны, характеризуется примерно такими же
мерзлотно-гидрогеологическими условиями, как вышеописанные. Там,
где горные выработки проходят не только в трещиноватых породах
сланцево-песчаниковых толщ, но и в массивах гранитоидов, отмечается;
РАЗРАБОТКА РОССЫПНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИИ
249
сравнительно высокая водопроницаемость вблизи контакта этих пород.
Водоносность гранитоидов обычно в несколько раз меньше водоносно-
сти сланцево-песчаниковых трещиноватых толщ. Рудные месторожде-
ния, расположенные в районах прерывистой или островной мерзлой
зоны, характеризуются более значительной обводненностью и сезон-
ными колебаниями водопритока в горные выработки.
РАЗРАБОТКА РОССЫПНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Аллювиальные россыпи золота имеют на Северо-Востоке СССР ис-
ключительно широкое распространение и интенсивно эксплуатируются
более 30 лет. Преобладают россыпные месторождения глубиной по-
рядка 10 м, находящиеся в сравнительно простых гидрогеологических
условиях, но выявляются и более глубокие месторождения, разработка
которых обычно осложнена водоносными таликами. Менее распростра-
ненные аллювиальные россыпи касситерита по гидрогеологическим ус-
ловиям не отличаются от золотых. Гидрогеологические условия речных
долин в районах россыпных месторождений Северо-Востока СССР изу-
чены при геологоразведочных работах и наиболее полно рассмотрены
в работах Н. В. Губкина (1952), А. И. Калабина (1960).
Аллювиальные россыпи на описываемой территории обычно нахо-
дятся в долинах низкогорья и реже среднегорья. Они встречаются в ма-
ломощном аллювии даже совсем небольших ручьев с продольным ук-
лоном 0,2—0,05 и площадью водосбора в несколько сотен квадратных
метров. Наиболее часто россыпи находятся в долинах средних горных
рек, имеющих уклон 0,05—0,003 и площадь водосбора сотни квадрат-
ных километров. Крупные россыпи находятся и в долинах больших рек
с продольным уклоном 0,003—0,0001 и площадью водосбора порядка
5—10 тыс. км2. Протяжение россыпей поэтому также различно — от де-
сятков метров в небольших ущельях до 10—20 км в крупных долинах,
а ширина составляет от нескольких метров до полукилометра. Слой
пород с промышленной концентрацией золота или касситерита, назы-
ваемый песками, находится на контакте рыхлых четвертичных отложе-
ний с коренным ложем и имеет в большинстве случаев мощность 1—2 м,
но в отдельных россыпях отличается многометровой мощностью. К пес-
кам относится нижняя часть слоя галечников, элювий нижележащих
сланцев и песчаников — щебенистый суглинок, а иногда и сильно тре-
щиноватая зона этих коренных пород. Торфа (вышележащая толща
рыхлых отложений, в которых полезных минералов не содержится)
включают обычно слой аллювия русловой фации — галечники с пес-
чаными или супесчаными линзами, иногда с небольшими валунами, су-
песи или торфяники пойменной фации. У бортов долины разрез россып-
ных месторождений обычно осложнен коллювием — щебенистой су-
песью или грубообломочным материалом. В строении долин, вмещаю-
щих глубокие россыпи, участвуют нередко ледниковые отложения.
Большинство россыпей приурочено к наиболее широким первым над-
пойменным террасам речных долин или современной пойме, но много-
численные россыпи находятся и на террасах высоких уровней, где над
аллювиальными галечниками залегает довольно мощный делювиаль-
ный слой.
Гидрогеологические условия россыпных месторождений определя-
ются не только литологическим составом рыхлых отложений и положе-
нием песков в разрезе долины, но и мерзлотной обстановкой и сезон-
ными изменениями в режиме надмерзлотных вод.
В строении большинства россыпей, находящихся в бассейне р. Ко-
лымы, участвует толща галечников мощностью 3—15 м, вмещающая.
250 ОСОБЕННОСТИ РАЗРАБОТКИ МЕСТОРОЖДЕНИИ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
в талом состоянии один водоносный горизонт, гидравлически связан-
ный с рекой или пойменными озерами. Уровень подземных вод в( та-
лых галечниках имеет уклон по падению долины и испытывает в период
поверхностного стока колебания, связанные с колебаниями уровня
в реке.
В долинах небольших рек и ручьев с продольным уклоном более
0,005 в толще аллювия находится лишь один слой хорошо промытых
галечников высокой проницаемости, если глубина россыпи невелика.
В долинах сравнительно больших горных рек в толще аллювия
можно выделить нижние слои, отложенные в фазу заполнения долины
и с тех пор не перемывавшиеся рекой, и верхние слои галечников, не-
однократно переотложенные при боковых перемещениях русла в фазу
покоя (Билибин, 1956). Водопроницаемость нижних слоев, как правило,
значительно меньше по сравнению с верхними, поры галечников ниж-
них слоев заполнены мелкозернистым супесчаным материалом, коэф-
фициенты фильтрации обычно находятся в пределах 3—10 м/сутки.
Галечники верхних слоев характеризуются коэффициентами фильтра-
ции порядка 20—200 м/сутки, а нередко и до 600 м/сутки (см. гл. Ill,
табл. 14).
По условиям залегания пласта песков россыпного месторождения
относительно мерзлой и талой зон можно выделить следующие разно-
видности россыпей: сезоннопротаивающие, таликовые, подталиковые,
многолетнемерзлые (рис. 46).
Сезоннопротаивающие россыпи отличаются тем, что слой песков
ежегодно протаивает до своей подошвы; сюда относятся мелкие рос-
сыпи распадков или долин с большим продольным уклоном. Надмерз-
лотный водоносный слой в начале или середине зимы полностью про-
мерзает.
Таликовыми можно называть россыпи или участки их, если вся
толща рыхлых отложений находится в естественном талике и только
сезонное промерзание осложняет режим водоносной толщи. Талик мо-
жет быть надмерзлотным или сквозным. Сезоннопромерзающий слой
ограничивает питание нижележащих талых пород речными и атмосфер-
ными водами в начале летнего сезона, а в начале зимы создает обычно
напор подземных вод, движущихся по уклону долины.
Если слой песков залегает в мерзлой зоне, но в его кровле (в слое
торфов) находится надмерзлотный талик, россыпь или ее участок
можно назвать подталиковым; такие условия встречаются обычно у рос-
сыпей, залегающих на глубине 30—60 м.
Наибольшее распространение на Северо-Востоке СССР имеют рос-
сыпи или их участки, находящиеся в сплошной мерзлой зоне, причем
слои песков и торфов мерзлые, а сезонное оттаивание не достигает
слоя песков. Это собственно многолетнемерзлые россыпи. Большое зна-
чение имеют в этом случае не только надмерзлотные воды сезоннопро-
таивающего слоя, но и водные свойства пород после оттаивания, а так-
же температурный режим. В районе, где температуры горных пород ми-
нус 1—3,5° С, породы отличаются «пластично-мерзлым» состоянием и
поздним (в январе — феврале) окончанием промерзания сезонноталого
слоя в отличие от россыпей, расположенных в районах с более низкими
температурами, где многолетнемерзлые аллювиальные отложения на-
ходятся в «твердомерзлом» состоянии, а сезоннопротаивающий слой
промерзает в октябре или ноябре.
Наконец, встречаются глубокозалегающие подмерзлотные россыпи,
слой песков которых находится под нижней границей мерзлой зоны.
Для сезоннопротаивающих россыпей первая половина зимы явля-
ется периодом постепенного уменьшения талого слоя и слияния мерз-
РАЗРАБОТКА РОССЫПНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
251
лого слоя, нарастающего сверху, с мерзлой зоной. В это время подзем-
ные воды талой зоны имеют напорный характер. Распространение глу-
боко сезоннопротаивающих участков в долинах ручьев и небольших
рек с площадью водосбора обычно меньше 10 км2 в бассейнах рек Де-
бин, Чек-Чек и Ат-Урях показано в работе А. И. Калабина (1960), где
они отмечены как талики, промерзающие во второй половине зимы.
Нередко такие участки граничат с узкими надмерзлотными таликами.
Рис. 46. Виды россыпных месторождений:
а — сезонно протаивающие; б — талнковые (справа для а и б —раз-
вертки во времени и по глубине мерзлой н талой зон), в — подталн-
ковые, г — многолетнемерзлые
/ — галечники; 2— глинистые отложения, 3 — сланцы н песчаники, 4 —
пласт россыпи; 5 — границы мерзлой зоны (о — сезонной, б — многолет-
ней), 6 — мерзлая зона (а) н талик (б) на развертках; 7 — уровень
грунтовых вод
Так, в долине ручья, разрез которой показан на рис. 46, под неболь-
шим слоем ила с торфом залегает слой галечников мощностью 2,5—•
3,5 м. Россыпь находится на контакте галечников с глинистыми слан-
цами. Галечники в течение первой половины зимы промерзают до кон-
такта со сланцами и образуют льдонасыщенный слой. В течение июня
и июля сезонное протаивание достигает подошвы галечников. В это
время талый слой обводнен, уровень воды в нем колеблется синхронно
с колебаниями уровня воды в ручье. В сентябре или начале октября
ручей иссякает, и уровень надмерзлотных вод постепенно понижается
вплоть до полного промерзания талого слоя.
При открытых горных работах на сезоннопротаивающих россыпях
вода, поступающая в карьеры, дренируется обычно самотечными ка-
навами, проложенными по уклону долины.
Подмерзлотные россыпи являются обводненными. Пьезометриче-
ский уровень подмерзлотных вод стоит обычно на уровне русла реки
252 ОСОБЕННОСТИ РАЗРАБОТКИ МЕСТОРОЖДЕНИИ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
данной долины. Годовые колебания пьезометрического уровня подмерз-
лотных вод незначительны. Возможные притоки в подземные горные
выработки подмерзлотной зоны определяются в зависимости от водо-
проницаемости горных пород сквозных таликов и размеров этих тали-
ков, поскольку при искусственном понижении пьезометрического уровня
подмерзлотных вод усиливается подток воды сквозного талика.
Таликовая россыпь в долине р. Омчак, имеющей площадь водо-
сборного бассейна около 400 kju2, вытянута на протяжении 15 м и ох-
ватывает пойму реки, первую надпойменную террасу и местами тер-
расы более высоких уровней. Днище долины шириной 300—600 м пред-
ставляет собой пойму с разветвленным руслом и широкой первой над-
пойменной террасой. Водоносный талик имеет ширину 150—340 м. Рос-
сыпь распространяется за пределы талика на многолетнемерзлые уча-
Рис. 47. Разрез россыпного месторождения в долине р. Омчак
1 — аллювиальные галечники; 2 — сланцы н песчаники, 3 — россыпь; 4 — граница
многолетнемерзлых пород
стки (рис. 47). Продольный уклон плотика россыпи около 0,007. Толща
рыхлых отложений днища долины состоит из слоев пойменного аллю-
вия и старичных озерных осадков мощностью около 1,5 м, руслового
галечника с коэффициентом фильтрации 100—200 м)сутки и мощ-
ностью 4—7 м, галечника (с глинистым заполнением пор) мощностью
1—2 м и щебенистой супеси мощностью 1—2 м. Под рыхлыми отложе-
ниями залегают сланцы и песчаники (см. рис. 47).
Талые участки этой россыпи разрабатывались драгами, частично
экскаваторами и бульдозерами. В связи с высокой водопроницаемостью
аллювиальных галечников открытые работы требовали применения са-
мотечных канав длиной до 1,5 км для стока воды, поступавшей в раз-
резы. Приток в разрез (карьер) протяжением 150—200 м и шириной
40 м из аллювиальных галечников составлял летом и осенью 500—
800 м3!ч. Иногда для водоотлива из карьеров применялись насосы.
При подготовке многолетнемерзлых участков Омчакской россыпи
к разработке драгами горные породы оттаивались игловым и фильтра-
ционно-дренажным гидравлическими способами. В бортах долины ал-
лювиальные отложения перекрыты коллювиальными шлейфами, мощ-
ность рыхлой толщи достигает 15—25 м. В этих условиях на много-
летнемерзлых участках золотоносные пески добывали подземным спо-
собом, при помощи односезонных (зимних) шахт, не требующих при-
менения водоотлива, за исключением отдельных случаев непредвиден-
ного вскрытия водоносных галечников талика.
Подталиковые россыпи известны в долинах с мощными толщами
рыхлых четвертичных отложений. Так, долина одной из рек в верховьях
р. Берелех сложена толщей аллювиальных отложений мощностью около
50 м, под которой залегает грубообломочный материал морены долин-
ного оледенения. Верхний слой аллювиальных галечников мощностью
около 35 м отличается высокой водопроницаемостью (коэффициент
фильтрации достигает 500 м! сутки), а нижний слой галечников с сугли-
РАЗРАБОТКА РОССЫПНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
253
нистым заполнением пор имеет низкую водопроницаемость (коэффи-
циент фильтрации 10—20 м/сутки). Среднегодовые температуры горных
пород на поверхности долины и русла реки (сухого зимой) находятся
в пределах минус 5—7° С. На пойме, лишенной влагоемкого дернового
покрова, галечники к концу лета протаивают на глубину 2,4—3,0 м и
насыщаются надмерзлотными водами, связанными с речной водой; этот
оттаивающий слой полностью промерзает лишь к середине зимы. Над-
мерзлотный водоносный талик в плане занимает полосу шириной до
200 м, находящуюся то в пойме, то на надпойменной террасе. Глубина
распространения талика достигает 40 м\ на глубине 30 м талик сужа-
ется до 60—80 м. Зимой (до января) воды этого талика разгружаются
с образованием наледей. Места преимущественной разгрузки надмерз-
лотных вод талика совпадают с местами, где мощность хорошо прони-
цаемых галечников уменьшается. Вместе с тем надмерзлотный водонос-
ный талик в данном случае при отработке подталиковой россыпи под-
земным способом может быть источником катастрофического затопле-
ния эксплуатационных выработок вследствие обрушения кровли и об-
разования зияющих трещин в многолетнемерзлых рыхлых породах.
Эксплуатация этой россыпи подземным способом осуществляется тем
не менее успешно, но при этом ведется постоянный контроль за темпе-
ратурой пород в опережающих скважинах.
На этом месторождении возникали осложнения с защитой устья
шахт, эксплуатируемых несколько лет, лишь от притока надмерзлот-
ных вод из сезоннопротаивающих галечников; сооружение из суглинка
непротаивающего «воротника» вокруг устья позволило предохранять
шахту от сильного притока воды.
Гидрогеологические условия многолетнемерзлых россыпей разно-
образны и изучаются главным образом с целью обоснования выбора
способа разработки и правильного проведения горных работ. Много-
летнемерзлые россыпи глубиной менее 8—15 м (в зависимости от рай-
она работ и других горно-производственных условий) разрабатывают
в сезон с положительными температурами путем периодического сре-
зания оттаивающего слоя. Высокая интенсивность естественного оттаи-
вания многолетнемерзлых пород в этом случае обусловлена тем, что
поверхность их искусственно обнажается путем периодической (по ис-
течении 1—2 суток) срезки оттаявшего слоя, мощность которого за ука-
занный период достигает 8—20 см.
При этом условии 60—80% приходящей солнечной радиации транс-
формируется в тепло, кроме того, дополнительное количество тепла
дает атмосферный воздух и конденсация водяных паров из него. По-
слойная разработка сопровождается дренированием талой воды, по-
этому требует знания водопроницаемости и льдистости пород. Глинис-
тые породы с плохой водоотдачей осложняют работу и оплывают в от-
валах. Приток надмерзлотных вод сезоннопротаивающего слоя в разра-
батываемый разрез должен быть предусмотрен в зависимости от гидро-
геологических данных.
К. В. Кошлаков (1958) установил интенсивность послойного оттаи-
вания многолетнемерзлых галечников с льдистостью 10% в долине
р. Чай-Урье в производственных условиях. Полигон, взятый под наблю-
дение, был разделен на три площадки; талый слой удаляли в разные
сроки: ежесуточно, один раз в трое суток и один раз в пять суток.
Кроме того, был оставлен контрольный участок без удаления талого
слоя. Результаты наблюдений показали, что за 102 суток теплого се-
зона ежедневное удаление талого слоя позволило разработать много-
летнемерзлые галечники на глубину 10,6 м (табл. 50) при глубине от-
таивания пород на контрольной площадке 1,43 м.
254 ОСОБЕННОСТИ РАЗРАБОТКИ МЕСТОРОЖДЕНИИ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
Таблица 50-
Результаты измерений оттаивающего слоя высокольдистых илистых суглинков
и илистых галечников при ежедневной срезке оттаявшего слоя
Период наблюдений	Общая глубина оттаивания, см				Средняя толщина оттаявшего слоя за сутки, см			
	Без удале- ния талого слоя	При срезании талого слоя			Без удале- ния талого слоя	При срезании талого слоя!		
		Еже- суточно	Один раз в трое суток	Один раз в пять суток		Еже- суточно	Один раз в трое суток	Один раз- в пять суток
22—31 мая		26	95	63	54	2,6	9,5	5,9	4,8
Июнь		52	335	189	162	1,7	11,2	6,3	5,4
Июль		44	320	189	160	1,4	10,3	6,1	5,2
Август	 Всего на 1/IX (за	21	312	183	155	0,7	10,1	5,9	5,0
102 дня) 		143	1062	624	531	1,4	10,4	6,1	5,2
На другой россыпи, расположенной в 20 км от берега Чукотского'
моря за Полярным кругом, И. М. Паперновым (1969) установлены сле-
дующие скорости оттаивания высокольдистых илистых суглинков и или-
стых галечников (табл. 51). Интенсивность оттаивания здесь значи-
Таблица 51
Результаты измерений оттаивающего слоя высокольдистых илистых суглинков
и илистых галечников
Период наблюдений	Льдистость пород, кг/м3	Температура воздуха, 0 С	Средняя толщина оттаявшего слоя за сутки, см
Высокольдистые илистые суглинки			
27—30 июня		800	1,8	4,2
1—6 июля		850	1,8	3,6
27—30 июля		707	1,6	6,1
Галечники с суглинистым заполнением и ли			нзами льда
2—5 июля		400	1,3	9,9
6—8 июля		500	8,3	9,9
11—14 августа 		390	7,8	14,5
11—15 августа 		320	7,5	13,0
тельно ниже по сравнению с данными наблюдений К. В. Кошлакова,
которые относятся к бассейну верховья р. Колымы, а льдистость вдвое-
втрое выше; объем оттаивающих пород значительно меньше мерзлых;
дренаж оттаивающих пород приобретает большое значение.
Разработка многолетнемерзлых россыпей драгами требует пред-
варительного оттаивания пород от поверхности до глубины подошвы
металлоносного пласта. В условиях Северо-Востока пользуются гидрав-
лическими способами оттаивания при помощи речной воды в сезон с по-
ложительными температурами. Гидравлическое оттаивание требует уче-
та водопроницаемости пород, их льдистости, геологического строения
долины и прогноза изменений в гидрогеологической обстановке при ис-
кусственной фильтрации воды (рис. 48).
РАЗРАБОТКА РОССЫПНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИИ
255
Мерзлотно-гидрогеологические условия гидравлического оттаива-
ния россыпных месторождений, разрабатываемых драгами, весьма раз-
нообразны. Так, в долине р. Берелех в нижнем течении находится мно-
голетнемерзлая россыпь, расположенная в пределах заболоченной над-
пойменной террасы высотой 4 м над уровнем реки. В контуре россыпи
находятся старичные озера и заполненные торфом старичные котло-
вины. Слой льдистых торфянистых супесей с линзами торфа, жилами и
прослоями льда имеет мощность 1—2,5 м. Этот слой залегает на неров-
ной поверхности аллювиальных галечников с песчаным заполнением.
Мощность слоя галечников колеблется в пределах 2—6 м. Весь слой.
галечников насыщен льдом, со-
ставляющим 210—230 кг/м3, а
при оттаивании имеет коэффици-
ент фильтрации 250—400 м/сутки.
Ниже залегает серая щебенистая
глина (элювий сланцев и песча-
ников) мощностью от 0,1 до
0,6 м, под ней — наклонно зале-
гающие трещиноватые сланцы и
песчаники. В природных усло-
виях сезонное протаивание не
достигает подошвы слоя торфя-
нистых, супесей, галечники оста-
ются в многолетнемерзлом со-
стоянии и не дренируют выше-
лежащие породы. Подготовку
россыпи к разработке драгой
начинают с послойной разработ-
ки льдистых торфянистых супе-
сей до обнажения поверхности
галечников. В обнаженном со-
Рнс. 48. Схема гидравлических способов оттай»
вання:
1— уровень воды в талых породах, 2 — направте
ние фильтрации, 3 — граница мерзлой зоны, 1 —
гндронглы
стоянии галечники летом оттай-
вают на глубину 1,8—2 м. Оттаивание всего слоя галечников и верх-
него слоя трещиноватых коренных пород достигается гидравлическим
способом Высокая водопроницаемость галечников в данном случае
служит благоприятным фактором гидравлического оттаивания. Несмот-
ря на малый продольный уклон долины (0,0015), поверхность после от-
таивания хорошо осушается. Однако высокая водопроницаемость га-
лечников помешала применить здесь затопление оттаянных участков
на зиму, фильтрационные потери не позволили сохранять уровень воды
достаточно долго на заданной отметке и лед дражного котлована уже
в середине зимы ложился на грунт, который вслед за этим промерзал
в водонасыщенном состоянии.
Многолетнемерзлая россыпь в среднем течении р. Берелех отли-
чается от вышеописанной тем, что под слоем высокопроницаемых га-
лечников залегает слой слабопроницаемых галечников мощностью
3—5 м, коэффициент фильтрации которых 10—30 м/сутки. Общая мощ-
ность аллювиальных отложений равна 12 м, среднегодовая темпера-
тура пород —7° С. Здесь также применяется гидравлическое оттаива-
ние с использованием речной воды и дражный способ разработки.
. Дражный полигон в бассейне р. Малый Анюй, расположенный
за Полярным кругом, сложен галечниками, коэффициент фильтрации
которых в верхней части слоя достигает 600 м/сутки, а в нижней, где
поры заполнены супесью, 4 м/сутки. Мощность слоя галечников 8—9 м,
они находятся в многолетнемерзлом состоянии и характеризуются льди-
стостью 250 кг/мъ. Их среднегодовая температура —7° С. Россыпь на-
256 ОСОБЕННОСТИ РАЗРАБОТКИ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
ходится под надпойменной террасой, галечники покрыты супесчано-тор-
фянистым слоем с полигонально-жильными и горизонтально-слоистыми
льдами. Часть россыпи распространяется под пойму реки и русло, где
находятся отдельные надпойменные талики. Точное определение водо-
проницаемости, льдистости и температуры на участках работы позво-
лило здесь успешно применить гидравлическое оттаивание многолетне-
мерзлых пород перед началом работы драги, несмотря на сравнительно
низкую температуру речной воды, которая служит источником тепла.
В бассейне одной из рек, впадающей в Восточно-Сибирское море,
находится многолетнемерзлая россыпь, на которой применяется драж-
ный способ разработки с предварительным гидравлическим оттаива-
нием. В мерзлотно-гидрогеологическом отношении эта россыпь, как и
большинство россыпей северного побережья Чукотского полуострова,
отличается высокой льдистостью пород. От поверхности до глубины
3—4,5 м здесь залегает слой илистых супесей или суглинков; породы
пронизаны сегрегационными льдами и рассечены повторно-жильными
льдами. Льдистость достигает в среднем 400—600 кг/лг (весовая влаж-
ность в среднем 68%). Нижележащий слой галечников характеризуется
относительно высокой для этих пород влажностью (15—20%) и неболь-
шим коэффициентом фильтрации (около 30, иногда до 20 м]сутки). Под
галечниками залегает небольшой элювиальный слой, переходящий по-
степенно в сильно трещиноватые глинистые и песчано-глинистые слан-
цы триаса. Вследствие высокой величины льдистости оттаивание мно-
голетнемерзлых пород над этой россыпью сопровождается большими
осадками поверхности. Верхний, наиболее льдистый слой оттаивали, ис-
пользуя тепло солнечной радиации путем периодической срезки оттаи-
вающих слоев с дренажем освобождающейся воды за пределы разра-
батываемой площади. Нижнюю часть россыпи оттаивали гидравличе-
ским способом, основанным на использовании конвективного переноса
тепла искусственными фильтрационными потоками. При наиболее рас-
пространенном игловом способе воду-теплоноситель в летний период
забирают из реки насосной станцией и по системе труб и шлангов по-
дают к гидроиглам, погруженным до подошвы россыпи на глубину
5—15 м. Одновременное действие 2—3 тыс. гидроигл, расположенных
в 3—5 м друг от друга, при средней летней температуре нагнетаемой
воды около 7° С обеспечивает оттаивание достаточного объема породы.
На 1 ж3 льдонасыщенного галечника или супеси затрачивается в сред-
нем 8 ж3 воды. Глинистые слои оттаивают медленнее галечно-песчаных.
При благоприятных гидрогеологических условиях удается оттаи-
вать мерзлые россыпи более простым фильтрационно-дренажным спо-
собом, используя горизонтальный плоский фильтрационный поток по
верхнему слою пород между питающими и дренирующими горными вы-
работками (обычно канавами). При среднем продольном уклоне ис-
кусственного фильтрационного потока порядка 0,02—0,08 речная вода,
фильтруясь на протяжении около 50 м, протаивает за летний сезон
6—8 м мерзлой толщи.
Гидрогеологические условия ряда многолетнемерзлых россыпных
месторождений, разрабатываемых подземными горными работами, от-
личаются главным образом водоносностью сезоннопротаивающего слоя,
из которого летом возможно проникновение воды через трещины обру-
шения кровли. Фильтрационные свойства пород и их льдистость не от-
ражаются обычно на проведении горных работ. При температурах ниже
—3° С рыхлые льдонасыщенные породы устойчивы в кровле подземных
горных выработок, что снижает затраты на крепежный материал. При
температурах в пределах 0—3°С породы становятся неустойчивыми.
РАЗРАБОТКА РОССЫПНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИИ
257
Температурный режим является одним из важных мерзлотно-гидрогео-
логических факторов разработки россыпей подземным способом.
Подземные горные работы на россыпных месторождениях проекти-
руют и проводят с учетом границ талых водоносных зон. По мере уве-
личения глубины россыпи геотермические и гидрогеологические данные
становятся все более важными, так как борьба с возможными водопри-
токами в этих условиях осложняется (увеличение напора притока воды,
понижение прочности мерзлых пород и др.).
Проходку подготовительных горных выработок по многолетнемерз-
лой россыпи в опасном направлении сопровождают периодическим из-
мерением температуры горных пород перед забоем, пользуясь передо-
вой скважиной или шпуром. По ряду последовательных замеров на оп-
ределенном расстоянии друг от друга можно определить температур-
ный градиент по оси выработки. Более полное представление о прост-
ранственном температурном поле и градиенте температуры по вектору
теплового потока (по нормали к изотермическим поверхностям) можно
получить по замерам температуры в забоях дополнительных скважин
глубиной до 5 м, пробуренных вертикально или в стороны от оси вы-
работки. Пространственное температурное поле россыпного месторож-
дения в толще многолетнемерзлых горных пород зависит от формы гра-
ницы талика, его размеров и продолжительности существования талика.
Почти плоская граничная поверхность обширного талика, существую-
щего тысячелетия, создает в прилегающей мерзлой толще сравнительно
однородное температурное поле с градиентами порядка 0,05—
Длительно существующий трубообразный талик обычно окружен кон-
центрическими изотермическими поверхностями с увеличением гради-
ента обратно пропорционально расстоянию до центра талика. Если
талик существует всего несколько лет или недавно переместился
в сторону, окружающие мерзлые породы имеют неустановившееся тем-
пературное поле, градиенты нелинейно увеличиваются с приближе-
нием к границе талика. Наблюдение за температурным полем позво-
ляет определить местоположение талика, избежать его вскрытия при
подготовительных горных или очистных работах с обрушением кровли.
Приток подземных вод из толщи галечников трудно изолировать
обычными в горном деле водонепроницаемыми перемычками, так как
выработки проходят в мерзлых галечниках россыпи, которые, оттаивая
у сопряжения с краями перемычки, становятся сами сильно водопро-
ницаемыми породами. Мерзлые песчано-галечные отложения, например,
не могут играть роль водонепроницаемой породы, если по трещинам от-
слаивания мерзлой кровли происходит просачивание воды в обход пе-
ремычки. Фильтрацию воды обычно не удается остановить путем за-
мораживания этого участка струей холодного воздуха. Положительные
результаты можно получить путем возведения в выработке (в 10—20 м
от первой перемычки) подпорной перемычки и создания между ними
постепенно нарастающей наледи, которая, достигая кровли, в течение
5—10 суток может преградить приток. Добавлением снега или льда
можно ускорить наращивание подобных ледяных перемычек.
Надмерзлотные воды сезонноталого слоя осложняют эксплуатацию
глубоких россыпей. Многолетнемерзлые россыпи глубиной 8—15 м
обычно вскрывают шахтами, действующими только одну зиму. Такую
шахту проходят в начале зимы (при первых сильных морозах), не
встречая препятствий при пересечении сезонноталого слоя, если он еще
не полностью промерз. Шахтное поле отрабатывают в таком темпе,
чтобы в конце зимы завершить очистные работы по выемке песков.
В летнее время надмерзлотные воды могут проникать в выработки по
трещинам обрушения и по талому ореолу вокруг ствола у его устья.
258 ОСОБЕННОСТИ РАЗРАБОТКИ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
Глубокие россыпи по экономическим причинам вскрывают шахтами
многолетнего использования, которые нередко эксплуатируются почти
круглый год. Устья таких шахт ограждают от притока вод из сезонно-
протаивающего слоя путем устройства мерзлотного пояса, отстоящего
от устья на 4—5 м, или водонепроницаемого воротника. Талую глину,
супесь чли торфяник укладывают в траншею мерзлотного пояса глуби-
ной 2,5—3 м в водонасыщенном состоянии и дают промерзнуть. В сле-
дующее лето породы мерзлого пояса протаивают лишь на 1—1,5 м, со-
храняя под собой мерзлые галечники, и образуют барьер для надмерз-
лотных вод.
Методы предварительного осушения талых участков россыпей при
помощи дренажных штолен протяжением на многие километры, кото-
рыми пользуются в Бодайбинском золотоносном районе, в условиях
описываемой территории не применяются.
РАЗРАБОТКА УГОЛЬНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
На описываемой территории Северо-Востока СССР угольные место-
рождения залегают в толщах терригенных отложений мезо-кайнозой-
ского возраста, выполняющих различные тектонические впадины и про-
гибы. В гидрогеологическом отношении эти впадины представляют со-
бой орогенные артезианские бассейны с мезозойским и кайнозойским
чехлом (см. гл. III).
Мощность мерзлой зоны на угольных месторождениях сравнительно
меньше, чем на прилегающих территориях, что обусловлено повыше-
нием геотермического градиента вследствие малой теплопроводности
угольных пластов. Некоторые месторождения расположены в речных
долинах с надмерзлотными таликами. Все угольные месторождения
под мерзлой зоной обводнены трещинно-пластовыми напорными под-
мерзлотными водами. Производительность скважин варьирует от долей
литра до 6 л/сек, а напор подземных вод достигает 200 м.
Воды обладают нередко повышенной минерализацией (0,3—2,0 г/л),
имеют гидрокарбонатно-сульфатный кальциевый состав и температуру
0,3—4° С.
Подземные и открытые горные работы на угольных месторожде-
ниях велись почти исключительно в пределах мерзлой зоны В дальней-
шем предусматривается разработка и более глубоких горизонтов место-
рождений с предварительным дренированием подмерзлотных вод. Во-
донепроницаемая мерзлая зона ограничивает питание подмерзлотных
вод, что весьма благоприятно для применения предварительного осу-
шения подмерзлотных горизонтов угольных месторождений дренаж-
ными скважинами.
Повышенная устойчивость многолетнемерзлых пород в кровле
угольных пластов наблюдается при температурах ниже —3° С. В мес-
тах, где температура горных пород —1°С или выше, забой останавли-
вают, избегая вскрытия водоносных горизонтов. В пределах мерзлой
зоны после полного обрушения кровли очистных выработок летом воз-
никает приток надмерзлотных вод, поэтому регулируют поверхностный
сток и устраивают нагорные канавы или валы, образующие мерзлот-
ные барьеры. Водоотлив применяют лишь в отдельных случаях, обычно
только летом.
В устьевой части шахт и штолен возможен приток воды из сезон-
ноталого слоя. Для его предотвращения применяют водонепроницаемое
бетонное крепление и грунтовое обвалование.
В угольных разрезах надмерзлотные воды, дренируемые карьера-
ми, мешают проведению вскрышных и очистных работ. В летнее время
РАЗРАБОТКА УГОЛЬНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИИ
259
эти воды способствуют размоканию и оплыванию рыхлых глинистых
отложений, весьма льдистых в естественном залегании. Ускорение
фильтрации вод сезонноталого слоя под влиянием дренирующего от-
коса разреза вызывает углубление сезонного протаивания, вследствие
чего воды сезонноталого слоя функционируют и в первые зимние ме-
сяцы и питают в угольных разрезах наледи, осложняющие ведение гор-
ных работ.
Аркагалинский каменноугольный бассейн приурочен к одноимен-
ной наложенной впадине, простирающейся на несколько десятков ки-
лометров. В этой впадине на размытой поверхности сильно дислоциро-
ванных триасовых и юрских сланцево-песчаниковых толщ несогласно
залегают верхнемеловые угленосные от-
ложения. В меловых отложениях выде-
ляются (снизу вверх): конгломераты пе-
ременной мощности, песчано-глинистые
породы продуктивного горизонта мощно-
стью 35—110 м и вмещающая толща
алевролитов, песчаников и аргиллитов
мощностью около 300 м. Делювиальные
и аллювиальные отложения на место-
рождении имеют небольшую мощность.
Мерзлая зона (на глубине 10—20 м)
характеризуется среднегодовой темпера-
турой —6, реже —8° С. Под узкими по-
лосами аллювиальных отложений в до-
линах горных рек и ручьев многолетне-
мерзлые породы имеют более высокие
среднегодовые температуры (рис. 49).
В пределах угольного бассейна
сквозных таликов не обнаружено. Под
надпойменными террасами долины р. Ар-
кагалы и пологими склонами при раз-
ведочном бурении и горных работах он-
Рис. 49. Геотермические кривые по скв.
48 и 71 иа участке Аркагалинского
угольного месторождения
ределена мощность мерзлой зоны в пределах 140—220 м. Подошва
мерзлой зоны повторяет в сглаженном виде рельеф дневной поверхно-
сти, под долинами мощность мерзлой зоны меньше, чем под горами;
под ручьями нижняя граница мерзлой зоны местами встречена на глу-
бине 80 м.
Разработка угольных пластов Аркагалинского месторождения ве-
дется исключительно в мерзлой зоне. Лишь в отдельных случаях под-
готовительные горные выработки подходили к нижней ее границе, где
появлялся слабый приток трещинных вод или выход газа. ,
Над участками очистных работ по трещинам обрушения в горные
выработки летом проникают подземные воды сезонноталого слоя. На-
мерзая в горных выработках, вода мешает нормальной эксплуатации.
Сооружение валов или канав позволяет преградить путь водам сезон-
ноталого слоя к местам просадки поверхности. Через два-три года тре-
щины обрушения полностью заполняются намерзающим льдом и при-
ток надмерзлотных вод прекращается.
Аркагалинское месторождение пересечено горными ручьями. В пе-
риод поверхностного стока талые аллювиальные галечники гидравли-
чески связаны с руслом, и во избежание прорывов надмерзлотных
вод по трещинам обрушения здесь оставляют охранные целики.
При разведке месторождения трещинно-пластовые и трещинные
напорные воды встречены всеми скважинами, пересекавшими мерзлую
зону. Пьезометрический уровень этих вод на 10—20 м выше горизонта
260
ОСОБЕННОСТИ РАЗРАБОТКИ МЕСТОРОЖДЕНИИ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
долины р. Аркагалы. Предполагается, что в долине реки находятся от-
дельные сквозные талики, через которые происходит питание подмерз-
лотных вод. К северу от долины р. Аркагалы пьезометрическая поверх-
ность повышается (средний уклон около 0,005), однако большая раз-
ница в высоте пьезометрических уровней по отдельным скважинам сви-
детельствует о неоднородной и в целом довольно слабой проницаемо-
сти меловых и триасовых отложений. Коэффициент фильтрации пород,
по данным откачек, находится в пределах 0,01—0,1 м! сутки. Буровые
скважины, вскрывшие породы подмерзлотной зоны на глубину до 150 м
от подошвы мерзлой толщи, имеют удельный дебит в пределах 0,02—
0,5 л/сек. Дебит и пьезометрический уровень большинства скважин
стабильны.
Галимовское каменноугольное месторождение находится в преде-
лах Омсукчанского артезианского бассейна. Водоносный комплекс кон-
тинентальных образований мелового возраста сложен песчаниками,
алевролитами, конгломератами и несколькими пластами угля. Толща
горных пород значительно дислоцирована, пласты залегают с накло-
ном, прорваны дайками. Подземные разработки угля ведутся под ниж-
ней частью склона горы крутизной около 20°. Мощность мерзлой зоны
у подножия склона, где протекает ручей, составляет 30 м, под водораз-
делом 130 м.
Наиболее низкие среднегодовые температуры (—6° С) имеют гор-
ные породы под вершиной горы, возвышающейся на 300 м над дном до-
лины ручья. У подножия склона среднегодовая температура горных
пород здесь равна минус 1—2° С. Геотермический градиент в юго-за-
падной части месторождения, где залегают угольные пласты мощностью
до 4 м, составляет 3,37100 м, а восточнее, где угольные пласты отсут-
ствуют, градиент значительно меньше (1,37100 м).
В угленосной толще песчаников, алевролитов и конгломератов наи-
более водопроницаемы пласты угля. Коэффициент фильтрации трещи-
новатого угля 0,25—0,50 л!сутки, а остальных пород 0,006—0,1 м)сутки.
Удельный дебит скважин, вскрывших подмерзлотные воды угленосной
свиты, варьирует от 0,007 до 0,1 л/сек, уменьшаясь на глубине. Все
пласты образуют единую гидравлическую систему вследствие трещино-
ватости пород, наличия многочисленных даек и зон повышенной трещи-
новатости, связанных с тектоническими нарушениями. Средний коэф-
фициент фильтрации пород в подмерзлотной зоне составляет 0,005—
0,1 м!сутки. Удельные дебиты отличаются в смежных скважинах в де-
сятки раз, что связано с неоднородной водопроницаемостью пород под-
мерзлотной зоны в целом.
Водоносные породы вскрыты или непосредственно под мерзлой
толщей и в этом случае содержат напорные воды, или подошва мерз-
лой зоны находится выше уровня подмерзлотных вод и скважинами
вскрыты немерзлые необводненные породы. В последнем случае при
ведении подземных горных работ на более глубоких горизонтах в вы-
работки поступают подмерзлотные воды, пьезометрический уровень ко-
торых контролируется отметкой долины ближайшего крупного ручья,
протекающего в 300—600 м от участка работ.
Эльгенское буроугольное месторождение находится в пределах од-
ноименного артезианского бассейна с кайнозойским чехлом. В геоло-
гическом строении его участвуют терригенные отложения неогена, в ос-
новании которых залегает мощный (несколько десятков метров) пласт
конгломератов позднепалеогенового возраста. Глинисто-песчаная угле-
носная толща мощностью более 200 м покрыта ледниковыми и аллю-
виальными отложениями. Угольные пласты залегают на глубине от 85
до 250 м.
РАЗРАБОТКА УГОЛЬНЫХ МЕСТОРОЖДЕНИИ
261
Мерзлая зона в пределах месторождения имеет сравнительно ма-
лую мощность (40—70 м) и довольно высокую среднегодовую темпера-
туру (—3°С). Первый от поверхности подмерзлотный водоносный го-
ризонт здесь приурочен к угольному пласту мощностью 7—20 м, зале-
гающему на глубинах 84—158 м. Пьезометрический уровень напорных
вод этого горизонта находится на несколько метров выше дневной по-
верхности, самоизливающие скважины имеют дебит около 0,5 л/сек,
а при откачках насосами с понижением уровня на 25—30 м дебит со-
ставляет 4—5 л/сек.
Второй более глубоко залегающий пласт угля вскрыт скважинами
на глубине 170—200 м. Он характеризуется линзообразным залеганием
и сравнительно малой водообильностью. Наиболее водообильны конгло-
мераты, кровля которых находится на глубине около 250 м. Пьезомет-
рический уровень в скважинах, вскрывших эти конгломераты, устанав-
ливается на 3—5 м выше дневной поверхности. Одна из скважин в те-
чение года давала самоизлив с расходом 0,5 л[сек.
Месторождение «Бухта Угольная» расположено в пределах Берин-
говского артезианского бассейна, среди отрогов северо-восточной око-
нечности Корякского нагорья, в межгорной впадине шириной 13 км,
которая имеет слабо всхолмленный рельеф. Угольные пласты залегают
в мощной толще (800—1000 м) верхнемеловых и палеогеновых песча-
ников и песчано-глинистых сланцев, расположенной в осевой части син-
клинали, крылья которой осложнены сбросами. Ось синклинали полого
(под углом около 2°) погружена в юго-восточном направлении. Под
угленосной толщей залегают нижнемеловые глинистые сланцы, песча-
ники и конгломераты. Четвертичные галечники залегают на морских
террасах и в речных долинах.
Мерзлая зона имеет неравномерную мощность (от единиц до 180 м)
и характеризуется среднегодовыми температурами пород от —0,5 до
—3,5° С. Экспозиция склона отражается на ее мощности. Пологие не-
высокие (50 м) склоны южной экспозиции, где снег сдувается и уплот-
няется ветрами в меньшей мере, чем на северных склонах, характери-
зуются более высокой среднегодовой температурой и меньшей мощ-
ностью мерзлой зоны. Широкие участки таликов приурочены к мор-
скому берегу и речной долине. Узкие сквозные таликовые окна нахо-
дятся в верховьях долин и питают трещинно-пластовые и трещинные
подмерзлотные воды. Мерзлая зона и пласты озерных суглинков ме-
стами отделяют водоносные четвертичные отложения от нижележащей
угленосной толщи, в которой буровыми скважинами и горными выра-
ботками вскрыты воды. Пласты глинистых сланцев угленосной толщи
разделяют ее на три водоносных горизонта, которые местами сообща-
ются по трещиноватым зонам у сбросов. Верхний горизонт мощностью
в среднем 230 м характеризуется коэффициентом фильтрации
0,42 м/сутки, пористостью 0,0012, удельным дебитом скважин около
1 л/сек. Этот горизонт обводняет угольные пласты. Три самоизливаю-
щих скважины давали из этого горизонта в первый год 34 л/сек, во
второй — 26 л/сек и в третий—13,6 л/сек. Разгрузка через скважины
привела к образованию депрессионной воронки пьезометрической по-
верхности глубиной до 14—16 м, растянувшейся вдоль сбросовых на-
рушений более чем на 10 км. По приближенной оценке статические за-
пасы подземных вод этого горизонта в пределах месторождения состав-
ляют 60- 106 м3, а динамические — от 3900 м3/сутки в мае до 5500 м3/сутки
в ноябре. Сезонные колебания уровня воды горизонта составляют около
4 м. Подземные воды от участков питания движутся в двух направле-
ниях: к реке — на северо-запад и к морскому побережью — на юго-
восток.
262
ОСОБЕННОСТИ РАЗРАБОТКИ МЕСТОРОЖДЕНИИ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
Разработка данного угольного месторождения осложнена притоком
надмерзлотных и подмерзлотных вод. Во время проходки вентиляцион-
ного штрека был вскрыт водоносный надмерзлотный талик и из чет-
вертичных аллювиальных галечников приток воды составлял около
15 л/сек. Такой приток наблюдался в течение пяти суток, в дальнейшем
приток постепенно уменьшился до 5 л!сек. При вскрытии вентиляцион-
ным штреком водоносного подруслового талика приток подземных вод
в горные выработки составил также 15 л!сек. Такой приток наблюдался
также в течение пяти суток, а затем снизился до 5 л/сек.
На примере этого месторождения можно видеть, что в районе не-
сплошной мерзлой зоны подземные воды (надмерзлотные и подмерз-
лотные) осложняют ведение подземных горных работ в большей мере,
чем в районе сплошной мерзлой толщи.
Л анконское буроугольное месторождение находится в пределах од-
ноименного артезианского бассейна. Угольные пласты приурочены
к мощной (600—800 м) толще кайнозойских песчано-галечниково-гли-
нистых отложений, в основании которой залегают эффузивные и ин-
трузивные породы мелового возраста. Сверху угленосная толща пере-
крыта гравийно-галечными и песчано-глинистыми аллювиальными и
ледниковыми отложениями мощностью 20—60 м.
Мощность многолетнемерзлых пород в районе крайне неравномер-
на— от 30—40 м на юге и востоке месторождения до 140—160 м в цент-
ральной и северной его частях. Температура многолетнемерзлых пород
везде выше —1,7° С. Под долинами рек находятся сквозные талики.
Подземные воды (надмерзлотные и подмерзлотные) вскрыты буро-
выми скважинами на всей площади месторождения. Наиболее обвод-
нены современные аллювиальные песчано-галечниковые отложения до-
лины протекающего здесь ручья в пределах подруслового талика. Ко-
эффициент фильтрации их колеблется от 4 до 90 м!сутки, удельный де-
бит скважины достигает 3,7 л!сек. Обводненность озерно-ледниковых и
болотных отложений значительно меньше — коэффициент фильтрации
их 0,5—1,3 м! сутки, удельные дебиты колодцев и скважин не превы-
шают 0,1 л/сек.
Фильтрационные свойства водовмещающих пород угленосной тол-
щи также зависят от их литологического состава. Пески и галечники
характеризуются коэффициентом фильтрации от 0,2—5 до 24—
30 м!сутки. Подмерзлотные воды высоконапорные.
При эксплуатации угольных пластов под мерзлой зоной ожидае-
мые притоки подземных вод в горные выработки оцениваются в пре-
делах 50—80 ж3/ч и лишь на некоторых участках они могут достигать
200—250 м3/ч. Месторождение в настоящее время не эксплуатируется.
Глава VIII
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
И ВЛИЯНИЕ ПРОИЗВОДСТВЕННОЙ ДЕЯТЕЛЬНОСТИ
НА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ
И МЕРЗЛОТНЫЕ УСЛОВИЯ*
Инженерно геологические условия. По общности структурно-текто-
нических признаков и основных черт геологического развития, неотек-
тонических движений и формирования рельефа территория Северо-
Востока СССР в инженерно-геологическом отношении подразделена на
два крупных региона: Колымо-Чукотский и Охотско-Анадырский
(рис. 50).
Отличаясь возрастом и составом пород коренной основы, эти ре-
1 гионы близки по характеру поверхностных четвертичных отложений,
поэтому целесообразно перед описанием выделенных регионов рас-
смотреть формации этих поверхностных отложений совместно.
Поверхностные отложения относятся в основном к формациям гор-
ных долин (аллювиальные отложения), межгорных впадин, горного
оледенения и внеледниковой.
Формация горных долин объединяет аллювиальные образования,
слагающие речные поймы и надпойменные эрозионно-аккумулятивные
террасы долин горных районов. Наиболее широким площадным рас-
пространением среди них пользуются аллювиальные отложения совре-
менного и верхнечетвертичного возраста. По составу пород в рассмат-
риваемой формации можно выделить гравийно-галечный комплекс (ин-
женерно-геологическая группа песчаных и песчано-галечных пород) и
песчано-гравийно-глинистый (инженерно-геологическая группа песча-
ных пород со связными).
Гравийно-галечный комплекс (галечники) характерен для геомор-
фологических областей, где наиболее активно проявляется эрозионная
деятельность водотоков (области эрозионно-тектонических гор и др.).
На большей части территории этот комплекс отложений залегает
в мерзлой зоне. В мерзлом льдонасыщенном состоянии эти породы по-
добны конгломерату и обладают высокой прочностью (допустимые на-
грузки до 20 кГ/см2'). Во многих случаях они в заметной мере морозно-
распученные или содержат линзы и вертикальные жилы льда. Оттаива-
ние таких галечников сопровождается их осадкой. Удельная осадка
достигает 4 см/м. Это сравнительно небольшая величина, но вследствие
хорошей водопроницаемости талых пород интенсивность осадки обычно
велика, особенно если под сооружением тепло переносится фильтраци-
онным потоком, и в течение нескольких месяцев протаивание распро-
страняется на глубину 5—8 м. Морозное пучение галечников наблюда-
ется ежегодно при промерзании обводненной части сезонноталого слоя.
При этом силы пучения не превосходят 1,5 кГ[см.
Раздел написая И. Е. Зуевым.
264
ИНЖЕНЕРНО ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Наиболее полно изучены гравнйно-галечные гранты (песчаниками
и сланцами) в бассейне верхнего течения р. Колымы (центральные рай-
оны Магаданской области). Наблюдается некоторое обогащение аллю-
виальных отложений глинистым материалом в местах с малым про-
дольным уклоном долины с повышением уровня террас.
Физические свойства многолетнемерзлых галечников изучены на
монолитах, вырезанных в подземных горных выработках на глубине
Рис. 50. Схема инженерно-геологического районирования (составил И А. Зуев)
/ — граница ннженерно-геологнческнх областей, 2 — граница инженерно геологических регионов
3— граница исследуемой территории
Колымо Чукотский инженерно-геологический регион (I): I—A— область эрозионио тектонических
гор, высоко поднятых и сильно расчлененных речной ледниковой эрозией. /—Б — область (палео
ген-неогенового) пенеплена, поднятого и расчлененного преимущественно современной речной эро-
зии, /—В — область денудационных и структурных плоскогорий, мало расчтеиеиных речной эро-
зией, /—Г—область средне верхнечетвертичной аллювиальной (озерно аллювиальной) равнины
Охотско-Анадырскнй инженерно теологический регион (И) П—А— область Пенжино Анадырской
депрессии, II—Б—область эрозионно-тектонических гор, расчлененных речной и ледниковой эро-
вней, II—В — область разнорасчлеиенных эрозионно-денудационных гор и лавовых плоскогории
Охотско Чукотского вулканогенного пояса
9 м из аллювиальных отложений третьей надпойменной террасы долины
р. Берелех у устья р. Беличан В образцах содержалось гравия и галек
(песчаники, сланцы) диаметром более 2 мм — 7,7%, заполнителя —
частиц диаметром менее 2 мм— 23%. В составе заполнителя преобла-
дал песок. Объемный вес мерзлого образца 2,18 zJcm?, пористость 0,27.
Влажность (льдистость) породы в целом 12,9%, а заполнителя 55,3%.
Содержание незамерзшей воды при температуре —5° С равно»
0,02%, при —4° С —0,06%, при —3° С— 0,14%, при —2° С —0,34% и
при —1°С — 1,14%. Коэффициент теплопроводности .галечников при
температурах от —14 до —4°С равен 2,7 вт](м-град). Увеличением со-
держания незамерзшей воды объясняется установленное опытами сни-
жение прочности мерзлых галечников по мере приближения темпера-
туры к 0°.
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
265-
Длительная прочность мерзлого галечника в случае одноосного
сжатия при температуре —5° С составляет 13 кГ/см2-, скорость дефор-
мации установившейся ползучести в этих условиях меньше 0,03 мм)ч.
При сжимающем напряжении 35 кГ]см2 скорость деформации достигает
200 мм)ч. На монолитах того же многолетнемерзлого галечника (раз-
мер сечения образцов 20X20 см) определено сцепление при медленном
(4,5 кГ[см2) и при быстром (8 кГ/см2) сдвиге. Угол внутреннего трения
оказался равным соответственно 22 и 29°.
Значительная прочность мерзлого галечника используется при раз-
работке и разведке россыпных месторождений. Зимой стенки верти-
кальных и наклонных горных выработок, а также открытых разрезов
глубиной до 10 м сохраняют устойчивость без крепления. На россып-
ных месторождениях, разрабатываемых шахтами, на глубине от 10 м
до нескольких десятков метров очистные выработки с площадью обна-
жения кровли до 1500 м2 сохраняют несколько суток устойчивость без
крепления, если температура, галечников в кровле ниже —4° С.
Толщи многолетнемерзлых галечников служат основанием для зда-
ний и сооружений, возводимых либо с применением глубоко вморожен-
ных свай, либо, если мерзлое состояние не может быть сохранено, глу-
бокого предпостроечного оттаивания гидроигловым способом. Высокая
водопроницаемость галечников является неблагоприятным фактором
в гидротехническом строительстве, а также при подземных горных ра-
ботах на глубоких россыпных месторождениях.
Песчано-галечно-глинистый комплекс аллювиальных отложении
формации горных долин развит главным образом в бассейнах р. Омо-
лон и других рек области плоскогорного рельефа, мало расчлененного
речной эрозией. Дисперсные разности, илы, супеси, суглинки и глины
образуют часто слои и линзы по всему разрезу комплекса. Этот комп-
плекс отложений вмещает также подземные льды в виде линз и жил.
Физико-механические свойства пород комплекса не изучены. В неко-
торой мере эти свойства пород комплекса можно считать близкими
к свойствам аналогичных пород вышеописанного гравийно-галечного
комплекса. Наименее благоприятными в инженерно-геологическом от-
ношении являются тонкодисперсные грунты (супеси, суглинки и др.).
Они обладают в мерзлой зоне высокой льдистостыо (льдонасыщен-
ностью) и при оттаивании резко теряют Прочность.
Формация межгорных впадин представлена разнообразными по
возрасту и генезису комплексами пород, относящимися к различным
инженерно-геологическим группам пород: песчаных (песчано-галеч-
ных), грубообломочных, связанных пород с обломочными и др.
В инженерно-геологическую группу песчаных (песчано-галечных)
пород входят озерно-аллювиальные отложения нижнечетвертичного воз-
раста, представленные в основном чередующимися пачками мелкога-
лечных пород и песков, и верхнечетвертичные нерасчлененные флювио-
гляциальные и ледниковые отложения, характеризующиеся преоблада-
нием песчано-гравийно-галечных пород с подчиненными им галечни-
ками и валунами.
Инженерно-геологическая группа связных пород с включением об-
ломочных объединяет пролювиально-аллювиальные отложения четвер-
тичного возраста и ледниковые отложения верхнечетвертичного возра-
ста. Представлены они в основном несортированным валунно-глыбовым
материалом с песчано-глинистым цементом. Группа связных пород с об-
ломочными представлена комплексом нерасчлененных ледниково-мор-
ских и морских средне- и верхнечетвертичных отложений, развитых на
побережье Мечигменского залива и в других прибрежных районах Чу-
котского полуострова. Сложен он валунными суглинками и глинами.
266
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
с включениями гальки и валунов, песками, галечниками. Наконец, вы-
деляется комплекс нерасчлененных озерно-аллювиальных, озерных и
озерно-болотных отложений верхнечетвертичного—современного воз-
раста (в основном в пределах Чаунской впадины). Они относятся к ин-
женерно-геологической группе лёссовидных пород с органогенными
включениями и представлены в основном лёссовидными суглинками и
супесями, песками, торфяниками, а также к группе переотложенных
(в результате процессов термокарста) супесей, суглинков и торфяников
верхнечетвертичного возраста. В некоторых межгорных впадинах рых-
лые отложения, относимые к различным инженерно-геологическим
группам пород, находятся в сложных сочетаниях и соотношениях. Фи-
зико-технические и водно-физические свойства указанных комплексов
пород не изучены.
Формация горного оледенения сложена преимущественно образова-
ниями верхнечетвертичного возраста. Этой формации соответствует
один инженерно-геологический комплекс, относимый к группе грубооб-
ломочных пород (несортированный материал из глыб и валунов, гальки,
гравия, щебня, дресвы и песков). Количество крупнообломочного ма-
териала нередко достигает 50—60% и более. В целом физико-техниче-
ские свойства этих отложений изучены недостаточно. Обычно такие от-
ложения не распучены льдом и служат надежным основанием фунда-
ментов без специальной подготовки.
Внеледниковая формация включает в себя рыхлые четвертичные
отложения, сформировавшиеся вне области развития горного оледене-
ния. Это озерно-аллювиальные, элювиально-делювиальные и плювиаль-
ные морские отложения верхнечетвертичного и современного возраста.
Выделяемые среди них инженерно-геологические комплексы пород отно-
сятся к группам лёссовидных, связных пород с песчаными, песчаных
со связными, песчаных и щебенистых.
К группе лёссовидных пород относятся в основном пылеватые лёс-
совидные иловатые супеси и суглинки озерно-аллювиального происхож-
дения. Отличительной чертой их является повсеместная и сильная льдо-
насыщенность (лед-цемент и лед в виде линз, прожилков и крупных
клиновидных тел). В группу связных пород с уесчаными входят нерас-
члененные озерно-аллювиальные и морские отложения верхнечетвер-
тичного возраста, состоящие преимущественно из суглинков. Этот комп-
лекс распространен на побережье Восточно-Сибирского моря к западу
от Чаунской губы. Комплекс песчаных пород со связными состоит глав-
ным образом из мелко- и тонкозернистых песков, супесей и суглинков
аллювиального генезиса (распространен в основном в низовьях р. Ко-
лымы, где слагает поймы и бесцокольные террасы).
К группе песчаных пород относятся современные морские отложе-
ния, представленные песчано-гравийными, песчано-галечными породами
и песками, для которых характерна слабая сортировка материала.
Этот комплекс пользуется ограниченным распространением.
Группа щебенистых пород охватывает элювиальные и делювиальные
отложения. По гранулометрическому составу делювиальные отложения
представлены щебенистыми супесями и суглинками, в которых щебени-
стый материал иногда образует неправильной формы линзы и гнезда.
Наибольшее распространение на пологих склонах гор имеет солифлюк-
ционный делювий сланцев и песчаников; у подножий склонов на тер-
расах он образует шлейфы. Здесь мощность накоплений солифлюкцион-
но-перенесенного материала достигает 10 м и более. Накопления со-
лифлюкционного делювия неблагоприятны для использования в каче-
стве оснований сооружений. Подземный лед распределен в этих обра-
зованиях весьма неравномерно по площади и в разрезе; породы при от-
инженерно-геологические условии
267
таивании дают неравномерную осадку. На пологих склонах и террасах
встречаются повторно-жильные льды. Делювиальная щебенистая су-
песь вследствие своего широкого распространения нередко использу-
ется в качестве естественного основания зданий и сооружений.
Физические свойства щебенистых супесей и суглинков в верховьях
бассейна р. Колымы изучены ВНИИ-1 (Тайбашев, 1963). Содержание
в породе щебенки и дресвы 43—63%, песчаной фракции 19—29%, пы-
леватых и глинистых частиц — от 14 — до 28% (по весу). Льдистый
мелкодисперсный заполнитель связывает крупный материал. Весовая
влажность (льдистость) составляет для изученных образцов от 11 до
16%, в среднем около 14%.
Связанная вода и лед изученных образцов щебенистого суглинка
из бассейна р. Нексикан содержат около 1,5 г/л солей в растворе. В со-
ставе катионов алюминия — 9%, трехвалентного железа — 29%, каль-
ция— 38%, калия и натрия — 21%. Гидрокарбонат-ион содержится
в количестве 38%, сульфат-ион — 27%, хлор-ион — 35%. Величина ми-
нерализации воды в щебенистых супесях и суглинках, очевидно, влияет
на прочностные характеристики этих пород в мерзлом состоянии.
Для ряда образцов таких мерзлых пород установлены зависимости
сопротивления сдвигу от температуры и скорости деформации. Угол
внутреннего трения мерзлого щебенистого суглинка составляет 24—32%
и мало изменяется от температуры; он несколько возрастает с увели-
чением скорости сдвига (табл. 52).
Таблица 52
Сопротивление сдвигу монолитов мерзлых щебенистых делювиальных суглинков
Температура, ° С	Длительное сцеплеине, кГ/см*	Временное сцепление, кГ/см?	Угол внутреннего трения, град	
			при быстром сдвиге	при медленном сдвиге
От —4 до —5	7,0	9,0	32	29
От —1,5 до —2	4,4	не опр.	—	25
От —0,9 до —1	3,5	10	30	24
Талый грунт	0	Около 1	29	—
Примечание. К временному сцеплению отнесена часть общего сцепления, проявляю-
щаяся только при сдвиге со скоростью более 5 мм/ч; к длительному — при скорости 0.05 мм/ч.
Испытаниями в условиях более низкой температуры (около —10° С)
также установлено уменьшение сопротивления одноосному сжатию
приблизительно вдвое при уменьшении скоростей деформации от 150
до 0,01 мм/ч.
Коэффициент теплопроводности солифлюкционного многолетне-
мерзлого щебенистого суглинка равен 2,7 ккал/(м-ч-град); он может
считаться постоянным при температурах минус 3—16° С. Отмечается
влияние ориентировки ледяных прожилков на теплопроводность — пер-
пендикулярно к ним коэффициент теплопроводности составляет 2,5,
параллельно — 2,9 ккал/(м-ч-град). Весовая влажность изученных об-
разцов около 15%.
Удельное электрическое сопротивление мерзлых щебенистых суг-
линков при температуре около —13° С перпендикулярно ледяным про-
жилкам составляет 40 000 ом-м, а параллельно им — 80 000 ом-м. Это
сопротивление закономерно уменьшается с повышением температуры
до —2° С в линейной зависимости до 3500 ом-м перпендикулярно и до
1500 ом-м параллельно слоистости. При дальнейшем приближении тем-
пературы мерзлой породы к 0° удельное сопротивление более резко
268
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
уменьшается и еще до оттаивания грунта оказывается равным 1100 ом-м
перпендикулярно к ледяным прожилкам и 400 ом-м параллельно им.
После полного оттаивания удельное сопротивление близко к 100 ом-м.
Коэффициент фильтрации сланцево-песчаниковых щебенистых су-
глинков и супесей в талом состоянии равен 0,1—5 м/сутки.
В стенках и кровле подземных горных выработок при разработка
россыпных месторождений мерзлые щебенистые супеси и суглинки слан-
цево-песчаниковой формации менее устойчивы, чем аллювиальные га-
лечники; в них появляются трещины отслоения (совпадающие обычно
с ледяными прожилками) даже при температурах ниже —3,5° С. На-
пример, в очистных выработках с площадью обнажения 10x40 м на
глубине 10—15 м кровля сохраняет устойчивость не более 4—6 суток.
При более высоких температурах мерзлые породы этого типа значи-
тельно теряют устойчивость, в связи с чем затраты на крепление кровли
возрастают в несколько раз.
Делювий сланцев и песчаников в мерзлой зоне почти повсеместно
насыщен льдом и оседает при оттаивании. Поэтому он может служить,
надежным естественным основанием сооружений лишь после предпо-
строечного оттаивания, при котором он достаточно уплотняется под дей-
ствием собственного веса. В этих условиях устойчивое строительства
возможно также при сохранении основания в мерзлом состоянии. Со-
хранение грунтов основания в мерзлом состоянии упрощается путем
передачи нагрузки от здания на глубины 6—8 м с помощью сваи с ка-
муфлетной пятой.
Щебенистые супеси и суглинки находят использование в качестве
материала для возведения дорожных насыпей и даже в качестве опти-
мальных смесей для автомобильных дорог. При частичном удалении
щебня суглинки используются в качестве материала для противофильт-
рационных конструктивных элементов плотин и дамб.
Колымо-Чукотский регион. Колымо-Чукотский регион охватывает
Яно-Колымскую и Чукотскую области мезозойской складчатости (Охот-
ский, Колымо-Омолонский и Восточно-Чукотский массив), в строении
которых участвуют породы от архейского до четвертичного возраста.
Условия залегания пород и распространение их по площади региона при-
ведены в главе II.
В орографическом отношении Колымо-Чукотский регион характе-
ризуется сложным сочетанием преимущественно мелко- и среднегорных
сооружений, нагорий и плоскогорий, низменных равнин и межгорных
впадин. Основными орографическими единицами описываемого региона
являются Яно-Чукотская горная страна и Восточно-Сибирская низина.
Основу тектонической структуры Колымо-Чукотского региона со-
ставляют глубоко метаморфизованные породы докембрийских кристал-
лических комплексов, отдельные выходы которых фиксируются на Ко-
лымском и других палеозойских массивах. Следующий структурный
этаж образуют породы от верхнего протерозоя до нижнего карбона
включительно. Третий структурный этаж охватывает отложения так на-
зываемого верхоянского комплекса, четвертый — отложения верхней
юры до мела включительно и пятый — отложения палеогена — неогена.
На основании анализа тектонического режима осадконакопления^
истории геологического развития и стратиграфии в описываемом реги-
оне выделяют следующие инженерно-геологические формации коренной
основы:
1)	метаморфическая, объединяющая глубоко и регионально преоб-
разованные породы протерозоя и архея;
2)	нижняя терригенная, охватывающая морские отложения верх-
непротерозойского возраста;
инженерно-геологические условии
269
3)	карбонатная, объединяющая морские отложения палеозоя от
кембрия до нижнего карбона, и пестроцветная (осадочно-вулканоген-
ная) формация среднего девона — нижнего карбона;
4)	песчаниково-сланцевая морская (верхняя терригенная), соот-
ветствующая по объему так называемому верхнеянскому комплексу
морских отложений (пермь — средняя юра);
5)	молассовая, формирование которой происходило с верхней юры
до неогена включительно;
6)	эффузивная, включающая вулканогенные образования от девона
до неогена;
7)	интрузивная, объединяющая магматические породы от ультра-
основного до кислого состава различного возраста, но преимущественно
мезозойского.
Подавляющее большинство геолого-генетических комплексов гор-
ных пород, слагающих формации коренной основы, относятся к инже-
нерно-геологическим группам скальных пород и скальных с полускаль-
ными, физико-технические свойства которых на Северо-Востоке не изу-
чены или изучены слабо.
Метаморфическая формация в инженерно-геологическом отноше-
нии соответствует инженерно-геологическому комплексу скальных по-
род (биотитовые гнейсы, кристаллические сланцы, мраморы и др.) ар-
хейской и протерозойской групп. Опытных данных по использованию
пород комплекса как оснований инженерных сооружений не имеется.
По-видимому, невыветрелые метаморфические породы по своим физи-
ко-техническим свойствам близки к изверженным. В природных мас-
сивах по зонам тектонических разломов метаморфические породы ха-
рактеризуются повышенной трещиноватостью.
Нижняя терригенная формация включает инженерно-геологиче-
ский комплекс пород верхнепротерозойского возраста. Он представлен
конгломератами, кварцитами и кварцитовыми песчаниками, кристалли-
ческими известняками, глинистыми и алевролитовыми сланцами и дру-
гими литологическими разностями пород терригенного ряда. Все они
относятся к инженерно-геологической группе скальных пород, коэффи-
циент крепости которых по шкале Протодьяконова лежит в пределах
от 5—6 (сланцы) до 10—15 (кварциты, кварцитовидные песчаники
и др.).
В составе карбонатной формации по литологическим признакам
выделяют известняки, доломиты, известковисто-глинистые, глинистые
и филлитовые сланцы, песчаники и алевролиты. Все указанные породы
относятся к скальным, обладающим достаточно высокой прочностью.
Фактические физико-технические данные отсутствуют.
Пестроцветная (осадочно-вулканогенная) формация представлена
кислыми и средними эффузивами, их туфами и туфогеннымн песчани-
ками, алевролитами и сланцами. Она широко развита в пределах Ко-
лымо-Омолонского массива. Породы формации в ненарушенном со-
стоянии скальные, редко полускальные. Инженерно-технические свой-
ства их не изучены.
В составе песчанико-сланцевой (верхней терригенной) формации
преобладают песчаники, алевролиты, алевритовые, песчано-глинистые
и глинистые сланцы. Первые два типа пород относятся к группе скаль-
ных, а сланцы — к скальным с полускальными. В районах, где эти по-
роды подвержены экзоконтактовому метаморфизму, они всегда
скальные.
Породы рассматриваемой формации в целом пользуются наиболее
широким площадным распространением в пределах Колымо-Чукотского
региона. Общие инженерно-геологические характеристики пород этой
270
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
формации определяются геологическими факторами — степенью их дис-
лоцированное™ (от слабой до сильной), однообразно ориентирован-
ным простиранием пластов в пределах крупных складчатых структур,
развитием нескольких систем тектонических разрывов, высокой сте-
пенью литификации отложений, частой сетью кливажных трещин и оро-
говикованием пород в экзоконтактах интрузий. Анизотропность меха-
нической прочности толщи песчаников и сланцев, обусловленная чере-
дованием пластов относительно слабых сланцев с более прочными пес-
чаниками, отразилась на форме и ориентирации разрывных нарушений.
Песчаники рассматриваемой формации в невыветрелом состоянии
при испытании образцов размером в единицы сантиметров выдержи-
вают напряжения одноосного сжатия 300—600 кГ/см2, песчано-глинис-
тые сланцы поперек плоскостям сланцеватости — 200—400 кГ)см2,
а вдоль сланцеватости — вдвое меньше. Глинистые сланцы несколько
слабее. Частая сеть кливажных трещин снижает устойчивость и проч-
ность этих пород в кровле или стенках горных выработок и в основа-
нии крупных сооружений. Исследования физико-механических свойств
ороговикованных песчанистых и песчано-глинистых сланцев песчанико-
сланцевой формации проводились для оценки инженерно-геологических
условий отработки Иультинского рудного месторождения. По данным
лабораторных испытаний на образцах размером 50X50X50 мм, проч-
ность указанных пород на одноосное сжатие оценивается в пределах
960—320 кГ/см2 (среднеарифметические значения). Максимальные зна-
чения прочности образцов превышают минимальные в три-четыре раза.
Коэффициент структурного ослабления массива системами трещин мо-
жет достигать значения 0,02—0,04. Исследования проводились на об-
разцах трещиноватых пород при положительных и отрицательных тем-
пературах, но влияние температурного фактора на прочность крепких
вмещающих пород не установлено.
При инженерно-геологической оценке того или иного участка важно
иметь в виду частое пересечение толщ сланцев и песчаников крупными
разрывными нарушениями, около которых образовались зоны повышен-
ной трещиноватости и дробления песчаников или смятия сланцев. Здесь
вместо прочных пород встречаются супеси со щебнем, причем продукты
дробления часто сцементированы льдом и способны проявлять теку-
честь при длительном действии напряжений. Поэтому оттаивание тек-
тонически раздробленных пород сопровождается значительной осадкой
под влиянием давления вышележащей толщи. Опытами в районе г. Би-
либино установлено, что при давлении около 3 кГ/см2 оттаивание тре-
щиноватых сланцев и песчаников в зоне интенсивного тектонического
нарушения на глубине 20 м сопровождалось осадкой на величину 4 см
на 1 м. Здесь же, но в менее трещиноватых зонах при том же давлении
получены осадки порядка 0,01—0,02 см на 1 м. Для изученных трещи-
новатых сланцев и песчаников осадка при оттаивании без давления на
породы обычно близка к нулю, а при действии давления по вертикаль-
ной оси толща пород необратимо снимается за счет закрытия морозно-
распученных трещин. Относительное сжатие при давлениях до 1—
1,5 кГ/см2 пропорционально действующему давлению. При более зна-
чительном давлении сжимаемость становится все меньше. Коэффици-
ент сжимаемости, т. е. отношение относительного сжатия к действую-
щему давлению, составило в изученных случаях для пород зоны текто-
нического дробления 0,01—0,002 кГ/см2.
Песчанико-сланцевые толщи, не затронутые интенсивным смятием
и дроблением, проявляют при оттаивании значительно меньшие дефор-
мации уплотнения, а во многих случаях служат устойчивым основа-
нием крупных зданий, не обнаруживая заметной осадки при оттаива-
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
271
нии под нагрузкой. В том же районе (г. Билибино) опытными нагрузками
на отложения данной формации определено, что на глубине 3—6 м даже
оттаявшие породы могут быть использованы для возведения крупных
тепловыделяющих зданий без опасности значительных осадок в процессе
эксплуатации. Естественно, такие благоприятные участки необходимо
изыскивать с большой тщательностью на основе детального изучения гео-
логических условий залегания пород. Многие промышленные здания
в бассейне р. Колымы и на Чукотском полуострове возведены на много-
летнемерзлых породах рассматриваемой формации с оттаиванием естест-
венного основания и ряд лет успешно эксплуатируются без осложнений.
При этом выветрелую зону сланцев и песчаников (элювий) на глубину
2—3 м от поверхности и разрыхленную в процессе криогенеза перед воз-
ведением фундаментов зданий удаляют, заменяют или оттаивают и упло-
тняют. Удельная осадка элювиальных отложений при протаивании до-
стигает 0,07 см на 1 м даже при небольшом давлении.
Для определения величины осадки пород при оттаивании можно
применять глубокое искусственное оттаивание на глубину нескольких
метров с приложением дополнительной нагрузки или на глубину по-
рядка 15—20 м с использованием собственного веса самих талых пород
в массиве. Участки опытного оттаивания должны иметь большие попе-
речные размеры (до 30—40 м) во избежание зависания пород.
При проходке подземных горных выработок по интенсивно дисло-
цированным толщам мерзлых сланцев и песчаников отмечается некото-
рая зависимость их устойчивости от температуры.
При температуре ниже —3,5° С породы устойчивы в кровле и стен-
ках выработок, затраты на крепление их незначительны. Исключения
составляют отдельные трещиноватые зоны. Особенно заметно такое ос-
лабление многолетнемерзлых пород при температурах выше —1,5° С.
В этом случае требуется тщательное крепление кровли и наблюдения
за текучестью ледяного и глинистого заполнения трещин и за темпера-
турой вентиляционного воздуха. Вблизи нижней границы мерзлой зоны
встречаются трещины с незамерзшей водой, а небольшие деформации,
вызванные горными работами, нарушают водонепроницаемость и ус-
тойчивость пород. Опыт производства подземных горных работ в под-
мерзлотной зоне свидетельствует о необходимости тщательного креп-
ления выработок во всех местах пересечения разрывных тектонических
нарушений и в местах выхода воды из трещин.
Молассовая формация широко распространена в Колымо-Чукот-
ском регионе. В строении формации принимают участие породы вулка-
ногенно-осадочного и осадочного состава континентального и морского
происхождения: глинистые и углистые сланцы, глины, угли, алевролиты,
аргиллиты, песчаники, конгломераты, кислые и средние эффузивы и их
туфы и другие литологические разности. Количественное соотношение
этих пород в различных частях разреза и по простиранию существенно
изменяется. Породы, входящие в состав молассовой формации, отно-
сятся к скальным с полускальными (комплекс отложений верхнеюр-
ского— нижнемелового возраста), полускальным (комплекс меловых и
палеогеновых отложений) и пластичным с песчаными и песчано-галеч-
ными (комплекс олигоцен-неогеновых отложений). Физико-механиче-
ские свойства пород молассовой формации изучены очень слабо.
Породы молассовой формации имеют широкий диапазон крепо-
сти— от мягких с коэффициентом крепости в талом состоянии 0,8—1,0
до крепких. Широко распространены, особенно в отложениях мелового
возраста, полускальные породы, которые относятся обычно к мягким и
средним (коэффициент крепости 2—3). Проходка подземных горных вы-
21'2
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
работок (при отработке угольных месторождений) по этим породам
в мерзлой зоне осуществляется обычно без крепления. Обрушение
кровли и стенок выработок возможно при переходе мерзлых пород
в талое состояние. Мерзлые трещиноватые полускальные породы при
оттаивании под погрузкой могут давать осадки. Например, здание
школы в пос. Мяунджа (в долине р. Аркагала), возведенное на мерзлых
аргиллитах верхнемелового — палеогенового комплекса пород молассо-
вой формации, при их оттаивании значительно деформировалось.
В этом отношении особенно неблагоприятны породы олигоцен-нео-
генового возраста (пластичные породы с песчаными и песчано-галеч-
ными). Устойчивость этих пород в подземных горных выработках на-
чинает падать при температуре —3° С, с температуры 0,5—0,8° С про-
исходит усиление горного давления, пучение (разбухание) глинистых
пород и т. п.
При строительстве на многолетнемерзлых трещиноватых андезитах
и андезито-базальтах верхнемелового — палеогенового возраста молас-
совой формации на глубине от 5 до 30 м эти породы при оттаивании
давали осадку от 1300 до 2000 мм. Исследованиями установлена зави-
симость удельной осадки от давления на оттаивающий слой — с глуби-
ной относительная осадка уменьшается. Так, при давлении 1 кГ(см2 на
глубине 5—7 м относительное сжатие при оттаивании составляет около
0,005, а на глубине 10—20 м — 0,0007. Применение метода предпостро-
ечного гидравлического напорно-фильтрационного оттаивания на глу-
бину 25—30 м позволяет в течение двух месяцев уплотнить основания,
представленные мерзлыми трещиноватыми андезитами и андезито-ба-
зальтами настолько, что дальнейшие осадки исключаются. Первый
в практике строительства случай такого глубокого предпостроечного
напорно-фильтрационного оттаивания относится именно к участку, сло-
женному эффузивными породами. При инженерно-геологической оценке
комплексов полускальных и менее литифицированных пород молассо-
вой формации приходится считаться и с тем, что они содержат в мерз-
лой зоне ледяные прожилки, жилы и линзообразные залежи. Маломощ-
ные линзы льда обычно располагаются цепочкой по падению и прости-
ранию пластов вмещающих пород.
В мерзлой толще эффузивных пород встречаются трещины верти-
кальные и наклонные с раскрытостью до 8 см, заполненные подземным
льдом, образовавшимся в результате замерзания трещинных вод. Сле-
дует также отметить, что на площадях распространения комплексов
пород молассовой формации получают широкое развитие делювиально-
солифлюкционные отложения, характеризующиеся повышенной льдо-
насыщенностью и сильной распученностью.
Эффузивная формация в пределах Колымо-Чукотского инженерно-
геологического региона пользуется в целом нешироким распростране-
нием. В составе формации выделяются липариты, дациты, андезиты и
их пирокласты и туфогенные песчаники, относящиеся к группе скаль-
ных пород. Эти породы по шкале проф. Протодьяконова могут быть
отнесены преимущественно к крепким и очень крепким (коэффициент
крепости порядка 13—15 и более).
Интрузивная формация включает изверженные породы среднего
и кислого состава. Они относятся к скальным и высокопрочным поро-
дам (за исключением зон выветривания и тектонической трещиновато-
сти). В интрузивных массивах встречаются подземные льды, заполняю-
щие вертикальные и горизонтальные трещины. Так, на левобережном
склоне руч. Хениканджа, дренирующего крупный интрузивный массив,
при проходке подземных горных выработок на глубине 25—30 м вскры-
вались жилы крупнокристаллического льда толщиной 0,2—0,4 м
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
273
(рис. 51). Одна из них прослежена на расстоянии до 85 м от устья
штольни.
По условиям строительства в пределах Колымо-Чукотского региона
можно выделить четыре области (см. рис. 50), краткая характеристика
которых приводится ниже.
Область эрозионно-тектонических, гор, высоко поднятых и сильно
расчлененных речной и ледниковой эрозией (I-A) характеризуется пре-
обладающим развитием эрозионно-тектонического рельефа, представ-
ленного в основном альпинотипным высокогорьем. Современный эро-
зионно-аккумуляторный рельеф развит слабо. Абсолютные высоты
Рис. 51 Ледяная жила, вскрытая штольней в массиве гранитоидов
(долина р. Хениканджа)
а — положение штольни и ледяной жилы в разрезе б — зарисовка
жилы в стенке штольни
I — гранодиориты. 2 — ледяная жила
здесь нередко превышают 2000 м, относительные превышения дости-
гают 700—1000 м. Широко распространены в высокогорных хребтах
экзарационные формы: кары, цирки и т. п. Большинство современных
водотоков находится в стадии врезания, долины их имеют U-образную
форму с крутыми углами наклона в продольном профиле, нередко по-
рожистые.
В пределах этой области развиты комплексы горных пород, отно-
сящиеся к карбонатной, песчаниково-сланцевой, интрузивной, эффузив-
ной и молассовой формациям коренной основы и к формации горного
оледенения поверхностных отложений. Аллювиальные отложения (фор-
мация горных долин) развиты слабо и формируются только в поймах
крупных рек в нижнем их течении. Сравнительно широким распростра-
нением пользуются также ледниковые отложения (формация горного
оледенения).
Для данной области характерны физико-геологические явления:
осыпи, курумы, наледи на площадях развития ледниковых отложений —
термокарст. В зимний период возможны снежные обвалы, лавины.
Данных по опыту строительства в пределах рассматриваемой об-
ласти не имеется, в хозяйственном отношении она практически не ос-
воена. Особенности инженерно-геологических условий строительства
здесь определяются широким распространением прочных скальных по-
род, интенсивной (густой и глубокой) расчлененностью рельефа, ши-
роким развитием осыпей и наледных явлений в долинах рек, наличием
карста, а также развитием преимущественно крупнообломочных (круп-
носкелетных) рыхлых четвертичных отложений. По сейсмическим ус-
274
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИИ
ловиям эта область оценивается возможным землетрясением до
7 баллов.
Область палеоген-неогенового пенеплена, поднятого и расчле-
ненного преимущественно речной эрозией (I-Б), охватывает зна-
чительную часть территории региона. Рельеф области сформировался
в четвертичный период в условиях значительных (но умеренных) нео-
тектонических колебательных движений, в результате которых сущест-
вовавшая ранее пенепленизированная поверхность была поднята на
разные высоты и расчленена речной эрозией в сочетании с другими про-
цессами. Значительную роль в формировании современного рельефа
области играет литология пород. Большая часть территории области
занята мелкогорным (низкогорным) рельефом. Обычной и широко рас-
пространенной формой возвышенностей являются караваеобразные
вершины более или менее одинаковых уровней. Абсолютные отметки
мелкогорья, как правило, не превышают 1000—1200 м и чаще нахо-
дятся в пределах от 300—400 до 800—900 м при относительных превы-
шениях 200—400 м. Среднегорный расчлененный рельеф области почти
во всех случаях развит на интрузивных и эффузивных породах и в эк-
зоконтактовых зонах интрузивных массивов.
Равнинный (холмисто-увалистый) рельеф занимает разобщенные
участки и приурочен к днищам впадин и широких речных долин. Наи-
более обширные пространства заняты аккумулятивными равнинами
вдоль побережья Восточно-Сибирского и Чукотского морей.
В описываемой области выделяются районы развития инженерно-
геологических комплексов пород, относящихся к метаморфической, кар-
бонатной, песчаниково-сланцевой, молассовой, интрузивной и эффузив-
ной формациям коренной основы и к формациям межгорных впадин,
горных долин и к внеледниковой формации поверхностных отложений.
Подавляющее большинство пород дочетвертичного возраста относится
к группе скальных. Комплексы скальных с полускальными, полускаль-
ных и пластичных пород с песчаными выделяются в составе одной мо-
лассовой формации. Инженерно-геологические комплексы четвертичных
отложений относятся в основном к инженерно-геологическим группам
песчаных (песчано-галечных), лёссовидных и песчаных со связанными
пород. Они характеризуются высокой общей льдистостью и содержат,
кроме того, многочисленные тела подземных льдов. В этом отношении
особенно выделяются своей льдонасыщенностью озерно-аллювиальные
отложения верхнечетвертичного возраста.
Физико-геологические процессы в описываемой области многооб-
разны и пользуются широким распространением. Они представлены
осыпями, курумами, солифлюкцией, пучением, термокарстом, забола-
чиванием, абразией и др. Районы развития их обусловлены в основном
геоморфологическими и геолого-литологическими особенностями отдель-
ных частей области. Так, осыпи и курумы приурочены преимущественно
к интрузивным массивам и экзоконтактовым зонам вмещающих оса-
дочных пород. Солифлюкционные процессы получают развитие на пло-
щади распространения отложений молассовой формации, сланцевых
и сланцево-песчаниковых комплексов песчанико-сланцевой формации.
Наиболее активно при прочих равных условиях солифлюкционные про-
цессы протекают на склонах гор южной экспозиции. Пучение, термо-
карст и заболачивание характерны для районов развития комплексов
пород поверхностных отложений (формация межгорных впадин и др.).
Термокарстовые процессы наиболее интенсивно развиваются на озер-
но-аллювиальных лёссовидных суглинках и супесях. Вдоль берегов Чу-
котского и Берингова морей интенсивно развивается также абразия.
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИИ
275
В хозяйственном отношении рассматриваемая область освоена
лишь по отдельным районам, где размещаются многочисленные горно-
промышленные предприятия и населенные пункты (центральные районы
Магаданской области, Билибинский и другие районы на Чукотке).
В практике промышленного и гражданского строительства наибо-
лее часто промышленные объекты и поселки размещаются в долинах
рек, на поймах и первых надпойменных террасах, сложенных современ-
ными аллювиальными гравийно-галечными отложениями (формация
горных долин). В долинах рек с мощностью этих отложений 5—10 м
и более развиты устойчивые водоносные подрусловые талики, на базе
которых организовано водоснабжение большинства существующих на-
селенных пунктов.
Мерзлотно-грунтовые, гидрогеологические и другие природные ус-
ловия строительства в речных долинах (инженерно-геологический район
аллювиальных отложений) рассматриваемой области представляются
сравнительно благоприятными.
В целом рассматриваемая область характеризуется разнообраз-
ными инженерно-геологическими условиями строительства и хозяй-
ственного освоения. Наименее благоприятными в инженерно-геологиче-
ском отношении представляются районы развития инженерно-геологи-
ческого комплекса лёссовидных пород с органогенными, характеризую-
щихся также высокой льдонасыщенностью. Сложными в инженерно-
геологическом отношении являются также районы развития инженер-
но-геологических комплексов пород молассовой формации. Большая не-
однородность пород молассовой формации по крепости и частое их
переслаивание и невыдержанность по простиранию, а также широкое
развитие делювиально-солифлюкционных льдонасыщенных распучен-
ных льдом отложений характеризуют основные особенности инженерно-
геологических условий районов их распространения.
Область денудационных и структурных плоскогорий мало расчле-
ненных речной эрозией (I-В) характеризуется в основном слабой и не-
глубокой расчлененностью рельефа. Большая часть области занята
сглаженным мелкогорьем с расплывчатыми формами рельефа и широ-
кими плоскими водоразделами. На общем слабо волнистом фоне пло-
скогорного рельефа с умеренными абсолютными и относительными вы-
сотами выделяются отдельные небольшие горные гряды, изометричные
горные массивы и столовые горы с абсолютными высотами до 1000—
1200 м.
В пределах этой области развиты породы метаморфической, ниж-
ней терригенной, карбонатной, песчаниково-сланцевой, молассовой, эф-
фузивной и интрузивной формаций коренной основы и аллювиальные
отложения формаций межгорных впадин и горных долин. Песчаниково-
сланцевая и молассовая формации пользуются наиболее широким рас-
пространением среди коренных пород данной области.
Из физико-геологических явлений, имеющих инженерно-геологиче-
ское значение, наиболее широко распространены в данной области со-
лифлюкция, пучение, термокарст, заболачивание и талики в долинах
рек. Солифлюкционные процессы наиболее характерны для районов
развития пород песчаниково-сланцевой, молассовой и нижней терри-
генной формаций. С этими процессами связано формирование мощных
так называемых солифлюкционных шлейфов, в пределах которых раз-
виты термокарст, пучение, заболачивание.
В хозяйственном отношении рассматриваемая область не освоена,
опытные данные об инженерно-геологических условиях строительства
отрывочны. В целом эти условия определяются широким распростра-
нением полускальных пород преимущественно пологозалегающих и тре-
276
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИИ
щиноватых (в зоне выветривания и по разломам), спокойным характе-
ром рельефа, наличием широких речных долин и активностью перечис-
ленных выше физико-геологических процессов, а также широким раз-
витием устойчивых водоносных таликов в долинах рек. Использование
скальных и полускальных пород в качестве оснований инженерных со-
оружений будет возможно в основном с применением предпостроечного
их оттаивания.
Область средне-верхнечетвертичной аллювиальной (озерно-аллю-
виальной) равнины (1-Г) охватывает северо-западную часть описывае-
мого региона (восточная часть обширной Колымо-Алазейской низины).
Основная часть низменности представляет собой почти идеальную рав-
нину с абсолютными отметками поверхности до 80—100 м. В ее преде-
лах развиты озерно-аллювиальные и аллювиальные отложения внелед-
никовой формации. Озерно-аллювиальный комплекс лёссовидных пород
в пределах всего района сильно насыщен льдом.
Термокарстовые процессы в пределах равнин интенсивно развива-
ются. Они являются основным фактором формирования современного
рельефа. Широко развито также заболачивание.
Равнинный характер рельефа и интенсивные процессы термокарста
определяют главнейшие особенности инженерно-геологических условий
строительства. Возведение любых инженерных сооружений здесь может
осуществляться при сохранении отрицательного теплового режима в ос-
новании сооружений.
Охотско-Анадырский регион. Охотско-Анадырский регион в тектони-
ческом отношении включает в себя Охотско-Чукотский вулканогенный
пояс, Охотскую позднемезозойскую складчатую область в северную
часть Восточно-Камчатско-Курильской складчатой области (Олютор-
ский прогиб). Характеристика указанных структур приведена в главе II.
Здесь отметим только, что сложная геологическая история рассматри-
ваемого региона обусловила распространение в различных структурно-
фациальных зонах пород одного возраста, но разного состава и степени
метаморфизма.
В орографическом отношении Охотско-Анадырский регион является
сложно построенной горной страной. Он включает Сунтаро-Куветские
лавовые нагорья, Корякское нагорье и разделяющую эти нагорья Пен-
жинско-Анадырскую низину.
Основной период геологического развития региона охватывает про-
должительное время от триаса до миоцена включительно. Главную
роль в геологическом строении его играют морские, континентально-
морские и континентальные отложения мелового и палеогенового воз-
раста и эффузивные образования мезо-кайнозойского возраста. Интру-
зивные породы в этом регионе развиты преимущественно в пределах
Охотско-Чукотского вулканогенного пояса.
Послегеосинклинальный — четвертичный этап развития региона ха-
рактеризуется активными неотектоническими движениями разного зна-
ка, формированием толщ рыхлых отложений во впадинах, а также ло-
кальными изменениями базальтов. Неотектонические движения особен-
но ярко проявляются в рельефе Корякского нагорья. В данном регионе
получили распространение комплексы пород, относимые к следующим
формациям коренной основы:
I)	метаморфическая, объединяющая отложения протерозоя и архея;
2)	вулканогенно-кремнистая морская формация девона — нижнего
мела;
3)	песчаниково-сланцевая морская формация верхней юры — верх-
него мела;
4)	эффузивно-осадочная формация верхнего мела — миоцена;
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИИ
277
5)	молассовая формация, охватывающая морские и континенталь-
ные отложения от верхнего мела до неогена включительно;
6)	эффузивная формация, объединяющая вулканогенные континен-
тальные образования мела, палеогена, неогена и четвертичного воз-
раста;
7)	интрузивная формация, охватывающая изверженные породы от
палеозойского до кайнозойского возраста.
Среди поверхностных отложений выделяются формации межгор-
ных впадин, горного оледенения и горных долин (аллювиальные отло-
жения) и внеледниковая.
Физико-механические свойства пород, слагающих эти формации,
изучены крайне слабо, но судя по характеру пород должны быть близки
соответствующим свойствам пород аналогичных формаций Колымо-
Чукотского региона.
Вулканогенно-кремнистая морская формация объединяет скальные
породы, представленные кремнистыми яшмо-кварцитами, яшмами, очень
крепкими песчаниками, кремнистыми сланцами с подчиненными про-
слоями кремнистых алевролитов, песчаников, известняков и эффузивов
основного состава. Наиболее распространенные породы относятся к ка-
тегории от очень крепких до высшей степени крепких (коэффициент
крепости 15—20).
В	пределах рассматриваемого региона выделяются три области
(см. рис. 50).
Область ПенЖино-Анадырской депрессии (П-А) охватывает цент-
ральную часть региона и характеризуется развитием преимущественно
аккумулятивного и эрозионно-аккумулятивного типов рельефа (аллю-
виальные, озерно-аллювиальные, флювиогляцйонные и др.). К катего-
рии аккумулятивного рельефа относятся также большие участки низ-
ких (абс. высоты до 300 м) слабо расчлененных лавовых плато четвер-
тичного возраста.
Эрозионно-денудационный рельеф приурочен к относительно под-
нятым горст-антиклинальным блокам. В рельефе эти блоки выражены
обычно грядовым сглаженным низкогорьем.
В области выделяются районы развития инженерно-геологических
комплексов пород преимущественно эффузивно-осадочной, молассовой
и эффузивной формаций коренной основы, формаций межгорных впа-
дин и внеледниковой поверхностных отложений. Породы эффузивно-
осадочной и эффузивной формаций относятся к группе скальных, мо-
лассовой — к скальным с полускальными, полускальных и пластичных
с песчаными. Породы формаций поверхностных отложений относятся
к группам песчаных, лёссовидных и песчаных со связанными. Они ха-
рактеризуются высокой льдистостью и содержат многочисленные тела
подземных льдов.
Физико-геологические процессы в этой области выражены термо-
карстом, пучением, заболачиванием, солифлюкцией на склонах гор и
абразией на побережье Берингова моря. Термокарстовые процессы раз-
виваются на площадях распространения озерно-аллювиальных и флю-
виогляциальных отложений (формация межгорных впадин), известных
на значительной части территории области.
Сейсмичность области Пенжино-Анадырской депрессии не изучена.
Однако за все время освоения этой территории сведений о землетрясе-
ниях не было.
Опыта строительства на породах коренной основы нет. В районах
распространения поверхностных отложений в незначительном объеме
велось строительство жилых зданий, дорог, взлетно-посадочных полос.
В целом можно отметить, что наименее благоприятны в инженерно-гео-
278
ИНЖЕНЕРНО ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
логическом отношении районы распространения лессовидного комп-
лекса озерно-аллювиального происхождения из-за высокой его проса-
дочности Наиболее целесообразно инженерные сооружения распола-
гать на участках устойчивых таликов (на речных террасах, на дне спу-
щенных крупных озер). В других случаях инженерные сооружения
должны возводиться с сохранением мерзлого состояния пород
Область эрозионно-тектонических гор, расчлененных речной и лед-
никовой эрозией (П-Б), занимает восточную часть Охотско-Корякского
региона и характеризуется резкой контрастностью рельефа, преимуще-
ственным развитием альпийских и альпинотипных форм рельефа Боль-
шую часть области занимает среднегорный резко расчлененный рельеф
с абсолютными высотами в пределах 100—150 м и относительными пре-
вышениями до 1000 м К участкам эффузивных покровов четвертичного
возраста приурочен среднегорный останцовыи рельеф, также глубоко
расчлененный Аккумулятивный рельеф в этой области приурочен в ос-
новном к глубоким межгорным впадинам, выполненным неразделен-
ными ледниковыми и флювиогляциальными отложениями
В пределах описываемой области распространены все формации
коренной основы Охотско-Анадырского региона Среди поверхностных
отложений преимущественным развитием пользуются формации меж-
горных впадин, горного оледенения и горных долин Большая часть по-
род формаций коренной основы относится к группе скальных и только
породы молассовой формации относятся к группе скальных с поту-
скальными
Из физико-геологических процессов в данной области широко рас-
пространены и ярко выражены осыпи (обвально-осыпные явления) Они
особенно характерны для участков гор, сложенных вулканогенно-крем-
нистыми и кремнисто-терригенными комплексами пород Широко раз-
виты здесь также наледи по долинам рек В зимний период возможны
снежные обвалы и лавины На побережье Берингова моря получают
развитие абразия и оврагообразование Термокарстовые процессы от-
мечаются на площадях развития флювиогляциальных и ледниковых
оттожений
Сейсмичность рассматриваемой области изучена слабо Имеются
только сообщения геологов и местных жителей о землетрясениях силой
ориентировочно до 5 баллов на северо-востоке области (район мыса
Наварин) Можно предполагать, что землетрясения такой силы воз-
можны в любом районе области, так как она характеризуется большой
общей неотектонической подвижностью
В хозяйственном отношении эта область практически не освоена
и опытных данных об инженерно-геологических условиях строительства
не имеется Они в основном определяются широким распространением
скальных прочных пород, интенсивной расчлененностью рельефа и та-
ким же характером развития современных осыпных (обвально-осып-
ных) явлений, а также возможностью возникновения мощных снежных
обвалов и лавин в зимнее время
Область разнорасчлененных эрозионно-денудационных гор и лаво-
вых плоскогорий Охотско-Чукотского вулканогенного пояса (П-В) за-
нимает западную часть рассматриваемого региона Основными морфо-
логическими типами современного рельефа области являются лавовые
плоскогорья, расположенные на различных гипсометрических уровнях
от 800—1000 до 1600—1800 м и имеющие различную степень расчле-
ненности Среди эрозионно-денудационного рельефа выделяются раз-
личные морфологические типы его (от альпинотипного и массивного
высокогорья до слабо расчлененного мелкогорья), что является выра-
жением в рельефе неравномерно поднятых тектонических блоков, гор-
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
279
стов и грабенов, а также обусловлено литологическими особенностями
слагающих их пород.
В пределах этой области развиты комплексы преимущественно
скальных пород, относящиеся к метаморфической, песчанико-сланцевой,
эффузивной и интрузивной формациям. При этом основная часть тер-
ритории области занята вулканогенными толщами и интрузивными мас-
сивами.
Среди поверхностных отложений наиболее широким распростране-
нием пользуются ледниковые (формация горного оледенения), встре-
чающиеся практически во всех крупных долинах рек, в предгорьях и
на более возвышенных участках. Широко также развиты неразделен-
ные ледниковые и флювиогляциальные отложения верхнечетвертичного
возраста в межгорных впадинах. В последних выделяются также и ал-
лювиальные образования, которые в долинах горных рек области имеют
небольшое развитие.
Физико-геологические процессы и явления в данной области в це-
лом весьма разнообразны как по видам, так и интенсивности их прояв-
ления. Они представлены осыпями и обвалами, наледями, термокар-
стом, снежными лавинами и др. Исключительно широким распростра-
нением среди них пользуются осыпи и разнообразные по размерам (от
мелких до гиганских) наледи. Достаточно сказать, что основная масса
наледей, отмеченных на Северо-Востоке СССР, сосредоточена в преде-
лах рассматриваемой области. В результате осыпных явлений у подно-
жий склонов гор формируются мощные конусы осыпания, валы и шлей-
фы, тянущиеся иногда на несколько километров.
В числе активно проявляющихся процессов отмечается также тер-
мокарст. Термокарстовые формы рельефа широко распространены на
площадях четвертичных (рыхлых) отложений в межгорных впадинах и
в предгорных районах, где развиты ледниковые отложения (формация
горного оледенения).
Сейсмичность территории Охотско-Чукотского вулканогенного по-
яса изучена неравномерно. Наибольшее количество фактического ма-
териала о землетрясениях имеется по районам северного побережья
Охотского моря. Здесь неоднократно отмечались подземные толчки
в г. Магадане, в поселках Охотск, Ола и др. Наиболее активно в сей-
смическом отношении побережье зал. Шельтинга, где наблюдаются со-
временные тектонические разломы и сдвиги пород по разломам. В це-
лом северное побережье Охотского моря относится к району с земле-
трясениями до 7 баллов, хотя И. А. Резанов считает, что здесь возмож-
ны землетрясения до 9 баллов. Остальная часть территории описывае-
мой области в сейсмическом отношении не изучена.
В хозяйственном отношении данная область практически не осво-
ена, за исключением отдельных локальных районов (Магаданский про-
мышленный район и др.). На большей части площади области особен-
ности инженерно-геологических условий строительства определяются
сложной и в целом довольно сильной рассеченностью рельефа, почти
повсеместным распространением крепких скальных (эффузивных и ин-
трузивных) пород коренной основы, преобладанием среди поверхност-
ных отложений крупнообломочных (крупноскелетных) грунтов и ши-
роким и интенсивным развитием физико-геологических явлений (осы-
пей, наледей, термокарстов и снежных лавин). На Охотском побережье
инженерно-геологические условия, кроме того, усложняются островным
характером многолетнемерзлых пород и широким распространением
неглубоко залегающих грунтовых вод, обладающих часто агрессив-
ными свойствами (особенно при наличии гидравлической связи их
с морскими водами).
280
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Таким образом, особенности инженерно-геологических условий Се-
веро-Востока СССР зависят не только от развития здесь мерзлой зоны,
но и от ряда других природных факторов (геологическое строение,
геоморфология и т. п,). В соответствии с этим рассматриваемая тер-
ритория характеризуется весьма разнообразными и в целом сложными
инженерно-геологическими условиями.
Для дальнейшего более углубленного изучения условий строитель-
ства в этой отдаленной окраине страны необходимо провести инженер-
но-геологические съемки масштаба 1:200 000 на перспективных в про-
мышленном отношении площадях, организовать более тщательные и
детальные наблюдения за наледями и снежными лавинами, изучить
сейсмичность всей территории. Необходимо также продолжать иссле-
дования физико-технических свойств мерзлых горных пород, изменение
этих свойств при оттаивании и повторном промерзании.
Влияние производственной деятельности на гидрогеологические и
мерзлотные условия *. Производственная деятельность человека при на-
роднохозяйственном освоении территории Северо-Востока СССР оказы-
вает заметное влияние на гидрогеологические условия, хотя преобла-
дающая часть этой территории в хозяйственном отношении еще не за-
тронута.
Изменение характера растительности, снежного покрова и влажно-
сти приповерхностного слоя горных пород отражаются на среднегодо-
вой температуре и годовой амплитуде колебания температур горных
пород, приводят к углублению или уменьшению сезонного протаивания,
изменению параметров таликов и мощности мерзлой зоны. Связанные
с этим перемещения границ водонепроницаемых многолетнемерзлых
«островов» или таликов в мерзлой зоне изменяют и условия движения
подземных вод.
Рассмотрим некоторые типичные случаи искусственного изменения
мерзлотно-гидрогеологической обстановки в порядке убывающей интен-
сивности их проявления. Эти изменения вызываются открытыми гор-
ными и дражными работами; подземными горными работами на руд-
ных и россыпных месторождениях; водозаборами подземных вод; со-
оружением плотин с образованием водохранилищ; строительством на-
селенных пунктов, особенно городов; строительством дорог; агротехни-
ческим освоением — распашкой под посевы, мелиоративными работами
на пастбищах и сенокосных лугах; вырубкой леса при заготовках лесо-
материалов.
Открытыми горными работами породы верхних слоев переотложе-
ны на площади, достигающей к настоящему времени примерно 0,05%
всей описываемой территории. Ежегодно до нескольких десятков квад-
ратных километров площади рыхлых аллювиальных отложений в до-
линах рек видоизменяются за счет вскрышных работ, выемки продук-
тивного пласта и образования отвалов. Преобладают разработки в до-
линах рек и ручьев на первой надпойменной террасе и более высоких
террасах; реже открытые разработки ведутся на пологих склонах.
Мощность рыхлых отложений на разрабатываемых открытым спосо-
бом участках составляет 3,5—11 м. В строении россыпей участвуют де-
лювиальные, аллювиальные и элювиальные образования. Многолетне-
мерзлые породы разрабатывают летом путем послойного снятия оттаи-
вающих слоев, породы кровли транспортируют в отвалы, размещаемые
или на обнаженных коренных породах, или на поверхности террасы.
Породы в отвалах разрыхлены, а следовательно, обычно более водопро-
ницаемы, чем в природном залегании. Отвалы промытых золотоносных
* Раздел написан В. Г. Гольдтманом при участии П. Н. Калмыкова.
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
281
пород еще более водопроницаемы, поскольку глинистые и пылеватые
фракции из них уносятся водой.
Во многих золотоносных долинах отвалы открытых разработок рос-
сыпей залегают на протяжении многих километров и служат путями
продольных фильтрационных потоков. Речная вода питает эти фильтра-
ционные потоки летом, поддерживая существование талика в этих «тех-
ногенных» отложениях.
Отвалы рыхлых отложений, залегающие выше уровня подземных
или речных вод, промерзают за ряд лет до основания, причем скорость
промерзания их велика вследствие переноса тепла конвективными по-
токами воздуха в породах. Из конического отвала высотой 7—12 м теп-
лый воздух выходит через вершину в течение первой зимы, а через
подножие внедряется морозный воздух, промораживая насыпные по-
роды на глубину более 7 м. В охлажденную толщу отвалов весной и
летом проникает вода, замерзает и образует за два-три года льдонасы-
щенный горизонт, повторяющий внешние формы рельефа отвала.
Если россыпи разрабатываются драгами, то после прохождения
драги за ней остается полоса отвалов, состоящих из промытых галеч-
ных и гравелистых зерен; отвал ложится на коренные породы и обра-
зует весьма хорошо проницаемый слой. Между полосами отвалов ши-
риной 60 м остаются узкие полосы, состоящие из осадков пылевато-
глинистых и песчаных частиц. Под дражными отвалами на глубине со-
храняются талые породы; с поверхности эти отвалы глубоко промер-
зают, образуя многолетнемерзлую толщу.
На протяжении десятков километров ниже мест разработки рос-
сыпных месторождений речная вода несет взвеси глинистых и пылева-
тых продуктов промывочных работ, что приводит к кольматации аллю-
виальных отложений. Эти воды, кроме того, имеют более высокую ми-
нерализацию и обогащены сульфатами.
Подземная разработка россыпей применяется на глубине 8—60 м
и приводит, во-первых, к появлению на поверхности высоких кониче-
ских отвалов промытых пород, а во-вторых,— к растрескиванию мно-
голетнемерзлой кровли очистных выработок, заполнению трещин и под-
земных горных выработок льдом. В отработанных горных выработках
встречаются линзы незамерзшей воды и линзы «защемленного» у кров-
ли воздуха.
При разработке рудных и угольных месторождений в многолетне-
мерзлой толще с полным обрушением кровли возникают трещины и
разрыхленные зоны, которые в некоторых случаях становятся путями
глубокого проникновения воды и превращаются в сквозные таликовые
трубы или щели. Разработка подмерзлотных горизонтов сопровожда-
ется образованием крупных депрессионных воронок пьезометрической
поверхности или свободного уровня подмерзлотных трещинных вод.
Гидрогеологические условия долин горных рек существенно нару-
шаются еще до переработки пород драгами, в процессе гидравлического
оттаивания. На площади в сотни гектаров ежегодно в летний период
производится оттаивание всей толщи рыхлых отложений россыпи, при-
чем источником тепла и средством переноса служит речная вода. Ее
нагнетают через трубчатые иглы или фильтруют в безнапорном режиме
по оттаивающим породам.
Эксплуатация водозаборных скважин, колодцев или подземных га-
лерей изменяет режим надмерзлотных или подмерзлотных вод талика.
В частности, усиление движения подземных вод на подходе к водоза-
бору обычно приводит к оттаиванию некоторой части мерзлых пород,
что в свою очередь увеличивает удельный дебит водозаборов. При экс-
плуатации надмерзлотных вод может произойти и уменьшение дебита
282
инженерно-геологические условия
вследствие глубокого многолетнего промерзания пород природного та-
лика в пределах депрессионной воронки, если летом водозабор не экс-
плуатируется и промерзшие породы сохраняются к следующему зим-
нему периоду.
Эксплуатация подземных вод при помощи буровых скважин, зало-
женных в сквозные талики долин горных рек, например р. Омчака, вы-
зывает в течение зимнего сезона глубокое понижение уровня (на 30—
70 м) и подток относительно теплых (2—3°С) подмерзлотных вод, не-
сколько отличающихся по химическому составу. Однако в первой по-
ловине летнего сезона уровень восстанавливается, достигая горизонта
реки, питающей летом породы талой зоны (Калмыков, 1968). Имеется
опыт успешного искусственного периодического пополнения подмерзлот-
ной водоносной зоны летом и осенью с целью увеличения дебита сква-
жины в зимний период (Мотрич, 1966).
Сооружение плотин с образованием водохранилищ нарушает при-
родный температурный режим многолетнемерзлой толщи. Под чашей
водохранилища появляется талик, медленно распространяющийся на
глубину. Этот талик может стать сквозным, после чего возможно воз-
никновение гидравлической связи подмерзлотных вод с надмерзлот-
ными. В тех случаях, когда допускается фильтрация воды под плоти-
ной (по грунтам основания), фильтрационный поток увеличивает талую
фильтрующую область в стороны и вглубь. Так, под плотиной на
р. Мяунджа талик в трещиноватых андезито-базальтах за несколько
лет распространился на глубину свыше 80 м. Вне области фильтрации
(на расстоянии 100 м от плотины) под чашей водохранилища породы
протаяли за 16 лет только на 15 м.
Застройка территории отражается на режиме надмерзлотного во-
доносного горизонта. Глубина сезонного протаивания увеличивается.
Под зданиями и коммуникационными каналами появляются талики.
В некоторых случаях применяется предпостроечное искусственное от-
таивание пород на глубину 7 м и более. Если под зданиями наблюда-
ется общее потепление горных пород, то под открытыми площадями
дворов и улиц, где снег уплотняется или удаляется, среднегодовая тем-
пература пород понижается на 2—3° С. То же наблюдается под холод-
ными складами.
Дорожные насыпи иногда играют роль барьеров надмерзлотного-
стока по сезоннопротаивающему слою на склонах или даже сужают се-
чение надмерзлотных водоносных таликов и аллювиальных галечников,
в результате чего образуются зимние источники и появляются наледи.
Сельскохозяйственное освоение террас долин и пологих склонов на
Северо-Востоке СССР осуществляется в сравнительно небольших объ-
емах, но должно учитываться как искусственное воздействие на темпе-
ратурный режим почвы и подпочвы. В результате устройства дренаж-
ных канав, фрезерования или вспашки торфяного покрова скорость и
глубина сезонного протаивания увеличиваются. Применение дождева-
ния еще более ускоряет оттаивание. Внесение удобрений отражается на
химическом составе надмерзлотных вод, особенно там, где горизонталь-
ный сток незначителен, а мерзлый водоупор исключает перенос солей
на глубину.
Вырубка леса влечет за собой углубление сезонного оттаивания
почвы над многолетнемерзлой толщей и вытаивание высокольдистых
слоев у кровли этой толщи, что сопровождается осадкой поверхности,.,
ускорением надмерзлотного подземного стока на склонах.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Монографическое описание подземных вод Северо-Востока СССР
выполнено на основе анализа всех гидрогеологических материалов, по-
лученных преимущественно за последние тридцать лет освоения бас-
сейна р. Колымы. Сведения о подземных водах довольно подробные
в центральных и южных наиболее освоенных районах и сравнительно
немногочисленные на востоке и Крайнем Севере. Однако даже в наи-
более освоенных районах гидрогеологические исследования, как пра-
вило, производились на отдельных изолированных участках в долинах
рек, где расположены жилые поселки и основная часть горных пред-
приятий. В то же время обширные водораздельные пространства оста-
ются до сих пор слабо изученными в гидрогеологическом отношении.
Все это находит отражение в различной степени детальности описания
гидрогеологических условий, весьма разнообразных в различных рай-
онах.
Действительно, на обширной территории, простирающейся от бас-
сейнов рек Колымы и Индигирки до Чукотского полуострова и от по-
бережья Охотского моря до морей Северного Ледовитого океана гор-
ные хребты и кряжи неоднократно сменяются плоскогорьями и низ-
менными равнинами. С юга на север и от межгорных впадин к хребтам
постепенно снижается прерывистость и возрастает мощность мерзлой
зоны, распространенной на всей описываемой территории. Различная
высота и ориентировка горных хребтов приводит к разнообразию кли-
матических условий и режима выпадения атмосферных осадков. Если
в районах, прилегающих к побережью Охотского и Берингова морей,
годовое количество приближается к 700 мм, то в центральных участках
севернее главного Охотско-Колымского водораздела общее количество
осадков не превышает 200 мм.
Сложность гидрогеологических условий заключается еще и в том,
что Северо-Восток СССР охватывает несколько разнородных и разно-
возрастных тектонических структур, осложненных вулканогенными по-
кровами и молодыми наложенными прогибами и впадинами. Это гор-
носкладчатые области, жесткие срединные массивы и современные гео-
синклинали. Наряду с относительно консолидированными областями,
испытывающими слабые погружения или монотонные поднятия, значи-
тельное развитие получили области контрастных новейших движений и
интенсивной блоковой тектоники с характерными для них региональ-
ными зонами разломов. В сложении геологических структур принимают
участие разновозрастные образования, представленные кристалличе-
скими, метаморфическими, карбонатными, терригенными и вулканоген-
ными породами, включая сложный комплекс четвертичных отложений.
В условиях разновозрастной складчатости одни и те же по возрасту и
284
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
литологическому составу отложения характеризуются различными ус-
ловиями залегания и степенью трещиноватости, что предопределяет
разнообразие типов подземных вод, приуроченных к этим породам.
Описание гидрогеологических структур и соответственно образую-
щих их водоносных комплексов произведено с учетом мерзлотных ус-
ловий, прежде всего мощности и степени прерывистости мерзлой зоны.
Если в южных районах описываемой территории мерзлая зона имеет
островной и прерывистый характер, а мощность ее не превышает 100—
200 м, то в центральных и северных районах мерзлая зона имеет сплош-
ной характер, мощность ее достигает 200—500 м, а возможно, в отдель-
ных местах (высокогорья) до 1000 м. Для мерзлой зоны характерна
резкая дифференцированность ее по мощности и температуре, сказы-
вающаяся в уменьшении мощности и повышении температуры мерзлых
пород в долинах и в увеличении мощности и понижении температуры
мерзлых пород на водораздельных участках.
В условиях повсеместного распространения мерзлой зоны особая
роль принадлежит устойчивым водоносным над- и межмерзлотным и
сквозным таликам, которые представляют собой очень важные источ-
ники питьевых вод.
Северо-Восток СССР является одной из крупнейших областей на-
ледеобразования. Здесь выделено 82 наледных района, отличающихся
степенью распространения (относительной наледностью) и величиной
наледного стока. Эти показатели достигают своих максимальных зна-
чений (4,45% и 890 мм соответственно) в пределах хр. Черского. В це-
лом намечается уменьшение наледности до 0,07% и наледного стока
менее 1 мм при движении от центральных районов Северо-Востока
к Чукотскому полуострову. Установлена тесная генетическая связь на-
ледных районов с особенностями горных сооружений, а в пределах
последних — с наиболее расчлененными участками горного рельефа.
Выявлено, что наледи развиты в определенном высотном поясе, поло-
жение которого зависит от высоты водораздельных поверхностей и ба-
зиса эрозии.
В целом природные условия Северо-Востока определяют гидрогео-
логические условия, которые ухудшаются в направлении от побережья
Охотского моря в глубь страны по всем показателям, а именно: пита-
ние подземных вод затрудняется, производительность водоносных комп-
лексов и трещиноватых зон уменьшается, минерализация подземных
вод увеличивается. Эта субширотная мерзлотно-гидрогеологическая зо-
нальность осложняется высотной поясностью в горных районах и влия-
нием морского побережья — в прибрежных. Все это вместе взятое оп-
ределило порядок описания гидрогеологических условий по крупным
гидрогеологическим регионам, а в пределах последних — по типам гид-
рогеологических структур, характеризующихся сравнительным сход-
ством гидрогеологических условий в пределах региона.
Всего выделено четыре типа гидрогеологических структур — гидро-
геологические массивы, вулканогенные супербассейны, адартезианские
и артезианские бассейны.
Водоносный комплекс рыхлых четвертичных отложений, обладаю-
щий относительно высокими фильтрационными свойствами, описан для
всей территории Северо-Востока СССР. К этому комплексу приурочены
надмерзлотные и межмерзлотные талики, часто непосредственно взаи-
мосвязанные с подмерзлотными водоносными горизонтами и зонами.
Водоносность большинства дочетвертичных комплексов весьма не-
однородна и во многом зависит от соотношения мощностей мерзлой
зоны и зоны региональной трещиноватости выветривания, условий
кольматации верхней части разреза и распространения таликов как
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
285
основных путей питания подземных вод. Высокая обводненность пород
обычно связана с зонами региональных разломов. Среди водоносных
комплексов, слагающих гидрогеологические массивы, наибольшее ко-
личество трещинно-жильных и трещинно-карстовых вод включает кар-
бонатный палеозойский комплекс, где дебиты источников в отдельные
периоды достигают 10—15 л/сек. Наименьшая водообильность свой-
ственна водоносному комплексу метаморфических архейских и проте-
розойских пород.
В интрузивных массивах, расположенных в районах с островным
характером мерзлой зоны, имеют большое значение воды зон трещи-
новатости. Отдельные скважины здесь характеризуются высокой про-
изводительностью (удельный дебит до 7 л/сек).
В пределах адартезианских бассейнов наиболее водообилен водо-
носный комплекс юрских отложений. Воды этого комплекса питают ис-
точники, дебит которых достигает 10 л]сек.
Особое внимание в монографии уделено описанию артезианских
бассейнов, до последнего времени изученных крайне слабо. Все бас-
сейны подразделены на группы по характеру и возрасту осадочного
чехла и тектонической природе впадин, к которым они приурочены.
Для каждой из этих групп на примере наиболее изученных показаны
общие гидродинамические и гидрохимические особенности.
При описании водоносных комплексов приведены данные о редких
по своему химизму водах источников, приуроченных к зонам сульфид-
ной минерализации. Даны также материалы о минерализованных под-
земных водах, имеющих температуру ниже 0° С и распространенных на
побережье Чукотского полуострова. Они имеют минерализацию до
80 г/л и распространены как в трещинных зонах гранитных массивов,
так и в водоносных комплексах, слагающих артезианские бассейны.
Необходимо отметить, что наличие морей на севере и востоке тер-
ритории Северо-Востока, весьма большая протяженность морского по-
бережья, его изрезанность и наличие тектонических разломов, рассе-
кающих как породы суши, так и дна моря, являются важным фактором
формирования химического состава подземных вод Северо-Востока.
Если во внутренних гидрогеологических районах, в массивах, супер-
бассейнах и артезианских бассейнах преобладают пресные воды, то
в прибрежных районах они сменяются солоноватыми и солеными.
При рассмотрении особенностей формирования подземных вод
впервые для этой обширной территории в кратком виде прослежена ис-
тория подземных вод начиная с палеозойской эры до наших дней. Опи-
саны также палеогеокриологические условия, существовавшие на Се-
веро-Востоке СССР в течение четвертичного времени, рассмотрены
в общем виде вопросы формирования и существования сквозных водо-
поглощающих таликов.
Сложные мерзлотно-гидрогеологические условия Северо-Востока
СССР и интенсивные наледообразовательные процессы вызвали значи-
тельные трудности в оценке естественных ресурсов подземных вод. Ее
удалось осуществить, применив комплексную методику расчленения
гидрографов речного стока и учтя наледную составляющую. Расчеты
подтвердили существенную неравномерность в распределении ресурсов
подземных вод на площади и их изменчивость по сезонам года. Резкие
колебания величины подземного стока в течение года являются одним
из факторов, затрудняющих использование подземных вод для водо-
снабжения, особенно круглогодичного. Положение усугубляется тем,
что наименее стабильны воды таликов, легко доступные и удобные
в эксплуатации, тогда как подмерзлотные воды, имеющие более надеж-
286
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
ный режим, часто не удовлетворяют по своему составу или запасам и
обычно труднодоступны.
Несмотря на еще слабую промышленную освоенность территории
Северо-Востока СССР, уже сейчас появляются признаки загрязнения
подземных вод, а в некоторых местах и истощения их запасов. Такие
районы приурочены в основном к участкам речных долин, где проис-
ходит отработка золотоносных россыпей. В связи с этим становятся ак-
туальными вопросы охраны подземных вод и искусственного их вос-
полнения.
Разработка месторождений полезных ископаемых и строительство
различных инженерных сооружений непосредственно сказывается на
мерзлотных условиях, вызывая в отдельных случаях деградацию, а ино-
гда увеличение мощности мерзлоты. Однако эти вопросы изучены еще
крайне недостаточно.
В последние годы на характеризуемой территории начали внед-
ряться гидрогеохимические методы поисков месторождений рудных по-
лезных ископаемых. Выявленные для отдельных районов закономерно-
сти миграции металлов в подземных водах помогут более быстрыми
темпами открывать новые рудные месторождения.
Совершенно новым направлением исследований на Северо-Востоке
СССР является изучение глубоких горизонтов подземных вод в связи
с поисками месторождений нефти и газа. Эти исследования, ставшие
уже традиционными в европейской части территории СССР, лишь не-
давно начаты в Западной Сибири и на западе Якутии (в Анадырском
и некоторых других артезианских бассейнах).
В последние годы на Северо-Востоке СССР проводится изучение
месторождений термоминеральных вод. Сейчас на Тальских источниках
действует комфортабельный курорт, проектируется строительство ку-
рорта на базе Мотыклейских источников Чукотского полуострова. Од-
нако горячие воды источников используются еще слабо из-за большего
удаления их от жилых поселков. В связи с этим большое значение мо-
гут получить горячие воды глубоких горизонтов, выявленных в неко-
торых артезианских бассейнах (например, в Анадырском). Могут найти
также бальнеологическое применение и холодные натриево-кальцие-
вые и кальциевые воды, установленные под мерзлой зоной во многих
пунктах (Казачкинский, Хатырский и другие бассейны).
Глубокое промерзание земных недр, отрицательно влияющее на
режим подземных вод, является часто положительным фактором для
подземной разработки полезных ископаемых, но в то же время снижает
возможности отработки россыпей из-за необходимости проведения до-
рогостоящих мероприятий по предварительному их оттаиванию. Оно
создает дополнительные сложности и при инженерном освоении терри-
тории, строительстве гражданских и промышленных сооружений, во-
допроводов и канализационных систем и особенно дорог.
Выполненное монографическое описание подземных вод и инже-
нерно-геологических условий Северо-Востока СССР, в котором осве-
щены все отмеченные выше аспекты, представляет несомненный инте-
рес, который определяется и большим новым фактическим материалом,
и рядом следующих из него теоретических положений.
Однако многие вопросы гидрогеологии рассматриваемой террито-
рии освещены недостаточно из-за неравномерной и слабой ее изучен-
ности. Особого внимания требуют те направления исследований, ко-
торые представляются первоочередными и решающими на ближай-
шие годы.
Основное из них — выявление закономерностей формирования под-
земных вод в условиях развития мерзлой зоны различной мощности и
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
287
прерывистости. Необходимо установить степень влияния фактора глу-
бокого промерзания на гидрогеологические структуры, распределение и
состав заключенных в них подземных вод, условия их питания и раз-
грузки. Решение этой проблемы может быть осуществлено на основе
дальнейшего расширения исследований режима подземных вод и вод-
ного баланса, а также определения запасов подземных вод отдельных
таликов, подмерзлотных водоносных горизонтов и отдельных гидрогео-
логических структур в целом. В этом отношении особого внимания за-
служивает исследование водоносных комплексов грубых песчано- и гра-
вийно-галечных и галечно-валунных аллювиальных отложений, пред-
горных конусов выноса и межгорных впадин, так называемых проме-
жуточных коллекторов, способных, во-первых, инфильтровать осадки,
находясь в мерзлом воздушно-сухом состоянии, во-вторых, противо-
стоять промерзанию в силу высоких значений конвективного теплопе-
реноса, связанного с водными потоками в этих отложениях, в-третьих,
концентрировать в себе и перераспределять подземные воды глубокого
(подмерзлотного) и поверхностного (речные, озерные воды) питания.
Важно выявить закономерности взаимосвязи надмерзлотных и меж-
мерзлотных вод в таких таликах с водами подмерзлотных водоносных
горизонтов с тем, чтобы от первых опытов по магазинированию вод
перейти к планомерному, технически обоснованному регулированию за-
пасов подземных вод.
Однако регулирование водных ресурсов, в том числе и ресурсов
подземных вод, как одной из составляющих водного баланса, не огра-
ничивается решением проблемы магазинирования. Не менее, а в ряде
районов еще более важная задача заключается в разработке мероприя-
тий, предотвращающих развитие наледных явлений в локальном, а за-
тем и региональном плане. Подсчитано, что наледи на Северо-Востоке
(включая территорию ЯАССР) содержат более 26 км3 подземных вод,
что составляет свыше одной трети всех ресурсов подземных вод зоны
свободного водообмена этой территории. В отдельных гидрогеологиче-
ских областях (например, Верхояно-Колымской) эта величина дости-
гает 55%. Если же учитывать только зимний период, т. е. время, когда
формируются наледи, то в отдельных областях стока эта величина пре-
вышает 90%. Это значит, что почти все подземные воды, которые могли
бы питать реки, питают в первую очередь наледи. Поэтому рациональ-
ное использование наледных явлений представляется весьма перспек-
тивным.
Исследование вод таликов потребует разработки новых методик,
в том числе и методики подсчета ресурсов и запасов этих вод, посколь-
ку существующие приемы пока не совершенны.
Много неясного остается в вопросах питания подземных вод,
в особенности подмерзлотных водоносных горизонтов артезианских бас-
сейнов. Для некоторых из них установлено перетекание подземных вод
из соседних гидрогеологических массивов, в некоторых выявлены внут-
ренние области питания, однако в условиях большой мощности мерз-
лой зоны и малой ее прерывистости обычный механизм перетекания
подземных вод из гидрогеологических массивов в артезианские бас-
сейны не может играть той большой роли, какую он имеет в структу-
рах, расположенных вне мерзлой зоны.
Выявление условий питания и разгрузки подземных вод позволит
лучше понять особенности гидродинамических условий формирования
подземных вод, в том числе низких пьезометрических уровней подмерз-
лотных вод (нередко ниже уровня океана), особенно характерных для
некоторых артезианских бассейнов.
288
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Влияние процессов промерзания на формирование состава поверх-
ностных вод изучено сравнительно хорошо, но роль криогенеза в фор-
мировании подземных вод, особенно в региональном аспекте, остается
еще не ясной Между тем именно процесс промерзания подземных вод
в верхней части разреза приводит к концентрированию солей в меж-
мерзлотных и подмерзлотных горизонтах, снимает возможности приме-
нения их в народном хозяйстве Почти не исследованы условия мигра-
ции компонентов рудной минерализации при неоднократном промерза-
нии и протаивании, что затрудняет расшифровку гидрохимических ано-
малий с целью поисков металлических полезных ископаемых, хотя в об-
щем для Северо-Востока доказана возможность такого использования
гидрохимических методов
Одним из прикладных весьма важных для освоения подземных вод
вопросов является разработка экономически эффективных и произво-
дительных методов улучшения качества подземных вод, которые либо
по общей минерализации (1—3 г/л), либо по содержанию некоторых
компонентов не могут быть использованы для питья без специальной
обработки
Особое направление составляет исследование термальных вод и
перспектив их использования Перед гидротермальными исследовани-
ями стоят сейчас совершенно новые задачи, заключающиеся в разра-
ботке рациональных систем использования геотермической энергии для
оттаивания мерзлых россыпей В их решении видны два пути один из
них — разведка природных гидротермальных систем и второй — созда-
ние искусственных гидротермальных систем
Большой экономический эффект от этих исследований ожидается
на Чукотке, где короткое холодное лето крайне ограничивает длитель-
ность промывочного сезона и осложняет условия оттаивания россыпей
В то же время именно на Чукотке имеется несколько групп термаль-
ных источников, свидетельствующих об общей перспективности этой
территории в отношении возможности всестороннего использования
термальных вод
Успешная работа по реализации всех первоочередных задач воз-
можна лишь на фоне планомерного ведения гидрогеологических съемок
и поисков, прежде всего в перспективах района при опережающем их
освоении Создание и опубликование гидрогеологических карт по этой
территории привлечет к ней внимание широкого круга специалистов,
что будет способствовать более быстрому и глубокому ее изучению,
а также поможет отказаться от бытующей еще практики строительства
до решения вопросов гидрогеологии, инженерной геологии и водоснаб-
жения, а также повысит интенсивность и рентабельность промышлен-
ного освоения богатого северо-восточного края
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
А нике ев Н П и др Основные тектонические элементы Северо Востока СССР.
Мат-лы по геол и полезн ископ Северо Востока СССР, вып 11 Магадан, 1957
Аникеев Н П, Титов В А Основные черты геологического строения и ме-
таллогении Охотско-Чаунского вулканогенного пояса Мат лы по геол и полезн ископ
Северо Востока СССР, вып 18 Магадан, 1966
АйдлаТ А О формировании распученных многолетнемерзлых крупноскелет-
ных грунтов Тр ВНИИ 1 Мерзлотоведение, вып 23 Магадан, 1961
Бабкин П А, К и м Е П, Копытин В И Ртутное оруденение Северо Вос-
тока и Камчатки Тр СВ КНИИ, вып 30 Магадан 1967
Баранов И Я Геокриологическая (мерзлотная) карта СССР Мат лы по об
щему мерзлотоведению М, изд во АН СССР, 1959
Баранов И Я Геокриологическая карта СССР масштаба 1 10 000 000 с объясн
зап Ин-т мерзлотоведения им В А Обручева АН СССР М, изд во АН СССР, 1960
Баранова Ю П, Бискэ С Ф Северо Восток СССР, М, изд во «Наука»,
1964
Баранова Ю П, Бискэ С Ф, Гончаров В Ф, Куликова И А,
Титова А С Кайнозой Северо-Востока СССР М, изд во «Наука», 1968
Барс Е А Гидрохимические показатели нефтеносности и гидрохимические ме-
тоды поисков нефтяных залежей «Геология нефти», 1957, № 8
Б а р с Е А Методические указания по изучению современных гидрогеологических
условий и палеогидрогеологии нефтегазоносных областей М, изд во ИГиРГИ, 1969
Белов Н А, Лапина Н Н Донные отложения арктического бассейна Л,
изд во «Морской транспорт», 1961
Беркутова Г Л К изучению мерзлотно гидрогеологических условий ведения
подземных горных работ в районе верховьев р Колымы Тр ВНИИ 1, т XXIV Ма
гадан, 1965
Билибин Ю А Основы геологии россыпей М, изд-во АН СССР, 1936
Б о б о в Н Г Значение развития обособленных жилок льда в увеличении льди
стости миоголетнемерзлых пород Тр Ин та мерзлотоведения им В А Обручева,
т XVII М, изд во АН СССР, 1961
Бруевич С В Элементарный состав воды мирового океана Тр ин та океано
логии АН СССР, т II М, изд во АН СССР, 1948
Букаев Н А Основные закономерности режима гигантских наледей в верховьях
р Колымы В кн «Наледи Сибири» М, изд во «Наука» 1969
Вальпетер А П, Гасанов Ш Ш, Лебедев С А, Лоткин А В
К вопросу о раннеантропогеновом оледенении на Северо Востоке СССР «Колыма»,
1966, № 6
В асецкий И П Оловорудный узел Лазо Мат лы по геол и полезн ископ
Северо Востока СССР, вып 18 Магадан, 1966
Васильевский М М и др Схема основного гидрогеологического райониро-
вания Азиатской части СССР «Советская геология», 1939, № 7
Васильев В Г, Драбкин И Е, Титов В А Новые данные, характери
зующие перспективы нефтегазоносности северо восточных районов СССР «Новая неф
тяная техника», 1959 № 12
ВаськовскийА П Краткий обзор горных сооружений Северо-Востока Азии
Мат-лы по геол и полезн ископ Северо-Востока СССР, вып 10 Магадан, 1956
Васьковский А П Схема геоморфологического устройства и районирования
Крайнего Северо Востока СССР в картографическом выражении Мат лы по геол и
полезн ископ Северо Востока СССР, вып 16 Магадан, 1963
Ведерников Л Е Измерение температур горных пород электрическими тер-
мометрами сопротивления Временная инструкция Магадан, 1956
Ведерников Л Е Исследование мерзлотных крупноскелетных грунтов Тр
ВНИИ-1, т XIII Магадан, 1959
Ведерников Л Е Мерзлотные процессы в теле и основании плотины на
р Мяундже Тр ВНИИ-1 т XXII Магадан, 1963
В ельмина Н А Условия циркуляции подземных вод и типы таликов некото-
рых районов южной и восточной Якутии Тр Второго совещ по подземн. водам и
инженер геол Восточной Сибири, вып 2 Иркутск, 1959
290
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Вельмииа Н А Особенности гидрогеологии области многолетнемерзлых пород
и основные ее проблемы В сб «Методика гидрогеологических исследований и ре-
сурсы подземные вод Сибири и Дальнего Востока» М, изд-во «Недра», 1966
Вельмииа Н А.УземблоВ В Гидрогеология центральной части Южной
Якутии М —Л изд во АН СССР, 1959
В е л есл о в В В Оттайка экскаваторных полигонов дождеванием и гндроиглами.
Сб рефератов ВНИИ 1 Магадан, 1958
Виноградов А П О хлор бромном коэффициенте подземных вод Докл
АН СССР, т XIV, № 2 М, изд во АН СССР, 1944
Втюрин Б И Криогенное строение четвертичных отложений (на примере Ана-
дырской низмеииости) М , изд во «Наука», 1964а
Втюрин Б И Геокриологический очерк Марковской впадины В сб «Геокрио-
логические условия Западной Сибири и Чукотки» М, изд-во «Наука», 19646
Втюрин Б И, Гас а н о в Ш Ш К истории формирования многолетнемерзлых
пород Нижие Анадырской низменности Тр Ин та мерзлотоведения им В. А Обручева,
т 18 М изд во АН СССР, 1962
Втюрина Е А Криогенные склоновые террасы М, изд во «Наука», 1966
Гавриленко Е С Метод гидрохимической съемки и результаты его примене-
ния в некоторых районах Волго Уральской области Тр совещ по проблеме нефтегазо-
носности Урале Поволжья В сб «Нефтегазоносность Урало Волжской области» М,
изд во АН СССР, 1956
Гасанов Ш Ш Морфогенетическая классификация криогенных текстур рых
тьх отпожеиий Тр СВ КНИИ вып 3 Магадан, 1963
Гасанов Ш Ш Подземные льды Чукотского полуострова Тр СВ КНИИ,
вып 10 Магадан, 1964
Гасанов Ш Ш Инъекционные льды В сб «Материалы VIII всесоюзного
междуведомственного совещания по геокриологии (мерзлотоведению)», вып 1 Якутск,
1966
Гасанов Ш Ш Строение и история формирования мерзлых пород Восточной
Чукотки М, изд-во «Наука», 1969
Геология СССР, т XXX (Северо Восток СССР) М, изд-во «Недра», 1970
Гидрогеология СССР г XIX (Иркутская область) М, изд-во «Недра», 1968
Гидрогеология СССР, т XXI (Читинская область) М, изд во «Недра», 1968
Гидрогеология СССР, т XX (Якутская АССР), М изд во «Недра», 1970
Гладенков Ю Б Нефтепроявлеиия нижнего течения р Хатурки (Корякское
нагорье) Изв АН СССР, серия геол, № 9, 1962
Глотов В Е, Москвин Я Г и Костылев Е Н О возможности приме
нения гидрогеохимпческого метода при иефтепоисковых исследованиях в условиях
Северо Востока СССР Изв высш учебн завед, «Геология и разведка», № 9, 1967
Глотов В Е, Костылев Е Н, Москвин Я Г Перспективы нефтегазо-
носности Магаданской области по гидрогеологическим данным «Колыма» 1969, № 3
Головачев Ф А Минеральные источники юго восточной оконечности Чукот-
ского полуострова «Арктика», кн 5 Л, изд Всесоюзи Арктич ни та 1937
Гольдтман В Г Дренажный способ оттайки пород при разработке россыпей
Тр ВНИИ-1 Мерзлотоведение вып 4 Магадан, 1956
Гольдтман В Г Оттайка вечномерзлых грунтов дождеванием оборотной во-
дой Тр ВНИИ-1 Мерзлотоведение, вып 3 Магадан, 1956
Гольдтман В Г Теплообмен в фильтрующих крупнозернистых грунтах при
дренажной и игловой гидрооттайке Тр ВНИИ 1 Мерзлотоведение, вып 11 Магадан,
1968
Гольдтман В Г Особенности оттаивания слабопроницаемых грунтов водя-
ными иглами Тр ВНИИ 1, т XVII Магадан, 1960
Гопьдтмаи В Г Исследование способов оттаивания вечномерзлых грунтов
Тр ВНИИ-1, т XXIII Магадан, 1963
Гольдтман В Г К вопросу о формировании березовых терм Северо Востока
СССР В сб «Формирование и геохимия подземных вод Сибири и Дальнего Востока»
М , изд во «Наука», 1967
Гольдтман В Г Влияние подземных вод на температуру вечномерзлой толщи
и таликов Тр ВНИИ-1, т XXIX Магадан, 1969
Гольдтман В Г Сезоненко Е В Температура и мощность многолетне
мерзлой толщи литосферы в горных районах Северо Востока Тр ВНИИ 1, т XIX
Магадан, 1961
Гольдтман В Г, Чистопольский С Д Особенности процесса массо-
и теплопереноса прн фильтрации жидкости в пористой среде В сб «Мат-лы VIII все-
союзн межведомств совещ по геокриологии (мерзлотоведению)» вып 4 Якутск, 1966
Граве Н А Географическое распространение крупных масс подземных льдов
области вечной мерзлоты и их изученность В сб «Мат лы совещ по изучению снега
и льда». М, изд-во АН СССР, 1951.
Гравис Г Ф Гольцовый лед и закономерности его образования В сб «Под-
земный лед», вып 2 М, изд во МГУ, 1965
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
291
Громов Б. Г. Физико-географическая характеристика бассейна р. Малый Аиюй.
В сб. работ Магаданской гидрометеорол. обсерватории, вып. 1. Л., Гидрометеоиздат,
1965.
Губкин Н. В. Очерк гидрогеологии части Охотско-Колымского края. «Колыма»,
1944, № 6.
Губкин Н. В. Мерзлотно-гидрогеологические условия шахтного строительства
в Охотско-Колымском крае. «Колыма», 1946а, № 8.
Губкин Н. В. Подрусловые потоки — база зимнего водоснабжения приисков.
«Колыма», 19466, № И.
Губкин Н. В. Подземные воды бассейна верхнего течения реки Колымы. М.,
изд-во АН СССР, 1952.
Давиденко В. П., Зуев И. А. Режим подземных вод Магаданской области.
В кн. «Материалы четвертичного совещания по подземным водам Сибири и Дальнего
Востока (тезисы докл.)». Иркутск—Владивосток, 1964.
Дзенс-Литовский А. И., Толстихин Н. И. Краткая пояснительная за-
писка к схематической геологической карте природных минеральных вод СССР. Гос-
геолиздат, 1946.
Достовалов Б. Н., Кудрявцев В. А. Общее мерзлотоведение. М., изд-во
МГУ, 1967.
Д у х и и И. Е. Тепловое влияние особенности залегания грунтовых пород и дви-
жения в них воды на конфигурацию мерзлых толщ. В ки. «Теплофизика промерзаю-
щих и протаивающих грунтов». М., изд-во «Наука», 1964.
Дядькин Ю. Д., Зильберборд А. Ф., Чабан П. Д. Тепловой режим
рудных, угольных и россыпных шахт Севера. М., изд-во «Наука», 1968.
Ефимов А. И. Некоторые особенности использования подземных вод при раз-
личных гидрогеологических условиях. В сб. «Материалы по подземным водам Восточ-
ной Сибири и Дальнего Востока». Иркутск, 1957.
Ефимов А. И. Исследование подземных вод. В кн. «Полевые геокриологиче-
ские (мерзлотные) исследования». М., изд-во АН СССР, 1961.
Ефимова Д. В. Метод дойного и гидрохимического опробования в районах
Центральной Чукотки. Бюлл. «Колыма», № 8. Магадан, 1970.
Жигарев Л. А. Причины и механизм развития солифлюкции. М., изд-во
«Наука», 1967.
Ж е л н и н С. Г. Особенности оловоносных россыпей Северо-Востока СССР на
примере Пыркакайского района. «Колыма», 1967, № 8.
Завгородный В. Ф. О типизации в условиях формирования термомииераль-
ных вод Восточной Чукотки. «Колыма», 1962, № 3.
Зайцев И. К. Принципы гидрогеологического районирования. «Советская гео-
логия», 1947, № 19.
Зайцев И. К. и др. Гидрогеологическая карта Сибири и Дальнего Востока
(объяснительная записка). Тр. ВСЕГЕИ, т. За, нов. серия, 1956.
Зайцев И. К., Толстихин Н. И. Основы структурно-гидрогеологического
районирования СССР. В сб. «Материалы по региональной и поисковой гидрогеологии».
Тр. ВСЕГЕИ, нов. серия, вып. 101. Л., изд-во «Недра», 1963.
Зайцев И. К., Толстихин Н. И. Карта минеральных вод СССР. В сб. «Фор-
мирование и геохимия подземных вод Сибири и Дальнего Востока», М., изд-во
«Наука», 1967.
Зеленкевич А. А. Основные черты гидрогеологического строения и прогноз-
ная оценка эксплуатационных запасов подземных вод Крайнего Северо-Востока СССР.
Тр. ВНИИ-1. Мерзлотоведения, вып. 22. Магадан, 1963.
Зеленкевич А. А. Гидрогеологические структуры и водоносные комплексы на
территории Северо-Востока СССР. Мат-лы по геол, и полезн. ископ. Северо-Востока
СССР. вып. 17. Магадан. 1964.
Зейц Р. Ф. О мощности вечной мерзлоты в Колымском крае. Тр. комиссии по
изучению вечной мерзлоты, т. 5. Изд-во АН СССР, 1937.
3 о и о в В. В. Наледи и полыньи иа реках Янско-Колымской горной страны. Тр.
Ин-та мерзлотоведения им. В. А. Обручева, т. IV. М.—Л., изд-во АН СССР, 1944.
Зубаков В. А. Планетарная последовательность климатических событий и ра-
диометрическая шкала материкового плейстоцена. В кн. «Чтения памяти акад.
Л. С. Берга», вып. IV—VII. М.—Л., изд-во «Наука», 1968.
Зубов Н. Н. Морские воды и льды. М., Гидрометеоиздат, 1938.
Зуев И. А. Мерзлотно-гидрогеологическое изучение дражных полигонов при
геологической разведке. Тезисы докл. на семинаре по обмену опытом подготовки драж-
ных полигонов к отработке. Магадан, 1963.
Зуев И. А. Гидрохимические исследования в районах Северо-Востока. «Ко-
лыма», 1964, № 10.
Зуев И. А. Региональные закономерности формирования инженерно-геологиче-
ских условий на Северо-Востоке СССР. В сб. «Тезисы докл. межвед. совещ. по иижеи.
геол., 1968. М., изд-во МГУ, 1968.
Иваненко В. Н. Гидрохимия Берингова моря. М.. изд-во «Недра», 1964.
292
СПИСОК 1ИТЕРАТУРЫ
Иванов В В Основные закономерности распространения и формирования тер
мальных вод Дальнего Востока СССР В кн «Вопросы формирования и распростране
ния минеральных вод СССР» Тр совещ курортных институтов по гидрогеологии
минеральных вод 1958 Минздравоохр СССР, ЦНИИ курортологии и физиотерапии
М, 1960
Иванов В В Основные генетические типы подземных вод и их распростра
нение в СССР В кн «Проблемы геотермии н практического использования тепла
Земли», т II М изд во АН СССР, 1961
Иванов В В, Овчинников А М ЯроцкийЛ А Основные закономер
ности образования н распространения минеральных вод на территории СССР В сб
«Проблемы гидрогеологии» М, Госгеолтехиздат, 1960
Иванов В В НевраевГ А Классификация подземных минеральных вод
М изд во «Недра», 1964
Калабин А И Водоснабжение промышленных предприятий Дальстроя в усло-
виях вечной мерзлоты Изд во «Советская Колыма», Магадан, 1945
Калабин А И Мерзлотно гидрогеологические особенности Колымского края
«Колыма», 1947, № 2
К а л а б нн А И Краткий мерзлотно гидрогеологический очерк Аркагалинского
угольного района Тр ВНИИ-1 Мерзлотоведение, вып 1 Магадан, 1952
Калабин А И О влиянии подмерзлотных вод и наледей на питание рек и
водный баланс на Северо Востоке СССР Тезисы докл III Всесоюзн гидролог съезда,
секция подземных вод Л, изд Гидролог ин та, 1957а
Калабин А И О регулировании запасов и стока подземных вод Тр ВНИИ 1
Мерзлотоведение, вып 7 Магадан, 19576
Калабин А И Подземные воды Северо-Востока СССР Тр ВНИИ 1 Мерзло
товедение, вып 9 Магадан, 1958а
Калабин А И Из опыта строительства на Северо Востоке СССР Тр
ВНИИ-1 Магадан, 19586
Калабин А И Минеральные источники Северо Востока СССР ОТИ Мага
данского СНХ Магадан 1959
Калабин А И Вечная мерз юта и гидрогеология Северо Востока СССР Тр
ВНИИ 1 т XVIII Магадан, 1960
Калмыков П Н Режим и эксплуатации водных ресурсов сквозных таликов
Тр ВНИИ 1, т XXVI Магадан, 1967
Калмыков П Н Опыт разведки и оценки запасов подземных вод для зим
него водоснабжения в условиях Северо-Востока Тр ВНИИ 1, т XXVIII, Магадан
1968
Каменский Г Н, Толстихина М М, Толстихин Н И Гидрогеото
гия СССР М, Госгеолтехиздат, 1959
Каплина Т Н Криогенные склоновые процессы М, изд во «Наука», 1965
Карташев И П Генетические типы и фации рыхлых отложений, приурочен
ных к речным долинам Северо-Востока СССР Магадан, 1958
Карташев И П Формирование рельефа, рыхлых отложений и россыпей Се
веро Востока СССР Тр СВ КНИИ, вып 3 Магадан, 1963а
Карташев И П Новые данные о стратиграфии антропогеновых отложений и
возрасте оледенений Северо-Востока СССР «Колыма», 19636, № 2
КачуринС П Мерзлотные и геоморфологические наблюдения в устье р Ана
дыря в 1935 г Тр комиссии по изучению вечной мерзлоты, т VI Изд во АН СССР,
1938
КачуринС П Термокарст на территории СССР М, изд во АН СССР, 1961
КачуроЮ И Рудничный водоотлив на руднике им Лазо «Колыма», 1946, № 7
Клюкин Н К Краткий климатический очерк Крайнего Северо Востока СССР
Краеведческие записи, вып II Магадан, 1959
Коваленко В Я О подмерзлотных водах правобережья верхнего течения бас
сейна реки Большой Аиюй Мат лы по геол и полезн ископ Северо Востока СССР,
вып 17 Магадан, 1964
Колосов Д М Геоморфологический очерк Геоморфологические исследования
в связи с дорожным строительством Мат лы Якутской экспедиции Тр ВИМС, вып III
М—Л, 1938
Колосов Д М Проблемы древнего оледенения Северо-Востока СССР Л,
изд во Главсевморпути, 1947
КошлаковК В Опыт вскрышных работ с естественной оттайкой грунта Тр
ВНИИ-1 Горное дело, вып 17 Магадан, 1958
Куделин Б И Гидрогеологическая природа подземного стока рек Тр Центр
ин та прогнозов, вып 9 (36) М, Гидрометеоиздат, 1948
Куделин Б И Об учете геологических и гидрогеологических условий речных
бассейнов при определении подземного питания рек расчетах водного баланса Тр
Всесоюзн совещ по изучению стока регулированию стока и зимнему режиму М,
изд во АН СССР, 1954
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
293
Куделин Б И Принципы региональной оценки естественных ресурсов подзем-
ных вод Изд во МГУ 1960
Кудрявцев В А Меламед В Г Формула расчета глубины сезонного про-
мерзания грунтов В кн «Мерзлотные исследования», вып III изд во МГУ, 1963
Кузин П С Классификация рек и гидрологическое районирование СССР
ГИМИЗ I960
Кузнецов А С Наледи и полыньи на Северо Востоке СССР Сб работ по
гидрологии, № 2 Л, Гидрометеоиздат, 1961
Кузнецов А С Влияние водного режима рек на работу горных предприятий
«Колыма», 1963 № 4
Левин А Г Водные ресурсы Колымы Л Гидрометеоиздат, 1954
Л е в и н А Г Расчеты среднего стока и гидрогеологическая характеристика Яны,
Индигирки и Колымы Тр ВНИИ 1 Мерзлотоведение, вып 5 Магадан, 1956
Л е в и н А Г Некоторые черты водного баланса Северо Востока СССР Мат лы
по общему мерзлотоведению М, изд во АН СССР, 1959
Левин А Г, Мячиков В Д Об изменении атмосферных осадков с высотой
Мат лы по геол и полезн ископ Северо Востока СССР, вып 8 Магадан, 1954
Левин А Г, Савченко В М Ледниковое и наледное питание рек Северо
Востока СССР Тр ВНИИ 1 Мерзлотоведение, вып 14 Магадан, 1959
ЛожкинА В, Носов В В Новые радиоуглеродные определения абсолют-
ного возраста голоценовых отложений Северо Востока «Колыма», 1968, № 4
ЛьвовА В Поиски и испытания водоисточников водоснабжения на западной
части Амурской ж д в условиях вечной мерзлоты почвы Иркутск, 1916
Л ы л о В М К вопросу о роли подземных вод в питании некоторых рек Восточ
ной Сибири Тр второго совещ по подзем водам и инжен геол Восточной Сибири,
вып 3 Иркутск, 1959
Максимове Б О выветривании аркагалинских каменных углей «Колыма»,
1948, № 2—3
Мамаев А И Температурные наблюдения по трем глубоким скважинам
в районе пос Аркагала Тр ВНИИ 1, т XIX Магадан, 1961а
Мамаев А И Некоторые данные о температуре грунтов на обжитой террито
рии пос Батыгай Тр ВНИИ 1 т XIX Магадан 19616
Мамаев А И Температурные наблюдения по трем глубоким скважинам Тр
ВНИИ 1, т XIX Магадан, 1961 в
Марков К К, Лазуков Г И Николаев В А Четвертичный период,
т I Изд во МГУ, 1965
Матвеенко В Т, Шаталов Е Г Разрывные нарушения Северо Востока
СССР В кн «Закономерности размещения полезных ископаемых» М, изд во АН
СССР 195°
МотричЛ Т Опыт эксплуатации искусственных запасов подмерзлотных вод
Тр ВНИИ 1, т XXV Магадан 1966
НасыбулинШ С Первые результаты исследования водного баланса на реках
бассейна Верхней Колымы Сб работ Магаданской гидрометеорол обсерватории,
вып 2 Магадан, 1969
НекрасовИ А К вопросу о классификации таликов Изв ВГО, № 2 1963
Некрасов И А Талики речных долин и закономерности их распространения
на примере бассейна р Анадырь М, изд во «Наука» 1967
Некрасов И А, Заболотник С И Климовский И В, Шастке
в и ч Ю Г Многолетнемерзлые горные породы Станового нагорья и Витимского пло-
скогорья М изд во «Наука», 1967
Никольский А П Горячие ключи района залива Лаврентия и Мечигменской
губы «Арктика» кн 5 Л изд Всесоюзн арктич ин та, 1937
ОбидинН И Мерзлая зона литосферы и подземные воды Советской Арктики
Изд во Главсевморпути, 1948
Обидин Н И Сероводородные минеральные источники Корякского хребта
Бюлл науч техн информ МГиОН, № 3, 1957
Овчинников А М Основы учения о процессах формирования подземных вод
Изв высш учебн завед, геол и развед, 1958, № 1
ОгильвиН А Вопросы теории геотемпературкых полей и приложений к гео
термическим методам разведки подземных вод В сб «Проблемы геотермии и практи-
ческого использования тепла Земли» т 1 М изд во АН СССР, 1959
Павлов А В Теплообмен промерзающих и протаивающих грунтов с атмосфе-
рой М, изд во «Наука», 1965
Папернов И М Расчет и распределение осадков в бассейне Малого Анюя
Л , Гидрометеоиздат, 1965
Певе Т, Хопкинс Д, Гиддангс Дж Четвертичная геология и археоло
гия Аляски В кн «Четвертичный период в США» Изд во «Мир», 1968
1930 ^6ТРОВ & Г ^аледи иа Амуро Якутской магистрали М, изд во АН СССР
Петров В М География Магаданской области Магадан, 1968
294
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Пигузова В. М., Щебренева Н. А. К методике изучения подземного пита-
ния рек районов распространения многолетнемерзлых пород. В сб. «Исследования
подземного стока в реки». Л., Гидрометеоиздат, 1966.
Подземный сток на территории СССР. Под ред. Б. И. Куделина. Изд-во МГУ,
1966.
Пономарев В. М. Вечная мерзлота и рудничные воды в Арктике. «Советская
Арктика», 1936, № 4.
Пономарев В. М. Формирование подземных вод по побережью северных мо-
рей в районе вечной мерзлоты. М., изд-во АН СССР, 1950.
Пономарев В. М. Четвертичные отложения н вечная мерзлота Чукотки. М„.
изд-во АН СССР, 1953
Пономарев В. М. Подземные воды территории с мощной толщей многолетне-
мерзлых горных пород. М., изд-во АН СССР, 1960.
Попов А. И. Мерзлотные явления в земной коре (криолитология). Изд-во МГУ,
1967.
Попов Г. Г. Некоторые закономерности угленакопления на территории Северо-
Востока СССР и Камчатки. Геологии месторождений угля и горючих сланцев СССР,
т. 10. М., изд-во «Недра». 1962.
По р х а е в Г. В. Процессы переноса тепла в водонасыщенных грунтах, гранича-
щих с мерзлыми. В кн. «Теплофизика промерзающих и протаивающих грунтов». М.г
нзд-во «Наука», 1964.
Прикладной климатологический справочник Северо-Востока СССР (под ред.
Н. К. Клюкина). Магадан, 1960.
Р а б к и н М. Н. Немканский горячий источник. «Арктика», кн. 5. Л., изд. Все-
союзн. арктич. ин-та, 1937.
Резанов И. А., Кочетков В. М. Новейшая тектоника и сейсмическое райони-
рование Северо-Востока СССР. Изв. АН СССР, серия геофизич., № 2, 1962.
Рейн юк И. Т. Конденсация в деятельном слое вечной мерзлоты. Тр. ВНИИ-1.
Мерзлотоведение, вып. 15. Магадан, 1959.
Рейнюк И Т. Влияние застройки и природных факторов на температуру веч-
номерзлых грунтов. Тр. ВНИИ-1, т. XXII. Магадан, 1963.
Ресурсы поверхностных вод СССР. Т. 19. Северо-Восток (Под ред. В. В. Ку-
приянова). Гидрометеоиздат, 1969.
Романовский Н. Н. Схема подразделения подземных вод области распро-
странения многолетнемерзлых горных пород. В сб. «Мерзлотные исследования», вып. 2.
Изд-во МГУ, 1961.
Рубинштейн Е. С. К вопросу о полюсах холода. «Метеорология и гидроло-
гия», 1958, № 12.
Савельев В. С. Солифлюкция. Тр. СВ КНИИ, вып. 10. Магадан, 1964.
Симаков А. С. Некоторые данные о наледях Колымо-Инднгирского края.
Мат-лы по геол, и полезн. ископ. Северо-Востока СССР, вып. 6. Магадан, 1949.
Симаков А. С. О некоторых особенностях развития тарынов на Северо-Востоке
СССР и вероятном строении криолитозоны. Тр. VII междувед. совещ. по мерзлотове-
дению. М., изд-во АН СССР, 1959.
С и м о в а Л. Е. Возникновение, развития и деградация термокарстовых озер
в арктической тундре. Тр. СВ КНИИ, вып. 10. Магадан, 1964.
Смирнов С. С. Зона окисления сульфидных месторождений. Изд. 3-е. М.—Л.,
изд-во АН СССР, 1955.
Соловьев П. А. Лед в вечномерзлых грунтах в районе пос. Анадырь. В кн.
«Недра Арктики», т. 2. Изд-во Главсевморпути, 1947.
Справочник по климату СССР. Вып. 33, Чукотский национальный округ и Мага-
данская область. Л., Гидрометеоиздат, 1966.
Справочное руководство гидрогеолога. Под ред. В. М. Максимова. Изд. 2-е,
т. 1, 2. Л., «Недра», 1967.
Стремяков А. Я. Гидрогеотермические условия Чукотского полуострова и
перспективы использования его гидротермальных ресурсов. В сб. «Региональная геотер-
мия и распространение термальных вод в СССР». Тр. второго совещ. по геотермии,
исслед. в СССР. М.. изд-во «Недра», 1957.
Стремяков А. Я. К вопросу применения гидрохимических поисков рудных
месторождений в условиях многолетнемерзлых пород (Чукотский полуостров). «Раз-
ведка и охрана недр», 1958, № 3.
Стремяков А. Я- Гигантский бугор пучения на севере Чукотского полуострова.
В кн. «Геокриологические условия Западной Сибири, Якутии и Чукотки». М., изд-во-
«Наука», 1964.
Сумгин М. И. Вечная мерзлота почвы в пределах СССР. М.—Л., изд-во АН
СССР, 1937.
Сумгин М. И., Качурин С. П., Толстихин Н. И., Тумель В. Ф. Общее
мерзлотоведение. М., изд-во АН СССР, 1940.
Тайбашев В. Н. Некоторые физико-механические свойства мерзлых щебени-
стых суглинков. Тр. ВНИИ-1, т. XXII. Магадан, 1963.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
295
Тайбашев В Н, Клншевич В В Удельное электрическое сопротивление
монолитов многолетнемерзлого грунта Тр ВНИИ 1, т XXVI Магадан, 1967
Толстихин Н И Подземные воды в четвертичных отложениях района вечной
мерзлоты Тр Ассоц по изуч четверт пер Европы т II М—Л, 1933
Толстихин Н И Гидрогеологические условия водоснабжения в районах мерз-
лой зоны литосферы (вечной мерзлоты) Л , изд во Главсевморпути, 1935
Толстихин Н. И Гидрогеологические условия водоснабжения в районах мерз
лой зоны литосферы (вечной мерзлоты) Тр первой геологоразведочной конференции
Главсевморпути, т 3 Изд-во Главсевморпути, 1936
Толстихин Н И К вопросу о провинциях минеральных вод в СССР Зап Ле
нннград горн ин та, т 12, вып 2, ГОШИ, 1939
Толстихин Н И Подземные воды мерзлой зоны литосферы М—Л, Гос
геоптехиздат, 1941
ТолстихинН И Рельеф и распределение подземных вод на примере Сибири
Изв В10 т 79 вып 5 Географгиз 1947
Толстихин Н И К вопросу о распределении минератьных вод СССР Тр
ЛГП АН СССР г III М изд во АН СССР, 1948
Толстихин Н И О климатической зональности артезианских вод В сб «Во-
просы изучения подземных вод и инженерно геологических процессов» М, изд-во
АН СССР, 1955
Толстихин Н И Подземные воды Восточной Сибири В сб «Материалы по
подземным водам Восточной Сибири» Иркутск, 1957
Толстихин Н И Некоторые общие вопросы гидрогеологии горных стран Тр
второго совещ по подземн водам и инженер геол Восточной Сибири Иркутск, 1959
Толстихин Н И Принципы структурно гидрогеологического районирования
территории Сибири В сб «Региональная гидрогеология Сибири и Датьиего Востока»
Иркутск, 1962
Толстихин Н И Пояс артезианских бассейнов Арктики В сб «Мерзлотно-
гидрогеологические и гидрогеологические исследования на Востоке СССР» Мат лы
комиссии по изучению подземных вод Сибири и Дальнего Востока, вып 3 М, изд во
«Наука», 1967
Толстихин Н И н Об и дин Н И Наледн Восточного Забайкалья Изв
геогр об ва, т 68, вып 6, 1936
Толстихин Н И, Гуревич М С и Зайцев И К Основнье вопросы фор-
мирования гидрохимических поясов и зон артезианских бассейнов СССР Тезисы докл
совещ по вопросам формирования подземных вод М, Госгеолтехиздат, 1955
Толстихин Н И.ВельминаН А Ефимов А И Гидрогеология обла
сти миоголетиемерзлых пород Советского Союза Докл на Междунар конференции
по мерзлотоведению М, изд во АН СССР, 1963
ТолстихинО Н О возможности использования площадей наледей, для ориен
тировочиой оценки ресурсов подземных вод Мат-лы по геол и полезн ископ Якут-
ской АССР, вып 11, Якутск, 1963
ТолстихинО Н О влиянии новейшей тектоники на формирование и распре
деление наледей в северо восточной Якутии «Геология и геофизика», 1965, № 9
Толстихин О Н О некоторых линейных зонах формирования наледей на
территории северо-восточной Якутии Мат лы VIII всесоюзн межведомственного совещ
по геокриологии (мерзлотоведению), вып 3 Якутск, 1966
Толстихин О Н Значение н учет наледных процессов в балансе вод зоны
многолетнемерзлых пород В кн «Наледи Сибири» М, изд во «Наука», 1969
ТомирдиароС В Тепловые расчеты оснований в районах вечной мерзлоты
Тр СВ КНИИ, вып 4 Магадан, 1963
Томирдиаро С В Физика озерного термокарста в полярных низменностях
и в Антарктиде н криогенная переработка грунтов «Колыма», 1965, № 7, 8
ТомирдиароС В Озерно-термокарстовая переработка северных низменностей
и ее инженерно геологическое значение Мат лы VIII всесоюзн межведомственного
совещ по геокриологии (мерзлотоведению), вып 7 Якутск, 1966
Томирдиаро С В Проблемы хозяйственного использования термокарста на
вечной мерзлоте Проблемы развития и размещения производительных сил Магадан-
ской области (материалы к II научному совещанию), вып 1 Магадан, 1968
ТомирдиароС В Многолетняя мерзлота В ки «Север Дальнего Востока»
М, язд во «Наука», 1970
Томирдиаро С В, Нищаиский Г М, Кириллов В А Подозерные
галиковыг зоны и их оконтуривание в инженерной практике «Колыма» 1968, № 9
Трибунский И П Охотская угленосная площадь Геология месторождений
угля и горючих сланцев СССР, т 10 М, изд-во «Недра», 1962
Тузова А Я Опыт применения гидрохимического метода поисков рудных ме-
сторождений в условиях многолетней мерзлоты Мат лы по геоп и полезн ископ Се
веро Востока СССР, вып 15 Магадан, 1961
ТумельВ Ф Карта распространения вечной мерзлоты в СССР «Мерзлотове
денне», т 1, вып 1 М, изд-во АН СССР, 1946
296
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Успенский А. Н. О современном железистом конгломерате из центральной
части Корякского хребта. Тр. НИИГА, т. 123, вып. 16. Гостоптехиздат, 1961.
Федорцев В. А. О вечной мерзлоте и наледях в Северо-Восточной Якутии.
Тр. комиссии по изучению вечной мерзлоты, т. 5. М.—Л., изд-во АН СССР, 1937.
Фотиев С. М. К вопросу о роли наледей в формировании морфологии налед-
иых участков речных долин. В сб. «Геокриологические условия Западной Сибири, Яку-
тии и Чукотки». М., изд-во «Наука», 1962.
Фотиев С. М. Подземные воды и мерзлые породы Южно-Якутского угленос-
ного бассейна. М., изд-во «Наука», 1965.
Фотиев С. М. Закономерности формирования н распространения таликов на
территории Сибирской платформы. Тр. ПНИИС. т. И. М., изд-во «Наука», 1970.
Харюткин А. Д. Гидрогеологические особенности Валькумейского месторож-
дения. «Колыма», 1966, № 12.
Хмызников П. К. Гидрология бассейна реки Яна. Серия якутская, вып. 19.
Л., изд-во АН СССР, 1934.
Чабан П. Д., Супрун Н. Т. Тепловой режим рудника с подогревом воздуха.
Тр. ВНИИ-1, т. XXVII. Магадан, 1968.
Чекотилло А. М. Область великих наледей. Изв. АН СССР, серия геол., № 1,
1941.
Чемоданов Н. И. Золотоносные россыпи Чаун-Чукотского района. Мат-лы
по геол, и полезн. ископ. Северо-Востока СССР, вып. 18. Магадан, 1966.
Чернюк М. В. О размещении магнитных аномалий и наледных образований
в пределах Иньяли-Дебинского синклинория. «Геология и геофизика», 1968, № 12.
Четвертичный период Сибири. М., изд-во «Наука», 1966.
Чистопольский С. Д. Оттайка вечномерзлых грунтов россыпей в Запо-
лярье. Тр. ВНИИ-1. Мерзлотоведение, вып. 8. Магадан, 1958.
Чистопольский С. Д. Закономерности процесса игловой гидрооттайки мерз-
лых пород. Тр. ВНИИ-1, т. XXIV. Магадан, 1965.
Швецов П. Ф. Некоторые данные к характеристике горячих минеральных
источников Чукотки. «Вопросы курортологии», 1937, № 5.
Швецов П. Ф. Вечная мерзлота и инженерно-геологические условия Анадыр-
ского района. Л., изд-во Главсевморпути, 1938.
Швецов П. Ф. Роль вечной мерзлоты и подмерзлотных вод в гидрогеологии
бассейнов рек Индигирки и Яны. Изв. АН СССР, серия геол., № 6, 1946.
Швецов П. Ф. Ископаемые льды и подземные воды Анадыря и бухты Уголь-
ной. В сб. «Недра Арктики», № 3. Изд-во Главсевморпути, 1947.
Швецов П. Ф. К вопросу о связи температуры и мощности вечной мерзлоты
с геологическими и гидрогеологическими факторами. Изв. АН СССР, серия геол., № 1,
1949.
Швецов П. Ф. О значении тепловой формы движения в циркуляции и питании
подземных вод горных стран по системам тектонических трещин. Докл. АН СССР,
т. 73, № 3, 1950.
Швецов П. Ф. Подземные воды территории с мощной толщей многолетнемерз-
лых горных пород. М., изд-во АН СССР, 1960.
Швецов П. Ф. Геокриологические условия. В кн. «Многолетнемерзлые породы
и сопутствующие им явления на территории Якутской АССР». М., изд-во АН СССР,
1962.
Швецов П. Ф. Закономерности гидрогеотермических процессов на Крайнем
Севере и Северо-Востоке СССР. М., изд-во «Наука», 1968.
Швецов П. Ф. и Седов В. П. Гигантские наледи и подземные воды хребта
Тас-Хаяхтах. М.—Л., нзд-во АН СССР, 1941.
Шило Н. А. Геологическое строение и коренные источники Яно-Колымского
пояса россыпной золотоносности. Тр ВНИИ-1, вып 63. Магадан, 1960.
Шило Н А. Четвертичные отложения Яно-Колымского золотоносного пояса,
условия и этапы их формирования. Тр. ВНИИ-1, вып. 66. Магадан, 1961.
Шило Н. А. К истории развития низменностей субарктического пояса Северо-
Востока Азии. В кн. «Тектоника и глубинное строение Северо-Востока СССР». Тр.
СВ КНИИ, вып. 1. Магадан, 1964.
Шполянская Н. А. Связь температуры вечной мерзлоты с теплообменом
между поверхностью почвы и атмосферой в Забайкалье. В кн. «Вопросы географиче-
ского мерзлотоведения и перигляциальной морфологии». Изд-во МГУ, 1962.
Шумский П. А. Основы структурного ледоведения. М., изд-во АН СССР, 1955.
Шумский П. А. Подземные льды. В кн. «Основы геокриологии (мерзлотове-
дения)», ч. 1. М., изд-во АН СССР, 1959.
Шумский П. А., Швецов П. Ф. и Достовалов Б. Н. Особенности инже-
нерно-геологической разведки в районах распространения жильных подземных льдов.
М„ изд-во АН СССР, 1955.
Щербаков А. В. Геохимия термальных вод. М., изд-во «Наука», 1968.