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 ф�