Автор: Ефимов А.И. Зайцев И.К.
Теги: геоморфология учение о формах земной поверхности гидрогеология
Год: 1970
Текст
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-1970
МИНИСТЕРСТВО
ГЕОЛОГИИ РСФСР
АКАДЕМИЯ НАУК СССР
СИБИРСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ
ЯКУТСКОЕ ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ
УПРАВЛЕНИЕ
ИНСТИТУТ -МЕРЗЛОТОВЕДЕНИЯ
гидрогеология
СССР
Том XX
ЯКУТСКАЯ АССР
РЕДАКТОРЫ ТОМА:
А. И. ЕФИМОВ, И. к. ЗАЙЦЕВ
ИЗДАТЕЛЬСТВО «НЕДРА» • МОСКВА • 1970
УДК 551.49
Гидрогеология СССР, том XX, Якутская АССР. Якутское геологическое управление. Институт мерз,
лотоведен-ия СО АН СССР. М., изд-во «Недра», 1970, 384 стр.
В работе обобщены все имеющиеся данные по гидрогеологии Якутской АССР. Рассмотрены
общие природные условия формирования подземных вод, в том числе строение мерзлой зоны,
подземные льды и наледи. Отдельно для платформенной и гориоскладчатой областей произведено
гидрогеологическое районирование и описание водоносных комплексов. С учетом подземного пи-
тании рек и наледей определены естественные ресурсы подземных вод, описаны основные зако-
номерности формирования посдедиих. Большое внимание в работе уделено вопросам использова-
ния подземных вод в народном хозяйстве — состоянию и перспективам водоснабжения, исполь-
зованию «минеральных вод и грязей, термальных и промышленных вод. Рассмотрены перспективы
изучения состава подземных вод в поисковых целях, произведено районирование территории Яку-
тии по условиям применимости гидрогеохнмического метода поискав рудных полезных ископае-
мых, а также нефти и газа. Значительное внимание уделено гидрогеологическим условиям ме-
сторождений полезных ископаемых. В заключительной главе дано описание инженерно-геологиче-
ских условий, включающее рассмотрение инженерно-геологических формаций, инженерно-техниче-
ских свойств мерзлых и оттаивающих грунтов, а также ннженерио-геологичесиого районирования.
В заключении намечены основные направлении дальнейших гидрогеологических и инженеро-
геологических исследований. Основные мерзлотные гидрогеологические и инженерно-геологические
закономерности нашли отражение на соответствующих картах, являющихся приложением к на-
стоящей работе.
Таблиц 92, иллюстраций 54, библиография — 264 названия.
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.
| ОВЧИННИКОВ А. М. |
ПЛОТНИКОВ Н. И.
ПОКРЫШЕВСКИИО. И.
ПОПОВ и. в.
РОГОВСКАЯ н. В.
СИДОРЕНКО А. В.
[ соколов д. с. |
ТОЛСТИХИН н. и.
ФОМИН в. м.
ЧАПОВСКИЙ Е. Г.
ЧУРИНОВ м. в.
ЩЕГОЛЕВ Д. И.
редакционная КОЛЛЕГИЯ хх тома
Н. А. ВЕЛЬМИНА,
А. И. ЕФИМОВ (редактор),
И. К. ЗАЙЦЕВ (редактор),
Р. С. КОНОНОВА,
О. Н. ТОЛСТИХИН (зам. редактора)
ОГЛАВЛЕНИЕ
Введение. О. Н. Толстихин...................................................7
Глава I. История мерзлотно-гидрогеологических исследований. Р. С. Коно-
нова с участием Н. А. Граве и О. Н. Толстихина.................10
Дореволюционный этап.........................................10
Послереволюционный этап.......................................12
Глава II. Природные факторы формирования подземных вод .... 28
Физико-географические факторы...................................28
РеЛьеф. Н. М. Никитина.......................................28
Климат. М. К. Гаврилова......................................32
Поверхностные воды. В. М. Пигу зова..........................39
Мерзлотные условия (Мерзлая зона. О. Н. Толстихин, П. А. Со-
ловьев; Подземные льды. Н. А. Граве, О. Н. Толстихин; Наледн.
О. Н. Толстихин)...........................................49
Геологические факторы. О. Н. Толстихин........................76
Глава III. Гидрогеологические условия......................................90
Восточно-Сибирская система артезианских бассейнов и гидрогеоло-
гических массивов...............................................91
Гидрогеологическое районирование. О. Н. Толстихин .... 91
Водоносные комплексы.........................................99
Водоносные комплексы четвертичных отложений. Н. П. Аниси-
мова .....................................................99
Водоносный комплекс неогеновых отложений. О. Н. Толстихин 109
Водоносный комплекс нижнемеловых отложений. А. И. Косо-
лапов ...................................................109
Водоносный комплекс юрских отложений. И. Г. Артеменко,
А. И. Ефимов, А. И. Косолапов............................116
Водоносный комплекс триасовых отложений. А. И. Косолапов 132
Водоносный комплекс пермских отложений. Е. А. Басков . 138
Водоносный комплекс каменноугольных отложений. Е. А. Басков 139
Водоносный комплекс девонских отложений. Е. А. Басков . 141
Водоносный комплекс силурийских и ордовикских отложений.
В. Н. Макаров..........................................143
Водоносные комплексы отложений верхнего и среднего кемб-
рия. Е. А. Басков, В. Н. Макаров.........................146
Водоносный комплекс отложений ленского яруса нижнего
кембрия. Е. А. Басков .......... 151
Водоносный комплекс отложений алданского яруса нижиего
кембрия. И. Г. Артеменко, Е. А. Басков, А. И. Ефимов . 154
Водоносный комплекс отложений верхнего протерозоя.
Е. А. Басков...........................................161
Водоносный комплекс кристаллических пород среднего проте-
розоя — архея. И. Г. Артеменко, А. И. Ефимов . . . 166
Верхояно-Колымская система гидрогеологических массивов, криоген-
ных и артезианских бассейнов .................................171
Гидрогеологическое районирование. О. Н. Толстихин .171
Водоносные комплексы.....................................177
6
ВВЕДЕНИЕ
Водоносный комплекс четвертичных отложений. Р. С. Кононова 177
Водоносные комплексы неогеновых и палеогеновых отложений.
О. Н. Толстихин.........................................182
Водоносные комплексы меловых отложений. О. Н. Толстихин 182
Водоносные комплексы терригенных и вулканогенных отложе-
ний юры и триаса. О. п. Толстихин.......................184
Водоносные комплексы отложений перми и карбона. О. И. Тол-
стихин .................................................189
Водоносный комплекс девонских отложений. О. Н. Толстихин 190
Водоносные комплексы отложений силура, ордовика и кемб-
рия (иижиего палеозоя). О. Н. Толстихин.................190
Водоносный комплекс отложений верхнего протерозоя.
О. Н. Толстихин.........................................193
Водоносность интрузивных образований разного возраста.
О. И. Толстихин.........................................194
Естественные ресурсы подземных вод. В. М Пигузова, О. Н. Тол-
стихин ...................................................... 195
Глава IV. Основные закономерности формирования подземных вод . . 213
Гидродинамическая и гидрохимическая зональности. О. И. Толстихин,
Р. С. Кононова................................................213
Формирование химического состава подземных вод .... 229
Воды зоны свободного водообмена. Р. С. Кононова . . . 229
Воды зоны осложненного водообмена. Н. П. Анисимова . . 241
Воды зоны затрудненного водообмена. Р. С. Кононова . . . 247
Воды зоны весьма затрудненного водообмена. Е. А. Басков . 249
Глава V. Использование подземных вод в народном хозяйстве .... 252
Состояние и перспективы водоснабжения. Е. Е. Жирков,
Ф. Э. Арэ, Б. А. Губанов, О. Н. Толстихин, А. М. Федоров, 252
Эксплуатация подмерзлотных и межмерзлотных вод . . ,252
Эксплуатация подрусловых вод..............................264
Перспективы водоснабжения.................................268
Бальнеологические ресурсы. В. Н. Фомичева с участием Р. С. Коно-
новой ........................................................268
Лечебные минеральные воды.................................268
Минеральные озера и лечебные грязи.....................283
Термальные воды. Е. Е. Жирков...................................289
Промышленные воды. В. Н. Макаров................................292
Охрана подземных вод. О. Н. Толстихин...........................298
Подземные воды как поисковый критерий на рудные полезные иско-
паемые. Р. С. Кононова........................................298
Подземные воды как поисковый критерий на нефть н газ. А. И. Ко-
солапов ..................................................... 308
Глава VI. Гидрогеологические условия месторождений полезных ископаемых,
И. Г. Артеменко с участием И. Н. Индолевой, Р. С. Кононовой,
3. Г. Устиновой, О. Н. Толстихина, Н. П. Чибисова .... 312
Глава VII. Инжеиерно-геологические условия.................................328
Инженерно-геологические формации пород коренной основы.
И. А. Соловьев, О. Н. Толстихин.........................328
Основные физико-механические свойства мерзлых и оттаиваю-
щих грунтов (формации подземного оледенения). И. Н. Во-
тяков ..................................................336
Инженерно-геологическое районирование. П. А. Соловьев,
О. Н. Толстихин......................................347
Заключение 366
Литература ....... ........................................................371
Приложения:
1. Гидрогеологическая карта Якутской АССР масштаба 1:2500 000
2. Схематическая геокриологическая карта Якутской АССР масштаба 1 : 5 000 000
3. Карта инженерно-геологического районирования Якутской АССР масштаба
1 : 5000 000.
ВВЕДЕНИЕ
В настоящем томе рассматриваются вопросы распространения, фор-
мирования и использования подземных вод, а также мерзлотно-гидро-
геологические условия в Якутской АССР. Разнообразная и сложная
в физико-географическом и геологическом отношении территория Яку-
тии занимает 3103,2 тыс. км2, что составляет седьмую часть площади
Советского Союза. Здесь проживает 600 тыс. человек.
Якутия — молодая промышленная республика. Она известна запа-
сами алмазов, олова, слюды-флогопита; широко известны здесь и место-
рождения золота, полиметаллов, железа, каменного угля, каменной со-
ли, пьезооптического сырья. Кроме того, начато широкое освоение
месторождений природного газа.
Добыча и переработка полезных ископаемых требовали интенсив-
ного дорожного и энергетического строительства, создания строитель-
ной индустрии, лесопромышленных предприятий, речного и авиацион-
ного транспорта. Все это в свою очередь вызвало расширение граждан-
ского строительства, привело к росту старых и возведению новых горо-
дов и рабочих поселков.
Ведущей отраслью сельского хозяйства республики является живот-
новодство— разведение в равнинных районах крупного рогатого скота
и лошадей, а в северных и горных районах — оленей.
Значительно слабее развито земледелие. В районах основных про-
мышленных и транспортных узлов получили развитие подсобные хозяй-
ства, специализирующиеся на производстве овощей и молочных продук-
тов. Немалый доход приносят традиционный пушной промысел, зверо-
водство и добыча рыбы.
Развитие промышленности и сельского хозяйства привело к рез-
кому увеличению расходов воды, потребовало вовлечения в сферу дея-
тельности человека новых ресурсов подземных вод. Острая нужда в
подземной воде усилилась вследствие наблюдающегося в последние
десятилетия интенсивного усыхания озер и обмеления рек во многих
районах республики.
Необходимость в подземной воде привела к значительному расши-
рению гидрогеологических исследований. Для выполнения их в системе
Якутского геологического управления сначала были созданы поисково-
разведочные буровые отряды, которые впоследствии выросли в круп-
ную гидрогеологическую партию, занятую сложным комплексом гидро-
геологических съемочных, разведочных, геофизических и других работ.
Одновременно в Институте мерзлотоведения СО АН СССР была орга-
низована лаборатория подземных вод мерзлой зоны, призванная осу-
8
ВВЕДЕНИЕ
ществить научно-методическое руководство гидрогеологическими иссле-
дованиями на территории республики. Кроме того, для проведения
гидрогеологической съемки в горнопромышленных районах республики
были привлечены на договорных условиях мерзлотно-гидрогеологиче-
ские экспедиции Московского государственного университета.
Рис. 1. Обзорная карта описываемой территории
1 — Западная Якутия; 2 — Восточная Якутия. Римские цифры — номера томов мо-
нографии. охватывающих смежные области
В результате гидрогеологических исследований, проведенных ука-
занными организациями, а также коллективами гидрогеологов ВСЕГЕИ,
ВСЕГИНГЕО, Якутского филиала СО АН СССР, МГУ, ВНИГРИ, Чет-
вертого геологического управления, был накоплен обширный фактиче-
ский материал, положенный в основу настоящей монографии.
Обобщение материалов и составление монографии проведены в те-
чение 1964—1967 гг. Детальность освещения отдельных вопросов нео-
динакова вследствие крайне неравномерной гидрогеологической изучен-
ности. Это обстоятельство, а также существенное различие в геологиче-
ском строении западной (платформенной) и восточной (горноскладча-
той) частей заставило произвести раздельное описание (рис. 1) их
водоносности.
Текст монографии иллюстрируется гидрогеологической картой Яку-
тии масштаба 1 :2 500 000 (прил. 1).
Основная подготовка монографии к изданию выполнена сотрудни-
ками гидрогеологической партии Центральной геологосъемочной экспе-
ВВЕДЕНИЕ
9
диции Якутского геологического управления (Р. С. Кононовой — руко-
водителем темы, Н. А. Сазоновой и Г. Г. Степаненко) и лаборатории
подземных вод Института мерзлотоведения СО АН СССР (О. Н. Тол-
стихиным, Н. Н. Индолевой и Н. М. Никитиной). В составлении отдель-
ных очерков принимали участие сотрудники ЯТГУ, Института мерзло-
товедения, ВСЕГИНГЕО, ВСЕГЕИ, Центрального института курортоло-
гии и физиотерапии. Авторы глав и разделов указаны в оглавлении.
Картографические работы по составлению и оформлению гидрогео-
логической карты произведены А. М. Расторгуевой (Институт мерзло-
товедения) и Г. Г. Степаненко. Ими же и Л. И. Петровой (ЯТГУ) под-
готовлена текстовая графика.
В процессе разработки темы отдельные картографические мате-
риалы (схема гидрогеологического районирования, макет гидрогеоло-
гической карты, гидрохимическая карта-врезка) были обсуждены
в Якутском геологическом управлении, в Институте мерзлотоведения,
в отделе гидрогеологии ВСЕГЕИ и отделе региональной гидрогеологии
ВСЕГИНГЕО.
Все полученные замечания учтены при окончательном редактиро-
вании тома.
Глава I
ИСТОРИЯ МЕРЗЛОТНО-ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ
ИССЛЕДОВАНИЙ
Гидрогеологические исследования в Якутии значительно затруд-
нены ввиду того, что она относится к территории преимущественно
сплошного распространения многолетнемерзлых пород, а подземные
воды залегают под мощным почти водонепроницаемым покровом и
имеют весьма ограниченное количество выходов на поверхность. Это
обстоятельство, а также общий низкий уровень развития производи-
тельных сил в дореволюционной Якутии привели к тому, что степень ее
гидрогеологической изученности к 1917 г. оказалась намного нитке, чем
других частей страны.
Характерной чертой гидрогеологических исследований в Якутии
является теснейшая их связь с изучением мерзлотных условий и раз-
личных сторон мерзлотного процесса. История мерзлотно-гидрогеоло-
гического изучения Якутии отражает процесс хозяйственного освоения
ее территории и подразделяется на два основных этапа: дореволюцион-
ный и послереволюционный.
ДОРЕВОЛЮЦИОННЫЙ ЭТАП
Этот этап исследований характеризуется крайне отрывочными све-
дениями о подземных водах и мерзлых породах Якутии.
Не излагая подробно историю развития взглядов о наличии мерз-
лых пород и вод, с ними связанных, детально изложенную П. Ф. Шве-
цовым (1959), остановимся на отдельных работах, явившихся своего
рода вехами в истории изучения подземных вод и многолетней мерзлой
зоны Якутии.
История знаний о наличии в Якутии не растаивающих «и среди
лета земель» уходит к первой половине XVII в., к сообщениям отдель-
ных казаков-землепроходцев и воевод.
Первое научное обоснование возможности существования почвы
в вечномерзлом состоянии было дано М. В. Ломоносовым в середине
XVIII в.
В результате экспедиционных работ, организованных в XVIII сто-
летии Академией наук и Всероссийским географическим обществом,
появились первые печатные данные о некоторых источниках подзем-
ных 'вод на территории Якутии, о наледях и связи их с подземными
водами.
Сведения об источниках в долинах рек Лены и Вилюя приведены
в трудах Н. В. Сушкова (1821), И. Чайковского (1828), М. Злобина
(1831). Данные о мерзлых породах в Якутии были собраны и опубли-
ДОРЕВОЛЮЦИОННЫЙ ЭТАП
11
кованы Г. Гмелиным (Gmelin, 1751—1752) и позднее Ф. П. Врангелем
(1841). Последним впервые охарактеризованы наледи, наблюдавшиеся
им по дороге из Верхоянска в Нижнеколымск, и указано на связь их
с подземными водами.
Ф. П. Врангелем и его спутниками наблюдались многочисленные
обнажения подземного льда, иногда с костями мамонта и остатками
деревьев, свидетельствующими о существовании многолетнемерзлой
почвы, долгое время оспаривавшейся рядом ученых Западной Европы.
Однако данные температурных замеров мерзлой почвы еще не были
получены.
Следующим решающим шагом в мерзлотно-гидрогеологическом
изучении территории была проходка в мерзлых породах Ф. Шергиным
в 1827—1837 гг. шахтного колодца в г. Якутске с целью получения воды,
не встретившего ни одного талого слоя. Подробные сведения об этом
были опубликованы впервые в 1838 г. Н. Щукиным и затем в том же
году Г. Гельмерсеном, который на основании полученных данных при-
шел к выводу о возможности существования подмерзлотных вод. Он
привел результаты наблюдений за температурой почвы на дне колодца
на глубинах от 11 до 54 саженей и составом пройденных слоев.
Позже, в 50-х годах XVIII в., комплекс геотермических наблюде-
ний в Шергинской шахте организовал и провел А. Ф. Миддендорф
(L860) во время своего путешествия на север и восток Сибири. Эти
наблюдения дали возможность судить о численных значениях отрица-
тельной температуры, о геотермическом градиенте и позволили ему
путем экстраполяции определить, насколько Ф. Шергин не докопал свой
колодец до нижней границы «вечной» мерзлоты. Общая мощность мерз-
лой толщи определялась им в 622 фута (189,6 м).
Последующие геотермические наблюдения подтвердили основные
выводы А. Ф. Миддендорфа. По данным буровых работ мощность мно-
голетнемерзлых пород в г. Якутске изменяется от 220 до 300 м.
Работы А. Ф. Миддендорфа, вышедшие в 1848 г. на немецком языке,
обошли весь мир и послужили убедительным доказательством наличия
многолетнемерзлых пород в Сибири, хотя некоторые ученые подвергли
сомнению данные температурных замеров.
В своих отчетах о путешествии в Сибирь А. Ф. Миддендорф рас-
смотрел также вопросы о распространении «вечной» мерзлоты и иско-
паемого льда, образование наледей и донного льда. Однако взгляды
А. Ф. Миддендорфа на условия и закономерности распространения под-
земных вод на территории развития мощных мерзлых толщ оказались
ошибочными.
Исходя из представлений о «вечной» мерзлоте почвы как о водо-
непроницаемом слое, А. Ф. Миддендорф считал, что грунтовые воды
могут быть редким исключением, а якутские наледи имеют речное про-
исхождение. В этом А. Ф. Миддендорфа поддерживали западноевро-
пейские ученые, в частности известный географ А. Пенк.
Во 'второй половине XIX в. «вечная» мерзлота и связанные с нею
ископаемый лед и наледи также привлекали внимание многих иссле-
дователей, но главным образом в связи с вопросом о погребении вы-
мерших животных (Ditmar, 1852; Schweder, 1866; Шренк, 1872; Bunge,
1883, 1886; Toll, 1895).
В этот период (1866—1870 гг.) большое значение для познания
гидрогеологических условий имели работы Г. Майделя (1896), который
впервые описал ледяное поле Кыра-Нехаранского «тарына». В проти-
воположность А. Ф. Миддендорфу он пришел к выводу о связи якутских
наледей е подземными водами.
12
ГЛАВА 1. ИСТОРИИ МЕРЗЛОТНО-ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИИ
Большую роль в развитии представлений о подземных льдах
сыграли исследования Русской полярной экспедиции в 1885—1903 гг.
на Новосибирских островах и прилегающей части морского побережья
Якутии. Э. В. Толль (1892, 1897 и др.), К. А. Воллосович (1909),
М. И. Бруснев (1904) и др. дали убедительную для того времени гео-
логическую карту залегания «каменного», или ископаемого, льда и раз-
вили гипотезу о снежно-ледниковом его происхождении.
Одновременно А. А. Бунге (Bunge, 1902), проводивший геофизиче-
ские исследования в устье р. Лены, высказал совершенно иную точку
зрения на генезис льда, рассматривая его как жильное образование
в мерзлых грунтах. Однако высказывание А. А. Бунге не привлекло
к себе должного внимания.
Ценные сведения о мерзлотно-гидрогеологических условиях в райо-
нах сплошного развития многолетнемерзлых пород в бассейне Алдана,
Олекмы и Амги были собраны и опубликованы С. А. Подъяконовым
(1903). Наибольшую известность получила его работа о происхожде-
нии наледей, в которой он пытался вскрыть основные причины их воз-
никновения, не останавливаясь подробно на генезисе наледной воды.
По мнению С. А. Подьяконова, «...причиной образования наледей явля-
ется стеснение течения долинного потока, вызываемое уменьшением
необходимого для него живого сечения, происходящим под влиянием
морозов». С. А. Подъяконов дал обстоятельное изложение основных
закономерностей формирования речных наледей и объяснил условия и
причины возникновения ледяных бугров.
Дореволюционный этап исследований завершается работой
А. В. Львова (1916) о подземных водах районов южной окраины «веч-
ной» мерзлоты (вдоль Амурской ж. д.), не относящейся непосредст-
венно к территории Якутии, но подводящей основные итоги изучению
мерзлоты и особенностей развития подземных вод, наледей и бугров
вспучивания.
Таким образом, основные результаты работ первого этапа сводятся
к следующему: а) выяснено наличие мощной мерзлой толщи на боль-
шей части территории Якутии; установлено наличие на северо-востоке
Якутии крупных наледей; в) высказаны две противоположные точки
зрения о возможности существования подземных вод в районах со
сплошным распространением «вечной» мерзлоты. Одна из них полно-
стью отрицает возможность существования подземных вод (А. Ф. Мид-
дендорф), другая объясняет происхождение крупных источников в рай-
оне г. Якутска и крупных полыней и наледей на северо-востоке и юге
Якутии выходами глубоких подмерзлотных вод (Г. Майдель и др.).
ПОСЛЕРЕВОЛЮЦИОННЫЙ ЭТАП
С установлением Советской власти начинается переход к планомер-
ному изучению подземных вод в различных целях: для водоснабжения
развивающихся городов и поселков, поисков соляных и нефтяных место-
рождений, выявления и изучения новых минеральных и промышленных
вод, выяснения условий обводнения рудников и отработки золотонос-
ных россыпей и т. д.
В соответствии с задачами выделяется несколько направлений гид-
рогеологических исследований, каждое из которых является ведущим
в определенный период описываемого этапа.
Поиски и разведка подземных вод для водоснабжения. После про-
ходки Ф. Шергиным колодца-шахты вопрос о водоснабжении г. Якутска
ставился неоднократно, но решался за счет использования поверхност-
ных вод. В 1916 г. была построена водокачка на берегу протоки Хаты-
послереволюционный этап
13
стах. Анализ забираемой водокачкой воды показал, что в ней содер-
жится большое количество разнообразных бактерий, в том числе и кишеч-
ной палочки. Население Якутска было обеспокоено высокой смертностью
от кишечно-желудочных заболеваний. Находившиеся в Якутске полити-
ческие ссыльные требовали от властей улучшения водоснабжения города.
Однако до революции эта проблема не была решена.
После революции вопрос о водоснабжении столицы республики
приобрел еще большее значение, что побудило к изысканию новых
источников водоснабжения.
В 1932—1934 гг. в' районе г. Якутска гидрогеологические исследо-
вания для выявления возможных источников водоснабжения проводил
И. М. Светозаров (1934). Им было обследовано три типа вод (воды
деятельного слоя, подрусловые воды и воды источников — подмерзлот-
ные) и установлено существенное различие химического состава этих
типов вод. Лучшими по питьевым качествам признаны подмерзлотные
воды, которые и рекомендовались для водоснабжения.
Большое значение имели работы Н. И. Толстихина. В 1937 г. на
основании имевшихся материалов им был сделан прогноз о возмож-
ности получения подмерзлотных вод в г. Якутске.
В 1939 г. В. М. Максимовым и Н. И. Толстихиным (1940) по пору-
чению Совета по изучению производительных сил (СОПС) АН СССР
были проведены гидрогеологические исследования в долине р. Лены
между селами Покровским и Кангалассы. На основании этих исследо-
ваний был сделан вывод о наличии под нижней поверхностью зоны «веч-
ной» мерзлоты мощностью 186—200 м трех водоносных горизонтов с
удовлетворительным качеством воды, приуроченных к юрским отложе-
ниям, намечено место заложения первой глубокой скважины на воду
в г. Якутске (в местности Сергелях) и составлен проект этой сква-
жины.
В 1940 г. Якутским геологоразведочным трестом (И. Л. Янцевич
и др.) в соответствии с проектом была пробурена скважина глубиной
500 м, полностью подтвердившая предположения Н. И. Толстихина и
В. М. Максимова о наличии в юрских отложениях пресных подмерзлот-
ных вод. Эти воды были вскрыты на глубинах 312—379 и 425—453 м
(Ефимов, 1945).
Проходкой скважины была доказана возможность водоснабжения
города за счет подмерзлотных вод, но более поздними работами уста-
новлены малая водоотдача юрских водоносных горизонтов и заражен-
ность вод фтором.
Большую роль в изучении гидрогеологии сыграла мерзлотная стан-
ция АН СССР (с 1963 г. — Институт мерзлотоведения СО АН СССР),
организованная в 1939 г. в г. Якутске по инициативе М. И. Сумгина.
Ею систематически проводились мерзлотно-гидрогеологические иссле-
дования.
В 1943—1944 гг. в г. Якутске была пробурена и опробована откач-
ками скв. 2, вскрывшая водоносный горизонт юрских отложений. Эта
скважина введена в эксплуатацию в 1947 г. Опыт эксплуатации гидро-
геологических скважин в г. Якутске обобщен в работе П. И. Мельни-
кова и А. И. Ефимова (1953).
Однако вопросы водоснабжения центральных районов ЯАССР, рас-
положенных вдали от крупных рек (Лены, Алдана, Амги), оставались
нерешенными. Здесь водоснабжение базировалось на использовании
летом вод мелких сильно загрязненных озер и рек, а зимой—льда.
В наиболее тяжелом положении оказался крупный пос. Чурапча.
В 1945 г. для изучения перспектив водоснабжения поселка были про-
ведены мерзлотно-гидрогеологические исследования отрядом Якутской
14
ГЛАВА I ИСТОРИЯ МЕРЗЛОТНО-ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИИ
мерзлотной станции (А. И. Ефимов, С. П. Качурин, П. А. Соловьев).
Исследования показали широкое распространение подземных льдов.
Подробно были обследованы близлежащие озера, отмечена неполно-
ценность их как источников водоснабжения и высказаны идеи об ис-
пользовании для водоснабжения подземных льдов. Анализ геологи-
ческих условий района позволил предположить наличие пресных под-
мерзлотных вод, благоприятная разведка и опробование которых могли
бы решить поставленную задачу. Но только в 1952 г. в пос. Чурапча
была пробурена скважина глубиной 508 м. Напорные воды вскрыты на
глубине 290,75 м в юрских отложениях. Скважина имела незначитель-
ный дебит. Весьма примитивное гидрогеологическое опробование сква-
жины не дало возможности судить о водоносности пород и химическом
составе вод. Однако этой скважиной была доказана целесообразность
дальнейшего изучения подмерзлотных вод в целях водоснабжения и
в данном районе.
С 1949—1950 гг. благодаря значительному размаху геологосъемоч-
ных работ, связанному с открытием новых месторождений железа, угля,
золота и других полезных ископаемых, ставится вопрос о комплексном
изучении горнопромышленных районов, увеличивается объем гидрогео-
логического бурении.
С 1949 г. гидрогеологические исследования с целью изыскания
источников водоснабжения ведут на юге Якутии Желдорпроект, СОПС
АН СССР, ЯНИМС (Якутская научно-исследовательская мерзлотная
станция), ЯГУ (Якутское геологическое управление).
В 1949—1950 гг. проводятся рекогносцировочные гидрогеологиче-
ские исследования в районе предполагаемой железнодорожной трассы
Тында — Якутск Д. Ф. Пискуновым и Л. А. Добровольским, которые
наряду со сведениями общего порядка приводят список незамерзающих
источников, расположенных в исследованном районе.
С целью водоснабжения горнорудных предприятий в Алданском
районе Н. А. Вельминой и В. В. Узенмбло 'в 1951—1955 гг. описан це-
лый ряд незамерзающих субаквальных источников в долинах рек Гор-
былях, Мал. Нахот, Кабакта, Тимптон и др. Обследованы уникальные
Тимптонские источники с дебитом (в апреле) до 4 мг1сек, приуроченные
к контакту юры и нижнего кембрия. В долине р. Горбылях изучены ис-
точники в архейских породах с суммарным дебитом 0,3—0,4 м?/сек. Ге-
незис источников связывается с выходами по зонам тектонических нару-
шений артизианских вод глубоких горизонтов нижней юры и кембрия,
в меньшей степени архея. Отмечается перспективность использования
этих источников для водоснабжения крупных объектов.
Большая часть гидрогеологических материалов по Алданскому кри-
сталлическому массиву, в том числе и по условиям водоснабжения этой
территории, обобщена Н. А. Вельминой и В. В, Узембло в 1955 г. в виде
сводного отчета, а затем монографии (1959).
С 1951 г. по настоящее время гидрогеологические исследования
проводят Южно-Якутская и Тимптоно-Учурская экспедиции Министер-
ства геологии СССР (И. Г. Артеменко, В. Ф. Панкратов, Н. С. Кули-
кова, С. Е. Суходольский, Н. Г. Назарова, А. П. Коротеев, А. Д. Абрам-
кин, В. М. Волховской, Т. А. Тюмкина, В. Ф. Червонящий и др.) с целью
выяснения условий обводнения и водоснабжения рудников и разведуе-
мых месторождений. Эти работы сопровождались значительным объе-
мом бурения, откачками, определениями коэффициентов фильтрации и
химическими анализами воды. В результате установлено, что самый
мощный и водообильный горизонт находится в кембрийских известня-
ках, наиболее обводненных на контакте с археем; выявлена крайне
неравномерная водоносность пород архея и перспективность на подзем-
ПОСЛЕРЕВОЛЮЦИОННЫЙ ЭТАП
15
ные воды участков тектонических нарушений; охарактеризована водо-
носность юрских пород Чульманского угленосного бассейна.
Планомерные гидрогеологические исследования на северо-востоке
Якутии начали проводиться только с 1945 г. Дальстроем. Вопросы водо-
снабжения рудников решались здесь путем проведения специальных
детальных гидрогеологических исследований масштаба 1 :25 000—
1 :5 000 на воды подрусловых таликов, а также бурения скважин сред-
ней глубины 250—300 м на подмерзлотные воды (А. Г. Гущин, А. С. Бе-
лов, М. Н. Бородулин, В. Ф. Шишкина и др., 1945—1963 гг.).
В результате этих работ установлено широкое развитие маломине-
рализованных подмерзлотных вод в породах верхоянского комплекса на
глубинах от 250 м и более (Яно-Индигирский напорный криогенный бас-
сейн). На отдельных участках отмечена малая перспективность извер-
женных пород в отношении получения подземных вод.
Большое значение для решения вопросов зимнего водоснабжения
северо-востока Якутии имели работы сотрудников Института мерзло-
товедения им. В. А. Обручева АН СССР П. Ф. Швецова, В. П. Седова
и А. Н. Толстова, проводившиеся с 1939 по 1951 г. (Швецов, Седов,
1940, 1941; Швецов, 1951) по изучению гигантских наледей и образую-
щих их источников. Исследованиями установлена приуроченность источ-
ников и наледей (тарынов) к молодым разломам, выявлено широкое
распространение «тарынных» источников в пределах Верхояно-Колым-
ской горноскладчатой области на различных гипсометрических уровнях
с дебитами от нескольких десятков литров до нескольких кубических
метров в секунду. В результате сделан вывод о весьма значительных
ресурсах пресных вод этой области, вполне пригодных для бытового и
технического водоснабжения.
В последние годы (1960—1965 гг.) в связи с усилением работ по
водоснабжению сельского хозяйства ЯГУ пробурен ряд скважин
в окрестностях г. Якутска и Центральной Якутии, которыми выведены
на поверхность подмерзлотные воды из мезозойских и кембрийских от-
ложений (В. В. Мозговой, Ю. Н. Ларинов, 3. Г. Шрабштейн, В. Н. Ма-
каров, А. П. Паршин, С. Ф. Зелинская и др.).
Проходкой этих скважин подтверждено наличие бассейна артези-
анских вод (предсказанного еще в 1939 г. Н. И. Толстихиным), пригод-
ных для питьевого водоснабжения, но с несколько повышенным содер-
жанием в подмерзлотных водах фтора (2,6—4,0 мг/л). Полученные дан-
ные позволили охарактеризовать степень водообильности пород сред-
него кембрия и юры, уточнить положение аномально низких статиче-
ских уровней подмерзлотных вод в районе г. Якутска по отношению
к уровню р. Лены (отмеченное Н. И. Толстихиным после бурения пер-
вой гидрогеологической скважины в г. Якутске), установить возможность
использования для водоснабжения подрусловых вод долины р. Лены и
вод подозерных таликов в Центральной Якутии, в том числе и в районе
г. Якутска (работами А. П. Паршина, Н. П. Анисимовой, А. М. Федо-
рова) .
Для целей водоснабжения в 1961 г. пройден ряд скважин в Вилюй-
ском и Нюрбинском районах (П. В. Кырбасов), а также на территории
алмазных трубок «Удачная» и «Мир» (Ефимов, Елманова, 1958; Ефи-
мов, 1959а; Устинова, 1964). В пределах последних вскрыты напорные
трещинные воды хлоридного натриевого либо хлоридного кальциевого
состава с минерализацией от 10 до 95 г/л, нередко имеющие отрица-
тельную температуру и совершенно непригодные для питьевых целей.
Единственным источником водоснабжения здесь остаются поверхност-
ные воды.
16
ГЛАВА I. ИСТОРИЯ МЕРЗЛОТНО-ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИИ
Условия водоснабжения Центральной Якутии широко освещены
в статьях П. И. Мельникова (1947), А. И. Ефимова (1957), 3. Г. Шраб-
штейн (1958).
С 1961 г. начинают проводиться гидрогеологические съемки масш-
таба 1 :500 000 в Алданском районе (Московский государственный уни-
верситет), а с 1965 г. — на территории Лено-Амгинского междуречья
(Якутское геологическое управление), в результате которых получен
обширный гидрогеологический материал, в частности и по вопросам
водоснабжения.
Проведенные в целях водоснабжения исследования нашли отра-
жение в работе, составленной группой сотрудников Якутского геологи-
ческого управления и Института мерзлотоведения СО АН СССР под
редакцией Е. А. Баскова и О. Н. Толстихина (1967). В ней подчерки-
вается, что перспективы использования подземных вод Якутии оста-,
ются во многом еще не изученными.
Гидрохимические исследования. Гидрохимическое направление при
исследовании подземных вод Якутии — одно из наиболее ранних. Общие
представления о химическом составе различных типов вод были полу-
чены еще в дореволюционное время. В послереволюционном этапе изу-
чения подземных вод можно выделить три периода, различающихся по
назначению, характеру и методике работ.
Периоде 1917 по 1939 г. Гидрохимические исследования в этот
период проводятся в основном по двум направлениям: 1) изучение хи-
мического состава соленых источников в связи с поисками и исследова-
ниями месторождений соли; 2) изучение химического состава подзем-
ных вод в связи с нефтепоисковыми работами.
Работы первого направления являются продолжением исследова-
ний, начатых еще в дореволюционный период, и относятся в основном
к району Кемпендяйских соляных куполов. В 1938—1939 гг. здесь про-
водят исследования Ф. А. Алексеев и Н. М. Музыченко. Они приходят
к выводу о формировании соленых источников за счет выщелачивания
каменной соли, залегающей на небольшой глубине.
Работы второго направления начинают приобретать существенное
значение лишь в конце описываемого периода. Основные результаты
этих исследований были систематизированы О. В. Флеровой в 1939—
1940 гг. Ею описаны источники в долинах рек Амги и Туолбы, а также
буровые скважины по р. Туолбе, пройденные в нефтепоисковых целях
и вскрывшие в отложениях нижнего кембрия на глубинах 360—540 м
напорные воды с минерализацией 109—120 г/л хлоридного натриевого
состава, с содержанием брома до 625 мг!л.
С 1939 по 1950 г. получают дальнейшее развитие оба указанных
выше направления. Характерным для этого периода является начало
изучения химического состава глубоких подмерзлотных вод в связи
с водоснабжением. Гидрохимические исследования вод соляных место-
рождений продолжают Ю. К. Дзевановский, М. В. Кислякова, Е. Э. Ра-
зумовская, Н. К- Бриммер, М. Т. Прадед, Ф. Г. Гурари.
Опробование химического состава подземных вод в нефтепоисковых
целях проводилось геологами Якутского геологического управления.
В 1943 г. Г. Д. Севонько по материалам Ченкиямской нефтеразведки
наметил определенную вертикальную зональность подземных вод, выде-
лив четыре водоносных горизонта, состав которых меняется от гидро-
карбонатных до хлоридных кальциево-натриевых.
Основные закономерности распределения вод по площади и в раз-
резе в пределах южной части Якутского бассейна охарактеризованы
в 1944—1946 гг. Н. А. Грибовой, а в 1949 г. В. В. Крыловым (Грибова,
1954).
послереволюционный этап
17
Гидрохимические наблюдения в процессе геологосъемочных и неф-
тепоисковых работ проводились Д. К. Горнштейном, Г. В. Бархатовым,
Г. И. Курносовой совместно с М. Ю. Усмановым и др.
С 19 50 г. широкое развитие геологопоисковых и сопровождающих
их гидрогеологических работ привело к усилению гидрохимических
исследований. В значительной степени это связано с разведочным буре-
нием на воду. В то же время уменьшилась роль гидрохимических иссле-
дований соляных месторождений. Появляется новое направление гидро-
химических исследований — гидрохимические поиски рудных месторож-
дений.
Специальные гидрохимические исследования, имевшие целью изу-
чение перспектив нефтегазоносности палеозойских и мезозойских отло-
жений, проводились в 1952 г. В. М. Максимовым (1955, 1958), в 1951—
1952 гг. В. П. Шугриным, в 1953—1959 гг. Е. А. Басковым (1959а, б;
1960а, б; 1962), в 1954—1955 гг. В. И. Войвиченко, в 1955—1958 гг.
Е. В. Ильиной, в 1957—1966 гг. А. И. Косолаповым (1963), в 1960—
1966 гг. Л. А. Грубовым (1966) и др.
В результате подробно охарактеризован общий химический и газо-
вый состав воды и на основе комплекса признаков сделаны выводы
о перспективности обследованных районов. Гидрохимические рекогно-
сцировочные исследования проводились также при комплексных геоло-
гических съемках.
Интересные данные по химическому составу глубоких вод получены
при бурении в 1954—1963 гг. роторных, опорных и колонковых скважин
на нефтеперспективных структурах. Эти работы дали ценный материал
по изучению общих закономерностей мерзлотных условий и формирова-
нию химического состава подмерзлотных вод, распространению отдель-
ных типов их по площади и в разрезе и позволили сделать выводы
о нефтеперспективности структур (И. Г. Бахирев, А. И. Ефимов,
И. А. Воздвиженский, Е. А. Басков, Д. К. Горнштейн, Ю. Д. Горшенин,
Л. А. Грубев, Р. Ф. Гуголь, Е. В. Ильина, С. С. Оксман, Г. А. Падва,
Е. И. Сарычев, П. А. Чуркин и др.).
Гидрохимические исследования соляных месторождений в 1953—
1954 гг. проводили В. М. Максимов и Е. А. Басков на Усть-Бирюкском
и Солянском месторождениях каменной соли.
Общими вопросами формирования химического состава поверхност-
ных и подземных вод в долине р. Лены и на Лено-Амгинском между-
речье и взаимосвязи их с мерзлотными процессами занимались сотруд-
ники мерзлотной станции, а затем Института мерзлотоведения СО АН
СССР (Анисимова, 1952, 1953, 1956, 1958; Мельников, Анисимова, 1952;
Ефимов, 1957, 1960 и др.).
С 1959 г. в Якутии начинается изучение закономерностей распро-
странения рудных микрокомпонентов для разработки методики гидро-
химических поисков рудных месторождений.
Наибольшее количество работ, сопровождавшихся в той или иной
степени гидрохимическими поисками, проведено на территории Алдан-
ского гидрогеологического массива Южно-Якутской (В. Л. Кожара,
А. И. Реутов, В. К. Солецкая, И. М. Фрумкин и др.) и Якутской цент-
ральной геологосъемочной (Н. П. Чибисов и др.) экспедициями Якут-
ского геологического управления, Ленинградским горным институтом
(В. П. Боровицкий, О. В. Салье и др.), ВСЕГЕИ (Г. И. Климов), Мос-
ковским государственным университетом (М. А. Всеволожская и др.).
В результате этих работ установлено: 1) наличие гидрохимических
аномалий по большому количеству микроэлементов, контролирующих
известные рудопроявления, литохимические аномалии, либо зоны текто-
нических нарушений (работы ЮЯКЭ, МГУ); 2) довольно высокая
18
ГЛАВА I ИСТОРИЯ МЕРЗЛОТНО-ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИИ
эффективность применения гидрохимического метода при поисках суль-
фидных руд; 3) влияние геохимических ландшафтов на миграцию мик-
роэлементов в подземных водах (Кожара, 1963); 4) поисковые гидро-
химические признаки отдельных типов оруденения: золоторудного, по-
лиметаллического, редкометального и др. (Кожара, 1963; Боровицкий
и др., 1966; Чибисов, 1966).
Гидрохимическими исследованиями ВСЕГЕИ и Якутской централь-
ной геологосъемочной экспедиции охвачена площадь южного и юго-
западного крыльев Якутского и северо-восточное крыло Ангаро-Лен-
ского бассейнов в пределах развития мощных терригенно-осадочных
толщ кембрия, ордовика, силура. Эти исследования подтвердили боль-
шую эффективность гидрохимических поисков в указанных районах и
выявили целый ряд гидрохимических аномалий полиметаллического и
редкометального оруденений (Басков и Резников, 1960в; Макаров,
1966).
Изучение распространенности микрокомпонентов с целью выясне-
ния возможности гидрохимических поисков в платформенной части Яку-
тии производилось сотрудником ЯФ СО АН СССР М. Н. Косолаповой
(1963) в бассейне р. Оленека. Ею обнаружен ряд специфических ми-
крокомпонентов и установлена принципиальная возможность обнаруже-
ния кимберлитовых трубок гидрохимическим методом. Для Анабар-
ского геокриологического массива скудные сведения о распространен-
ности микро компонентов в поверхностных и надмерзлотных водах име-
ются в работах геологов НИИГА.
Для Верхояно-Колымской гидрогеологической области сведения
о микрокомпонентном составе подземных вод и возможностях примене-
ния гидрохимических поисков рудных месторождений крайне отры-
вочны. Они ограничиваются работами Якутской центральной геолого-
съемочной экспедиции (В. А. Кляхин, П. В. Кырбасов) и Института
мерзлотоведения СО АН СССР (Н. Н. Индолева), проведенными в
1961—1965 гг.
В. Ф. Шишкиной в отчете за 1960 г. приведены данные по распро-
страненности микрокомпонентов в налетах солей и на наледях верхней
части бассейна р. Индигирки.
Геологами Якутской центральной геологосъемочной экспедиции при
геологических съемках масштаба 1:200 000 в период 1963—1965 гг.
производились определения суммы металлов в подземных и поверхност-
ных водах среднего и нижнего течения р. Яны. Эти отрывочные сведе-
ния подтвердили возможность миграции рудных компонентов в маломи-
нерализованных водах зоны свободного водообмена на территории
горноскладчатых районов северо-востока Якутии и перспективность
постановки научно-методических работ с целью выявления особенно-
стей гидрохимических поисков на этой территории.
Исследования минеральных вод и лечебных грязей. Изучение мине-
ральных вод Якутии началось еще в дореволюционный период, но но-
сило стихийный характер. Основное внимание было обращено на Кем-
пендяйские соленые источники. После революции изучением рассолов
и соленых вод по рекам Кемпендяй, Намана и в других местах зани-
мался ряд исследователей преимущественно попутно с нефтепоиско-
выми работами, реже для выяснения возможности получения из рассо-
лов соли (Фришенфельд, 1930; Алексеев, Музыченко, 1939 и др.).
Местным населением эти воды издавна использовались при лече-
нии ревматизма и других заболеваний.
В 1926 г. С. В. Обручевым (1927) на крайнем северо-востоке Яку-
тии был исследован термальный минеральный источник Сытыган-Сылба.
ПОСЛЕРЕВОЛЮЦИОННЫЙ ЭТАП
19
Н. И. Толстихин в своих многочисленных работах по минеральным
водам (1938, 1939, 1948, 1950, 1957; Дзенс-Литовский, Толстихин, 1937)
выделяет для Восточной Сибири провинцию хлоридных натриевых, а
также сопутствующих им вод — холодных, газирующих азотом или ме-
таном, с широким распространением йода и брома. В 1938 г. совместно
с А. В. Ернштадт им составлена и первая сводка по минеральным во-
дам Якутии, в которой описано 32 минеральных источника, приведены
таблица степени их изученности, краткая характеристика химического
состава и температура некоторых из них.
Изучением химического состава Наманинскцх источников и содер-
жанием в них радона занималась в 1952 г. Н. П. Анисимова. По ее
данным, в водах источников содержится радона до 14—15 эман, и они
могут применяться для бальнеологических целей.
Е. А. Басков (1953) указал на важное лечебное значение хлорид-
ных натриевых бромных, сероводородных, метановых и других вод из
отложений нижнего кембрия в Березовском и Нюйском артезианских
бассейнах.
Минеральные источники Северо-Востока СССР, включая и терри-
торию Северо-Восточной Якутии, освещены А. И. Калабиным (1959).
В. Ф. Шишкиной в 1954 г. описан минеральный, сильно газирую-
щий источник, расположенный в Момском районе в долине р. Дымки —
приток р. Мюреле. Состав воды сульфатно-гидрокарбонатный натрие-
вый, минерализация 0,03 г/л.
Р. Л. Схоль в 1958 г. описал минеральные углекислые воды, вскры-
тые в апреле 1955 г. при бурении разведочной скважины в 30—40 км
к западу от линии Алдано-Индигирского водораздела (Ичетовкин,
Схоль, 1958).
В работах Н. А. Вельминой и В. В. Узембло (1959) и позднее
П. Н. Лугового (1962) и С. М. Фотиева (1963, 1965) отмечено наличие
на территории Алданского массива в отложениях юрского возраста вод
с повышенной минерализацией и с запахом сероводорода и рассмотрен
генезис сульфатных вод Горбылях-Нахотской провинции, термальных
вод юга Алданского массива.
В 1958—1959 гг. термальные источники в среднем течении р. Олек-
мы обследованы П. Н. Луговым, а в 1964 г. — Е. Е. Жирковым и
Р. С. Кононовой.
В 1960—1961 гг. специальным изучением основных типов минераль-
ных вод Якутии занималась геологическая партия Центрального инсти-
тута курортологии и физиотерапии под руководством В. Н. Фомичевой.
Итогом этих исследований явилась сводка по минеральным водам Яку-
тии, в которой охарактеризованы основные типы минеральных вод и
грязей, условия формирования их. Намечены наиболее интересные в
бальнеологическом отношении объекты.
В эти же годы некоторые минеральные источники Якутии изуча-
лись геологической партией Института земной коры СО АН СССР под
руководством И. С. Ломоносова (Ломоносов, Волкова, 1963). В 1964 г.
Им составлено сводное описание минеральных вод Якутского артезиан-
ского бассейна.
Изученность минеральных грязей озерного происхождения еще бо-
лее слабая, чем минеральных вод. До 30-х годов XX в. имелись лишь
отрывочные сведения о наличии лечебной грязи в Кемпендяйских соле-
ных озерах и озерах Абалах и Тураннах на Лено-Амгинском между-
речье.
Впервые они были обследованы в 1923 г. Г. А. Поповым и И. Г. Пав-
ловым, которые изучили состав рапы озер и высказали предположение
о наличии минеральных источников на их дне. Специальному изучению
20
ГЛАВА I ИСТОРИЯ МЕРЗЛОТНО-ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИИ
лечебной грязи этих озер была посвящена экспедиция Центрального
института курортологии и физиотерапии летом 1932 г. (П. Н. Бутырин,
А. В. Городецкий).
В апреле 1934 г. озера Абалах и Тураннах были обследованы сот-
рудниками ЯГРТ А. Д. Егоровым и И. С. Лорви. На дне оз. Абалах
они обнаружили залежь кристаллической соды.
В 1935 г. группой сотрудников Центрального института курортоло-
гии и физиотерапии (3. Е. Быховский, Л. А. Яроцкий, И. М. Овчинни-
ков и Ю. Н. Гричук) были подсчитаны запасы грязи названных озер и
изучены физико-химические свойства ее.
В 1954 г. на оз. Абалах проводились работы И. М. Брюхановым
(Якутский государственный университет). В 1955—1957 гг. А. И. Ефи-
мовым и В. И. Бахман исследовались грязевые отложения оз. Чай-
Кюель (Бахман, Ефимов, 1962). Отложения этого озера получили также
положительную бальнеологическую оценку. Специальным изучением
основных типов якутских грязей в 1960—1961 гг. занималась геологи-
ческая партия Центрального института курортологии и физиотерапии.
Сведения по термальным водам глубоких скважин имеются в ряде
работ. Результаты обобщения этих материалов вместе с картой глубин
залегания термальных вод приведены в работе С. В. Лысак (1963).
Закономерности распространения термальных вод на территории
Северо-Востока СССР рассмотрены А. А. Зеленкевичем (1963а, б). Им
отмечено, что наиболее благоприятные условия для формирования тер-
мальных вод на Северо-Востоке создаются в районах проявления вул-
канизма третичного и мелового времени, для которых характерна малая
геотермическая ступень.
Изучение шахтных и рудничных вод. Шахтные и рудничные воды на
территории Якутии изучены слабо, что объясняется приуроченностью
большей части месторождений полезных ископаемых к зоне распро-
странения многолетнемерзлых пород, в которой воды находятся в твер-
дом состоянии.
Основными объектами, на которых производилось изучение шахт-
ных и рудничных вод, явились месторождения: каменного угля — Сан-
гарское (В. М. Журкин, В. П. Резниченко); каменной соли — Солян-
ское и Усть-Бирюкское (Е. А. Басков, В. М. Максимов, Е. И. Сарычев,
В. Г. Падва) и ряд месторождений угля, флогопита и золота Южной
Якутии (И. Г. Артеменко, Н. А. Вельмина, В. В. Узембло, В. Ф. Пан-
кратов, С. Е. Суходольский и др.).
На названных месторождениях изучались общий химический сос-
тав, глубина залегания, температура и притоки воды в горные выра-
ботки.
В 1962—1964 гг. исследование мерзлотных условий угольных место-
рождений и золотоносных погребенных россыпей (Сангары, Чульман-
ские месторождения, Аллах-Юнь) с целью выработки рациональной
системы отработки, обеспечивающей гидроизоляцию и устойчивость
мерзлой кровли, проводила группа специалистов Института мерзлото-
ведения СО АН СССР и Ленинградского горного института под руко-
водством А. Ф. Зильберборда и Ю. Д. Дядькина.
Условия отработки дражных полигонов изучались на ряде золото-
носных россыпей северо-востока Якутии (М. Н. Бородулин, В. Ф. Шиш-
кина и др.).
Исследования наледей. В послереволюционное время, начиная
с 1925 г., отдаленная и почти неизученная северо-восточная часть Яку-
тии посещалась отдельными экспедициями, которыми собран обширный
новый материал о громадных наледях этой страны.
послереволюционный этап
21
В 1926 г. экспедиция Геологического комитета под руководством
С. В. Обручева открыла ряд неизвестных до того времени наледей.
П. К. Хмызников (1934) указал на наличие большого количества
гигантских наледей (тарынов) в бассейнах рек Сартанг и Дулгалах.
Существенным этапом в изучении гигантских наледей северо-востока
Якутии следует считать гидрологические исследования, проведенные
Индигирской экспедицией Наркомвода в 1928—1932 гг.
В изданном в 1933 г. отчете этой экспедиции И. И. Агафонов и
Б. В. Зонов привели много интересных сведений о гигантских наледях
и указали на их широкое распространение в верховьях р. Индигирки и
ее притоков. Главной причиной возникновения наледей Б. В. Зонов
(1944) считает морфологические особенности речных долин, аллювий
которых является коллектором вод, питающих эти наледи. Так же
объяснял происхождение гигантских наледей В. А. Федорцев (1937),
наблюдавший их в хр. Тас-Хаяхтах в 1933—1934 гг.
Сведения о широком развитии наледей в Яно-Колымской горной
стране содержатся в трудах многих геологов (Н. Д. Соболева, Ю. Д. Чи-
рихина и др.).
В 30-х годах много данных по возникновению наледей и борьбе
с ними было получено при проведении исследований на Амуро-Якут-
ской магистрали. Они приведены в труде В. Г. Петрова (1930).
Большое значение для понимания процессов наледообразования
имели работы М. И. Сумгина (1929, 1936 и др.) и Н. И. Толстихина
(1936).
В сводке о мерзлотно-гидрогеологических условиях водоснабжения
Севера СССР Н. И. Толстихин сделал несколько принципиальных выво-
дов об условиях образования наледей, в частности он указал, что «круп-
ные, действующие круглую зиму, наледи обязаны своим происхожде-
нием мощным водоносным горизонтам, особенно часто — трещинно-кар-
стовым водам известняков. Нередко наледи располагаются по тектони-
ческим контактам и зонам наибольшего раздробления пород и всегда
там, где дренируется водоносный пласт». Наличие крупных источников
в районах сплошного распространения мерзлой зоны, по его мнению,
объясняется промораживанием путей маломощных источников и сохра-
нением лишь мощных струй, выносящих достаточное количество тепла.
Дальнейшим значительным этапом в изучении гигантских наледей
явились исследования Академии наук СССР в районе хр. Тас-Хаяхтах,
поставленные по инициативе М. И. Сумгина в 1939 г. под руководством
П. Ф. Швецова.
П. Ф. Швецов н В. П. Седов (1941), основываясь на непосредствен-
ном изучении наледей долины р. Кыры, пришли к выводу, что питание
их осуществляется глубинными подземными водами, выходящими по
тектоническим трещинам. Для отличия такого рода образований от реч-
ных наледей П. Ф. Швецов предложил для них якутское название —
«тарын».
Большое значение имели работы мерзлотно-гидрогеологического
отряда Института мерзлотоведения, проведенные в 1947—1948 гг. под
руководством П. Ф. Швецова, осуществившего круглогодичный цикл
наблюдений за развитием тарынов вблизи главной цепи Верхоянского
хребта. Накопленные данные по наледям Верхояно-Колымской горно-
складчатой области были обобщены в монографии П. Ф. Швецова
(1951).
Отдельные наблюдения за режимом наледей на северо-востоке Яку-
тии проводились также сотрудниками Якутского и Северо-Восточного
геологических управлений, а ранее работниками Дальстроя СССР при
отработке дражных полигонов и при решении вопросов водоснабжения
22
ГЛАВА I. ИСТОРИЯ МЕРЗЛОТНО-ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИИ
в 50—60-е годы (Е, А. Трофимов, А. С. Белов, М. Н. Бородулин,
В. Ф. Шишкина и др.).
В 1958 г. А. С. Симаковым и 3. Г. Шильниковской учтены наледи
Северо-Востока СССР, выявленные в основном путем дешифрирования
аэрофотоснимков. Зарегистрировано 7448 наледей различных размеров,
приведены их основные параметры и подсчитан общий объем в нале-
дях. Отмечено, что наибольшее распространение и наибольшие размеры
имеют наледи, образованные источниками подмерзлотных вод.
Некоторые данные по наледям Алданского гидрогеологического
массива были получены при проведении мерзлотно-гидрогеологических
наблюдений Н. А. Ведьминой и В. В. Узембло (1951—1955 гг.), а позд-
нее— В. Р. Алексеевым (1959—1960 гг.), С. М. Фотиевым (1957—
1961 гг.) и другими сотрудниками Алданской мерзлотной станции (Фо-
тиев, 1964), а также сотрудниками Московского государственного уни-
верситета (Чижова, 1966).
Подробное описание наледи у источника Улахан-Тарын в Централь-
ной Якутии в 1939 г. было произведено В. М. Максимовым и Н. И. Тол-
стихиным, а в 1952 г. — А. И. Ефимовым (Ефимов, 1952).
С 1963 г. к систематическому исследованию наледей приступила
группа сотрудников Института мерзлотоведения СО АН СССР под
руководством О. Н. Толстихина. Эти работы частично нашли отражение
в ряде статей, опубликованных в 1963—1966 гг. В них рассмотрены ре-
гиональные закономерности распространения наледей северо-востока
Якутской АССР, их связь с неотектоникой и ресурсами подземных вод,
роль в регулировании речного стока, режим наледей и методика их
исследования.
В это же время сотрудниками ГГИ и ВСЕГИНГЕО под руковод-
ством 3. Г. Устиновой начато систематическое изучение наледей южной
Якутии.
Исследования подземных льдов. На протяжении всего периода освое-
ния территории Якутии продолжаются также исследования подземных
льдов.
Академик А. А. Григорьев в результате исследований в Централь-
ной Якутии в 1925—1926 гг. пришел к выводу, что ископаемые льды
являются погребенными остатками эмбрионального оледенения (1930).
Н. А. Граве, изучавший в 1939—1940 гг. совместно с А. И. Ефимо-
вым и П. А. Соловьевым подземные льды, установил на Лено-Алдан-
ском водоразделе широкое развитие мощных (свыше 20 м) ледяных
массивов, стратиграфическое положение льда в четвертичных отложе-
ниях и связь термокарстового аласно-озерного рельефа с участками
залегания льда в этом районе. На основании данных бурения в районе
оз. Абалах исследователи пришли к убеждению о покровном характере
залегания льда (Граве, 1944, 1951).
Наряду с описанием крупных масс подземного льда в Якутии стали
появляться данные о менее значительных его образованиях, происхож-
дение которых связывалось с неравномерным промерзанием увлажнен-
ных аллювиальных озерных отложений и появлением бугров пучения —
булгунняхов (Аболин, 1929; Пархоменко, 1929; Соловьев, 1952).
Главным доводом против фирновой гипотезы происхождения под-
земного льда явились данные детальной электрометрической съемки,
произведенной Р. И. Коркиной, показавшей, что лед залегаЁт не покро-
вом, а образует решетку взаимно пересекающихся жил. Петрографиче-
ские исследования абалахского подземного льда, проведенные П. А. Шум-
ским, подтвердили жильное происхождение этого льда. Таким образом,
в Абалахе была однозначно установлена жильная природа основных
масс ископаемых льдов. Стратиграфическое положение и связь этих
послереволюционный этап
23
льдов с рельефом, установленные ранее, не претерпели при этом суще-
ственного изменения (Шумский, 1952).
Веские доводы в пользу жильного, а не фирного происхождения
«каменного льда» Якутии были высказаны А. И. Поповым (1953), свя-
завшим накопление льда в морозобойных трещинах грунта с процес-
сами формирования пойменного аллювия в условиях холодного кли-
мата.
Жильная природа основных масс подземных льдов Яно-Индигир-
ской приморской низменности, Новосибирских островов, дельт рек
Лены, Алдана и других районов Якутии позднее была установлена мно-
гими исследователями (Шумский, Швецов, Достовалов, 1955; Катасо-
нов, 1965; Попов, 1965а, б).
Новый подход к изучению подземных льдов, заключающийся в
стремлении рассматривать процессы образования льда в связи с режи-
мом в накоплении осадков, наметился в 60-е годы. Он способствовал
изучению и менее значительных включений сегрегационного льда в грун-
те. На примерах исследования именно таких льдов в разных районах
Якутии были выявлены специфические криогенные текстуры мерзлых
четвертичных отложений, особенности которых зависят от условий нако-
пления и промерзания аллювиальных, озерных, делювиальных, водно-
ледниковых осадков (Катасонов, 1960а, б, 1963; Катасонова, 1961 и др.).
Наименее изученными до сих пор остаются жильные льды в корен-
ных породах, образующие прослойки в трещинах различного происхож-
дения, а также химический состав и структура подземных льдов. Резуль-
таты изучения состава некоторых видов льда Якутии изложены в рабо-
тах Н. А. Граве (1944, 1951), П. А. Шумского (1959), Н. П. Анисимо-
вой (1963). Данные петрографического и кристаллооптического иссле-
дований различных типов подземных льдов, встречающихся в Якутии,
приведены в работе П. А. Шумского (1959).
Наиболее полное представление о современном состоянии проблемы
подземных льдов в целом, о морфологических и генетических характе-
ристиках, особенностях географического распространения, геологических
условиях залегания их приведены в работах П. А. Шумского (1959) и
А. И. Попова (19656).
Сводные, тематические и монографические работы. Одной из наибо-
лее ранних работ, освещающих гидрогеологические условия Якутской
АССР, явилась сводная работа Н. И. Толстихина «Гидрогеологические
условия водоснабжения в районах мерзлой зоны литосферы (вечной
мерзлоты)» (1936), в которой автор указал, что на территории Арктики
наряду с обширными массивами сплошного распространения зоны мерз-
лоты могут существовать участки, лишенные ее и обеспечивающие пита-
ние подмерзлотных вод за счет атмосферных осадков и поверхностных
вод.
Большое теоретическое и практическое значение для развития гид-
рогеологии всей мерзлой зоны имела работа Н. И. Толстихина «Подзем-
ные воды мерзлой зоны литосферы» (1941). В ней подытожены данные
о подземных водах мерзлой зоны на конец 30-х годов; подробно изло-
жена схема классификации подземных вод этой зоны; дано описание
поверхностных проявлений подземных вод (наледи, источники, бугры,
пучения); рассмотрена взаимосвязь ископаемых льдов с поверхност-
ными и подземными водами. Все подземные воды в жидкой фазе разде-
лены на три взаимосвязанных класса: над-, меж- и подмерзлотные.
Большое место в работе отведено характеристике наледей, дана их
генетическая классификация, подчеркнута необходимость особого вни-
мания к наледям при гидрогеологических исследованиях, «ибо они явля-
24
ГЛАВА I ИСТОРИЯ МЕРЗЛОТНО-ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИИ
ются одним из наиболее объективных показателей мощности и прочих
свойств водоисточника» (стр. 170).
Материалы многочисленных гидрохимических исследований, прово-
дившихся в нефтепоисковых целях, обобщены О. В. Флеровой в 1940 г.
и Н. А. Грибовой в 1946 г. Ими освещены многочисленные выходы под-
земных вод на территории Юго-Западной Якутии, выявлены закономер-
ности размещения различных гидрохимических типов вод и связь их
с геологическим разрезом.
В 1950 г. Н. И. Толстихиным охарактеризованы минеральные воды
Якутской АССР, проведено районирование территории республики. Сде-
лан вывод, что гидрогеологические условия Якутии позволяют создать
собственные курорты и заводы на соленых водах и рассолах в любом
месте Западной Якутии в пределах артезианских бассейнов. Отмечена
возможность встречи углекислых вод в Восточной Якутии, в бассейнах
рек Индигирки и Колымы.
В 1950 г. Н. А. Вельминой охарактеризованы мерзлотно-гидрогео-
логические условия западной части хр. Джугджур на основе собствен-
ных маршрутных исследований, обработки фактических данных по под-
земным водам, полученных при разведочных работах треста «Джугд-
журзолото», и использования литературных источников. Определены
температуры горных пород в глубоких шахтах, описаны криогенные
явления, подземные льды, источники, приведены химические анализы
подземных и поверхностных вод.
В 1951 г. П. Ф. Швецовым выпущена книга, подытожившая резуль-
таты многолетних работ автора в Верхояно-Колымской горноскладчатой
области. Автор указал, что гигантские наледи-тарыны питаются глубин-
ными подземными водами и что существующее мнение о бедности ими
территории Северо-Востока СССР не соответствует действительности.
Н. В. Губкин в 1952 г. дал описание всех возможных водоисточни-
ков поверхностных и подземных вод верхнего течения р. Колымы. Под-
твердил интересное наблюдение А. В. Львова (1916) о подмерзлотной
трещиноватости, связанной с многократными вековыми колебаниями
нижней границы мерзлоты.
В 1955 г. Е. А. Басков обобщил результаты маршрутных гидрогео-
логических исследований и обширные материалы по юго-западной части
Якутского артезианского бассейна, охарактеризовал подземные воды,
подразделенные на классы и подклассы в качественном и количествен-
ном отношении. В этой же работе им уделено большое внимание гидро-
геологическому и гидрохимическому районированию территории в отно-
шении нефтегазоносности.
В сводке И. К. Зайцева за 1954 г. кратко охарактеризованы гидро-
геологические условия всей Сибирской платформы, на основании ана-
лиза которых сделаны выводы о нефтеперспективности отдельных райо-
нов. Подобная сводка с привлечением более новых материалов состав-
лена в 1958 г. В. И. Драгуновым, Е. Э. Разумовской и И. К. Зайцевым.
Монографическое описание закономерностей распространения мно-
голетнемерзлых пород и гидрогеологических условий Якутской АССР
в пределах бассейна р. Лены приведено в работе коллектива авторов
ЯНИМС, выполненной в 1955 г. (Н. П. Анисимова, П. И. Мельников
и др.).
Результаты гидрогеологических исследований по району Алдан-
ского гидрогеологического массива обобщены в сводной работе
Н. А. Вельминой и В. В. Узембло (1959), в которой подробно охарак-
теризованы мерзлотно-гидрогеологические условия. Главное внимание
уделено подземным водам и их взаимодействию с многолетнемерзлыми
ПОСЛЕРЕВОЛЮЦИОННЫЙ ЭТАП
25
породами. Произведено гидрогеологическое районирование; охарактери-
зованы зональность подземных вод и условия их формирования; опреде-
лена радиоактивность; высказаны соображения об обводненности целого
ряда месторождений.
В 1958 г. Е. А. Басков обобщил материалы по южной части Якут-
ского артезианского бассейна, установил основные гидрогеологические
и гидрохимические закономерности, дал рекомендации по поискам под-
земных вод для целей водоснабжения, бальнеологии, наметил перспек-
тивные районы в отношении промышленных рассолов (калий, бром и
др.), а также нефти, горючего газа и др. (1958).
В 1959 г. Н. П. Анисимовой обобщены материалы по химическому
составу поверхностных и подземных вод бассейна среднего течения
р. Лены. В работе рассмотрены основные факторы, влияющие на фор-
мирование химического состава вод, а также некоторые общие законо-
мерности его изменения в условиях мерзлой зоны, даны рекомендации
по практическому использованию вод района.
В том же году вышла монография Г. Н. Каменского, М. М. Толсти-
хиной и Н. И. Толстихина «Гидрогеология СССР» (1959), где дано под-
робное описание артезианских бассейнов Сибирской платформы, гидро-
геологических массивов и горноскладчатой области Якутии на основа-
нии обобщения материалов, имевшихся ко времени написания этой ра-
боты.
В работе Е. В. Ильиной, Б. Н. Любомирова, Н. Я. Тычино (1962)
обобщен обширный гидрогеологический материал по подземным водам
и газам платформенной части Якутии за 1959 г.
В. Ф. Шишкиной в 1960 г. в гидрогеологическом очерке бассейна
верхнего течения р. Индигирки обобщены материалы маршрутных иссле-
дований и результаты буровых работ на воду за 1937—1960 гг. Под-
робно охарактеризованы мерзлотно-гидрогеологические особенности тер-
ритории. типы таликов, наледи и источники, их питающие. Приведены
данные по радиоактивности минеральных налетов наледей.
Интересные данные об условиях распространения и формирования
подземных вод территории с мощной мерзлой зоной горных пород при-
ведены в работе В. М. Пономарева (1960). В ней охарактеризованы
общие природные, геологические и гидрогеологические условия терри-
тории; подчеркнуто довольно широкое развитие пресных подземных вод,
несмотря на большую мощность многолетнемерзлых пород.
В том же году появилась сводная работа А. И. Калабина (1960),
в которой подробно охарактеризованы мерзлотно-гидрогеологические
условия Северо-Востока СССР, произведено мерзлотно-гидрогеологиче-
ское районирование этой территории, дана общая классификация под-
земных вод Северо-Востока СССР, описаны методы поисков и исследо-
вания надмерзлотных вод речных долин.
Е. А. Басковым в 1961 г. обобщены материалы по гидрогеологии
Восточной Сибири в связи с оценкой перспектив этой территории на
бром, стронций, йод и другие элементы.
В работе Г. Б. Хазанова и др., выполненной в 1962 г., также оха-
рактеризовано распространение бромных, йодных и других вод на тер-
ритории Якутии, выделены наиболее перспективные структуры, состав-
лена карта распространения описанных типов вод.
В 1963 г. А. А. Зеленкевичем обобщены материалы по гидрогеоло-
гическим условиям Крайнего Северо-Востока страны с целью прогноз-
ной оценки эксплуатационных запасов подземных вод. В этой работе
приведено гидрогеологическое районирование территории с выделением
26
ГЛАВА I ИСТОРИЯ МЕРЗЛОТНО-ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИИ
следующих типов гидрогеологических структур: артезианских бассей-
нов, гидрогеологических массивов, субартезианских бассейнов и гидро-
геологических субмассивов. Составлена карта, на которой помимо водо-
носных комплексов показаны термо-минеральные и холодные мине-
ральные источники, гигантские наледи, изолинии мощности многолет-
немерзлой толщи.
В 1963 г. вышла из печати работа А. И. Косолапова, в которой
обобщены сведения по природным водам и газам Западной Якутии.
В ней дано подробное описание водоносных комплексов на основе гид-
рогеологического районирования. Показаны условия и причины обра-
зования аномально низких гидростатических напоров, возникающих при
изоляции водонасыщенных пластов от поверхностных вод. На основе
анализа и обобщения геохимических и гидрохимических данных оце-
нены перспективы нефтегазоносности.
В 1965 г. вышла из печати работа С. М. Фотиева, в которой дана
подробная характеристика мерзлых пород Южно-Якутского угленос-
кого бассейна, описаны подземные воды Чульманского артезианского
бассейна, северных склонов Станового хребта и хр. Западные Янги.
Н. А. Вельминой в 1966 г. закончено составление обобщающей
работы «Особенности мерзлой зоны литосферы». В ней рассмотрены осо-
бенности гидрогеологии мерзлой зоны литосферы. Выдвинут ряд новых
положений, таких, например, как специфика образования гидродинами-
ческих зон, обусловленная различным положением мерзлых пород в вер-
тикальном разрезе в разных географических условиях. Введено поня-
тие мерзлотно-гидрогеологического разреза, выделены типы залегания
мерзлых пород в вертикальном разрезе, предложена новая классифика-
ция подземных вод. Выдвинуто положение о криогенной закрытости
I идрогеологических структур, обусловленной промерзанием горных
пород. Большое внимание уделено таликам. Значительная часть работы
посвящена грунтовым^ водам и роли в их существовании различных
криогенных образований. Рассмотрены условия обводненности горных
пород и циркуляции подземных вод в зависимости от геоструктурной
и геокриологической обстановки, приведены случаи питания кристал-
лических массивов за счет соседних артезианских бассейнов. Специ-
альная глава посвящена подземным льдам.
Гидрогеологическая заснятость. Систематические гидрогеологические
съемки на территории Якутии до последних лет не производились.
Большинство гидрогеологических работ относится либо к рекогносци-
ровочным наблюдениям при геологических съемках различного мас-
штаба, либо к специальным гидрогеологическим исследованиям марш-
рутного характера.
Систематические комплексные мерзлотно-гидрогеологические съемки
масштаба 1:500 000 стали проводиться лишь с 1961 г. сначала на юге
Якутии в Алданском районе, а затем на западе республики, в районе
г. Мирного, и на востоке, в районе пос. Депутатского, Якутским геоло-
гическим управлением совместно с кафедрой мерзлотоведения Москов-
ского государственного университета (А. Н. Боголюбов, М. А. Всево-
ложская, Г. И. Гордеева, К. А. Кондратьева, О. Г. Павлова, Н. Н. Ро-
мановский, Н. И. Труш, С. Ф. Хруцкий, А. Б. Чижов, Н. И. Чижова,
Г. М. Эпштейн и др.) под научным руководством профессоров Б. Н. До-
стовалова, В. А. Кудрявцева, О. К. Ланге, Н. И. Плотникова.
С 1965 г. такие же работы были проведены в Центральной Якутии
сотрудниками Якутского геологического управления (В. Н. Ананьев,
Б. В. Володько, Е. М. Дмитриев, Е. Е. Жирков, С. Ф. Зелинская,
Г. Н. Зуев, П. В. Кырбасов и др.) под руководством О. Н. Толстихина.
ПОСЛЕРЕВОЛЮЦИОННЫЙ ЭТАП
27
Значение этих работ в познании гидрогеологических закономерностей
обширных районов Якутии и решении многих практических вопросов
весьма велико.
На 1 января 1968 г. мерзлотно-гидрогеологической съемкой покрыта
площадь 75 тыс. к.м2, что составляет около 2,5%, от всей площади
Якутии.
Специальные детальные гидрогеологические съемки масштабов
1:10000—1:5000 и крупнее на небольших участках проводились на
ряде месторождений, дражных полигонах и строительных площадках.
При этом изучались в основном уровни, химический состав, производи-
тельность потока и газовый режим подземных вод.
Глава П
ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ
ПОДЗЕМНЫХ ВОД
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
РЕЛЬЕФ
Рельеф Якутии разнообразен и сложен. Он определяется приуро-
ченностью территории республики к восточной окраине Сибирской плат-
формы (Западная Якутия) и Верхояно-Колымской горноскладчатой
стране (Восточная Якутия).
На территории Западной Якутии преобладает равнинный рельеф.
На севере и востоке ее простираются Анабаро-Ленская, Ленская и Цен-
трально-Якутская низменности, переходящие в западном и южном на-
правлениях в возвышенные пластовые плато и плоскогорья: Анабарское,
Оленекско-Вилюйское и Приленское. И лишь на самом юге, в преде-
лах Алданского кристаллического массива, распространено одноимен
ное нагорье (рис. 2).
Низменные равнины Западной Якутии относятся к мезозойским
мо<рфоструктурам. Анабаро-Ленская — наиболее северная из них —
ограничена на севере кряжами Чекановского и Прончищева, на юге —
уступом Оленекского плато. Абсолютные отметки ее поверхности не пре-
вышают 50 м. Ленская и Центрально-Якутская низменности охватывают
широкие долины рек Лены и Вилюя. Абсолютные отметки их поверх-
ности достигают 150—200 м. Мезорельеф выражен многочисленными
озерными котловинами преимущественно термокарстового происхожде-
ния и террасами рек. Местами поверхность заболочена.
Плоскогорья и пластовые плато сформировались на более древних
породах нижнего мезозоя и палеозоя. На севере это Анабарское плос-
когорье с отметками поверхности 400—500 м (максимальная высота
возвышенности Холчаганахта 750—800 м. Южнее расположено Оленек-
ско-Вилюйское пластовое плато с характерной для него бронированной
траппами поверхностью, отметки которой на востоке достигают 1044 м
(гора Люча-Онгоктон), а к западу снижаются до 300—400 м. Новей-
шие поднятия обусловили глубокое расчленение поверхности Оленек-
ско-Вилюйского плато речной сетью, врез которой составляет 100—
300 м.
Преимущественно к югу от долины р. Лены простирается При-
ленское плато, отметки поверхности которого от 300 м на севере посте-
пенно возрастают к югу до 700—800 м. Мезорельеф поверхности обу-
словлен карстовыми формами. Приленское плато постепенно переходит
в склоны Алданского нагорья, отвечающего древней морфоструктуре
Алданского щита.
Алданское нагорье представляет собой сложно построенную и
сильно расчлененную горную страну, представляющую собой систему
плоскогорий, отделенных друг от друга среднегорными хребтами или
Рис. 2. Орографическая схема Составила Н М Никитина
/ — аккумулятивные низменные равнины, 2 — пластовые плато, 3 — пластовые закарстованиые пла
то, 4 — трапповые плато, 5 —1 плоскогорья области платформ и срединных массивов, 6 — складча
то глыбовые нагорья, 7 —складчатые иизкогорья (до 1000 м), 3 —складчатые среднегорья (1000—
1800 л), 9— складчатые высокогорья (1800 м), 10 — осевые линии хребтов, 11—тектонические
межгорные впадины Орографические районы 1 — Анабарское плоскогорье, 2 — кряж Прончищева,
3 — Анабаро-Ленская низменность 4 — кряж Чекановского, 5 — Средне Сибирское плоскогорье
(восточная часть), 6 — Хараулахскнй хребет, 7 — ОрулгаискиЙ хребет, 8 — Сиетенджинский хре
бет, 9 — хр Кулар, 10 — Янская впадина, 11 — Борулахская котловина, 12— Туостахская впадина,
13—хр Курундя, 14—хр Догдо, 15—хр Хадаранья, 16—хр Тае Хаяхгах, 17—Момо Селенняхская впа
дина 18—хр Полоусный, 19—Селеиняхскнй хребет 20—-Уяндинская впаднна, 21—хр Эстернктях Тас
22—кряж Андрей Тас, 23—Кондаковское плоскогорье, 24—кряж Улахан Тас, 25—Яно Колымская низ
менность, 26—Алазейское плоскогорье, 27—Северный Анюйский хребет 28—гряда Белая Стрелка 29—
Оленекско Вилюйское плато, 30—Ленская низменность, 31—Центрально Якутская низменность 32—Бы
гыяскйй хребет, 33—Соркиискнй хребет, 34—Тагынджинский хребет, 35—Мунннйскнй хребет, 36—Глав-
ная цепь Западного Верхоянья, 37 — Сордогииский хребет, 38 — Тнрехтяхскнй хребет, 39 —Яно-
Индигирское нагорье 40 — Дербекинская впадина 41 — Неньделги^скнй хребет, 42—Верхне Ады-
чанская впаднна, 43 — Верхне Чаркыиская впадина, 44 — Чибагалахский хребет, 45 — Табанднн-
ская впадина, 46 — ЧималгннскиЙ хребет, 47 — Момский хребет, 48 — Осалннскнй кряж, 49 — Юка-
гирское плоскогорье, 50 — хр Сетте Дабан, 51 — хр Сунтар Хаята, 52 — Агаяканская впадина, 53 —
впаднна Учугей, 54 — Куйдусуиская впадина, 55 — Оймяконская впаднна, 56 — хр Сарычева, 57 —
хр Порожный, 58 — хр Хаяргастах 59 — Верхне Нерская впаднна, 60 — хр Улахан Чистай, 61 —
хр Гармычан, 62 — хр Удокан, 63 — Амгинский хребет 64 — Томмотская гряда, 65 — хр Запад
ные Янги, 66 — Чульманская впаднна, 67 —Становой хребет, 68 — хр Бурпала 69 — Мелемкенский
хребет 70 —• хр Бруиигра 71 — Средне Гонамская котловина, 72 — Токариканская котловина, 73 —
Верхне Гонамская котловина, 74 — Алдано Учурскнй хребет, 75 — Гонамо Гынымский хребет, 76 —
Сутамо Гонамскнй хребет, 77 — хр Кет Кап, 78 — Нижие Гонамский хребет, 79 — Джнендинскнй
хребет, 80 — Токкннская впадина, 81 — Нуямскнй хребет 82 — Налуракский хребет, 83 — Тонкин-
ский Становии
30
ГЛАВА II ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
межгорными впадинами, отображенными на гипсометрической схеме.
Абсолютные отметки поверхности плоскогорий составляют 600—1200 м.
Высота водоразделов горных хребтов и отдельных гольцовых возвышен-
ностей 1600—2000 м. Днища высоко поднятых межгорных котловин
лежат на отметках 700—800 м. С юга Алданское нагорье окаймлено
альпинотипным Становым хребтом, являющимся водоразделом между
реками бассейна Лены и Амура. Максимальная отметка водораздела
Станового хребта достигает 2412 м.
Таким образом, строение рельефа Западной Якутии обеспечивает
единое направление стока поверхностных, а для большей части терри-
тории и подземных вод к долинам рек Лены и Вилюя. И лишь север-
ные и северо-западные районы дренируются реками Оленек и Анабар.
Территория Восточной Якутии построена значительно сложнее.
Большая часть ее занята горными сооружениями, в числе которых гор-
ные цепи Верхоянская, Полоусная и Черского, Яно-Индигирское на-
горье, Алазейское и Юкагирское плоскогорья. И лишь на севере^ в при-
морской зоне, расположена Яно-Колымская низменная равнина. Она
простирается на юг в пределы Колымского массива.
Верхоянская цепь представляет собой системы горных хребтов суб-
меридионального простирания, характеризующихся средне- и высоко-
горным рельефом, за исключением низкогорной северной части. Запад-
ные склоны хребтов Верхоянской цепи обрываются к долинам рек Лены
и Алдана уступом высотой 400—500 м. Восточные — более пологие и
постепенно переходят в поверхность Яно-Индигирского нагорья. Абсо-
лютные отметки водоразделов хребтов повышаются с севера на юг. Наи-
более северная часть Верхоянской цепи, выраженная субпараллель-
ными хребтами Хараулахским, Туора-Тас и др., обладает низкогорным
рельефом с высотами водоразделов не более 1000 м. Абсолютные от-
метки хр. Орулган, являющегося водоразделом всей Верхоянской цепи
в ее средней части, достигают уже 1700—1900 м, а на юге возрастают
до 2300 м. Рельеф становится высокогорным. Южная часть Верхоян-
ской цепи выражена Сетте-Дабанским хребтом, к востоку от него рас-
положен высокогорный узел Сунтар-Хаята с абсолютной отметкой
2959 м, которая является наивысшей точкой Верхоянья.
Высокие абсолютные отметки хребтов Верхоянской цепи сочета-
ются с глубоким и густым расчленением их склонов речными доли-
нами, что обеспечивает альпинотипный характер рельефа. Особенно
отчетливо проявляется он на западных склонах хребтов.
Цепь Черского построена значительно сложнее и состоит из мно-
гих разнородных хребтов, горных массивов и кряжей с общим прости-
ранием морфологических элементов с юго-востока на северо-запад.
Крупная Момо-Селенняхская депрессия делит цепь Черского на две
ветви — северо-восточную, известную как цепь Билибина, и юго-запад-
ную — цепь Обручева.
Основным хребтом цепи Билибина является Момский, его водораз-
дел достигает отметок 2500 м. Северо-восточный склон постепенно сни-
жается, образуя широкую полосу предгорий, а юго-западный склон
оборван тектоническим4уступом. В северо-западном направлении высоты
хребтов, слагающих цепь Билибина, снижаются до 1000—1200 м
Цепь Обручева состоит из нескольких (до пяти) субпараллельных
хребтов, разделенных межгорными долинами и впадинами, кулисооб-
разно сменяющимися по простиранию другими хребтами. Отметки наи-
более высоких водоразделов составляют 2300—2500 м, а наивысшей
точки (гора Победа)—3147 м. Горы цепи Обручева глубоко расчле-
нены густой сетью речных долин, к опущенным тектоническим блокам
приурочены межгорные впадины, дно которых лежит на различных
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
31
отметках. Наиболее высокие из них — Верхне-Догдинская, Табандин-
ская, Верхне-Чаркынская, Чибагалахская и некоторые другие. Отметки
их дна достигают 800—1200 м. По высоте и степени расчлененности
рельеф цепи Обручева высокогорный, альпийский и лишь окраинные
хребты на юго-западе приобрели черты плоскогорья.
Цепь Полоусная имеет простирание, близкое к широтному. Она
сильно расчленена и снивелирована. Наивысшие отметки водораздела
основного Ирчиганского хребта достигают лишь 1300 м, восточная и
западная окраины цепи представляют собой низкогорные области с от-
метками высот 400—500 м. Восточным продолжением Полоусной цепи
является кряж Улахан-Тас и примыкающее к нему с севера Кондаков-
ское плоскогорье. Абсолютные отметки здесь снижаются до 400—250 м.
Яно-Индигирское нагорье расположено между цепями Верхоянской
и Черского. Его рельеф характеризуется сочетанием плоскогорий, меж-
горных впадин и сравнительно невысоких хребтов. Абсолютные отметки
поверхности плоскогорий повышаются с севера на юг от 500 до 1500 м
при глубине вреза речной сети обычно до 200—350 м. Водоразделы гор-
ных хребтов достигают 1680 м (хр. Нельгесинский) — 1760 м (хр. Ти-
рехтяхский), а отметки днищ межгорных впадин колеблются от 150—
200 м (Янская, Борулахская и Туостахская) до 600—750 м (Оймякон-
ская, Куйдусунская и Агаяканская).
Алазейское и Юкагирское плоскогорья расположены к востоку от
долины р. Индигирки. Волнистая поверхность Алазейского плоскогорья
поднимается над окружающей его низменностью на 400—500 м,
а отдельные возвышенности достигают отметок 750—850 м.
Юкагирское плоскогорье в краевых своих частях также припод-
нято на высоту до 400 м, но центральная его область — кряжи Чубуку-
лах и Осаинский — возвышаются до 900—1000 м. Большие абсолютные
отметки поверхности Юкагирского плоскогорья определяют и более
глубокий врез речной сети, достигающий 100—250 м.
Низменности Восточной Якутии образуют единую плоскую равнину
с развитой на их поверхности тундровой растительностью. Мезорельеф
однообразен и лишь осложнен термокарстовыми озерными котлови-
нами.
Сложное и разнообразное строение рельефа Якутии определяет раз-
личное его влияние на гидрогеологические условия. Это влияние усу-
губляется еще тем, что рельеф оказывает самое непосредственное воз-
действие на характер распространения многолетнемерзлых пород,
В частности на их мощность и сплошность.
Значительные превышения хребтов над примыкающими равнинами
и плато определяют общую вертикальную географическую поясность,
прямым отражением которой является и вертикальная мерзлотно-гидро-
геологическая поясность, наблюдаемая в горных областях Якутии. Эти
же существенные превышения способствуют формированию высоких на-
поров подземных вод, а следовательно, высокой гидродинамической и
гидротермической активности обводненных трещиноватых зон и разви-
тию таликов.
Простирание основных элементов рельефа определяет направление
движения подземных вод, причем не только трещинных вод горных
сооружений, но во многих случаях и подмерзлотных вод артезианских
бассейнов платформенной части Якутии. Существенный интерес в этом
отношении представляют разновысотные межгорные впадины, наиболее
характерные для цепи Черского: одни впадины являются своеобразными
аккумуляторами подземных вод, другие — зонами разгрузки последних.
Немаловажное влияние на формирование подземных вод оказы-
вают современные орогенические движения. Вызывая перестройку
32
ГЛАВА И ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
гидрографической сети, они способствуют перераспределению подзем-
ного и поверхностного стоков, нарушают сплошность мерзлой зоны, соз-
давая дополнительные очаги питания и разгрузки подземных вод.
КЛИМАТ
Общая характеристика. Основной особенностью климата Якутии
является резкая его Континентальность, проявляющаяся в больших
колебаниях температуры и довольно малом количестве выпадающих
осадков.
Континентальность климата Якутии связана с относительно высо-
ким положением ее по географической широте и, как следствие, с мень-
шим приходом тепла солнечной радиации, а также с ее расположением
на северо-восточной окраине Евразии. Значительная удаленность от
Атлантического океана обусловливает сухость воздушных масс, посту-
пающих с запада. Холодные арктические моря, покрытые большую часть
года льдом, не влияют существенно на содержание влаги в воздухе.
Общее же движение воздушных масс в северном полушарии с запада
на восток лишает Якутию заметного влияния относительно близких
морей Тихого океана.
Характерным для климата Якутии является большая продолжи-
тельность зимнего периода—от 7 месяцев (октябрь — апрель) в юж-
ных, западных и центральных районах до 8,5 месяцев (вторая половина
сентября — первая декада июня) в арктических и высокогорных (свыше
1500 м) районах. В условиях преобладания антициклональной цирку-
ляции, способствующей застою воздуха, создается ясная сухая безвет-
ренная морозная погода. Средняя облачность на большей части терри-
тории Якутии в это время 4,5—5 баллов, лишь к арктическому побережью
она возрастает до 6—6,5 балла. Абсолютная влажность воздуха в Цен-
тральной Якутии и в долинах Северо-Восточной Якутии составляет
только 0,1 мб, в остальных районах 0,3—0,5 мб. Повторяемость шти-
лей, т. е. абсолютного безветрия, на большей части территории Якутии
достигает 30—70%, а средняя скорость ветра редко превышает 1—
2 м,1сек. Лишь по арктическому побережью отмечается усиление ветра
до 4,5—6 м,1сек. Температура воздуха в Якутии может падать в отдель-
ные дни до —50, —65° С почти повсеместно Для зимних месяцев харак-
терны также туманы.
Длительный холодный и малоснежный зимний сезон способствует
глубокому промерзанию озер и рек, часто полному перемерзанию пос-
ледних и формированию наледей, многие из которых достигают огром-
ных размеров.
Весенний сезон в Якутии короткий, примерно один месяц: май —
в южной половине территории Якутии, июнь — на арктическом побе-
режье и в высокогорье В связи с усилением циклональной циркуляции
весной преобладает неустойчивый тип погоды. Средние скорости ветра
в материковой части Якутии возрастают до 2,5—3,5 м/сек. Повышение
температуры за месяц составляет не менее 15° С. Однако в тыл цикло-
нов часто вторгаются холодные арктические массы воздуха, в связи
с чем температура снижается до —20° С.
Лето длится три месяца (июнь — август) в южной и полтора месяца
(первая половина июля — вторая половина августа) в арктической и
высокогорной частях Якутии В этот период появляются облака типа
кучевых, -связанные с конвективным развитием. Средняя облачность
возрастает до 6—8 баллов, а по арктическому побережью и до 9 бал-
лов. Абсолютная влажность летом в южной половине территории Яку-
тии увеличивается до 13—14 мб, в северной — до 10—11 мб. Лето
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
33
в целом засушливое. В Центральной Якутии отмечается до 20% дней
с понижением относительной влажности до 30%. Почти повсеместно,
за исключением островов арктических морей и высокогорья, возможно
повышение температуры воздуха в дневные часы до 30—35° С. Однако
в ночные часы в течение лета по всей Якутии наблюдаются и замо-
розки.
Осень, как и весна, кратковременна: сентябрь — в западных, цент-
ральных и южных районах, вторая половина августа — в арктических
и высокогорных 'районах. Она характеризуется усиленным вторжением
холодных масс воздуха с севера Температура снижается так же быстро,
как и повышается весной.
Радиационный и тепловой режим. При низком стоянии солнца над
горизонтом и коротком дне в зимнее время года на территорию Якутии
поступает малое количество тепла радиации. Так, в декабре — январе
южные районы Якутии получают менее 1 ккал!см2 в месяц тепла сум-
марной радиации, западные и центральные — около 0,5 ккал)см2
в месяц, а заполярные — тепла радиации не получают вовсе. В летний
период с возрастанием полуденных высот солнца и продолжительности
дня (18—24 часа) поступает наибольшее количество тепла радиации.
Так, в июне 1 см2 земной поверхности на открытом пространстве в зави-
симости от условий облачности получает от 14,5 до 16,5 ккал тепла сум-
марной радиации. Различия пб географической широте места в при-
ходе радиации летом выражены меньше.
В целом за год в южной половине Якутии поступает 90 ккал/см2
тепла радиации, а в северных и арктических районах соответственно
80 и 70 ккал/см2. Столь значительные для высоких широт величины
суммарной радиации связаны с повышенной прозрачностью атмосферы
и сравнительно небольшой облачностью. Особенно благоприятные усло-
вия для поступления тепла радиации в горах, где оно за год составляет
около 100 ккал) см2
Однако 1 ри длительном сохранении снежного покрова (7—10 меся-
цев) большое количество тепла радиации уходит обратно в атмосферу.
Некоторое количество тепла теряется земной поверхностью вслед-
ствие температурного изучения ее. Так, годовое значение эффективного
излучения (разность собственно излучения Земли и встречного излуче-
ния атмосферы) соответствует 25—30 ккал!см2. В течение года вели-
чины излучения изменяются от 1—2,5 ккал!см2 в месяц в зимний период
до 3—4 ккал)см2 в месяц в теплое время года.
Конечная величина радиационного баланса (разность прихода —
расхода лучистой энергии на земной поверхности) составляет в год от
27—28 ккал!см2 в южной половине Якутии до 5 ккал/см2 вдоль аркти-
ческого побережья и 2 ккал)см2 в высокогорных районах. Причем в зим-
ние месяцы, когда приток радиации мал, потеря тепла излучением пре-
восходит приток тепла радиации и радиационный баланс оказывается
отрицательным (от —0,5 до —2 ккал/см2 в месяц). Радиационный
баланс в Якутии положителен лишь в течение примерно мая — сен-
тября. Наибольшие его значения приходятся на июнь (около 8,5 ккал/см2
почти повсеместно)
В теплое время года избыток прихода тепла лучистой энергии
в Якутии расходуется в основном на прогревание воздуха путем турбу-
лентного теплообмена земной поверхности с атмосферой. На этот про-
цесс затрачивается около 70% тепла радиационного баланса в север-
ных и около 50% в центральных и южных районах (соответственно
около 6 и 4 ккал)см2 в месяц). Второй по значению расходной статьей
теплового баланса является затрата тепла на испарение: от 1,5 до
2 ккал!см2 в месяц в северных и 3—4 ккал! см2 в месяц в центральных
34
ГЛАВА II. ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
и южных районах или соответственно от 20 до 40% тепла радиацион-
ного баланса в каждой группе районов. Остальные 10—15% тепла идут
на прогревание почвы (немногим менее 1 ккал/см? в месяц).
В период разрушения снежного покрова все тепло лучистой энергии
расходуется на таяние снега.
Температура воздуха. Средние годовые значения температуры воз-
духа по всей Якутии отрицательны: —7, —9° С в Южной и Западной
Якутии, —10, —11° С в Центральной Якутии и —13, —15° С в северных
и высокогорных районах. Отрицательная годовая температура склады-
вается за счет низких температур зимнего периода.
Самый холодный месяц в Якутии январь. Средняя месячная темпе-
ратура воздуха в этот месяц на большей части описываемой территории
составляет —40, —42°С (в Москве —10,5°С). Только в Южной Якутии,
на побережье арктических морей и иа больших высотах в горах отме-
чается средняя температура —38, —34° С. Наиболее низкие январские
температуры (—46, —48° С) прослеживаются в долинах Северо-Восточ-
ной Якутии, где на общий циркуляционный и радиационный режим
накладывается действие рельефа — застой воздуха в узких долинах и
котловинах. С возрастанием высоты местности температура воздуха
обычно повышается (температурная инверсия). Перепад температуры
иа 100 м повышения местности составляет 1—2° С. Средине суточные
температуры воздуха в Якутии падают до —60, —65° С. Однако коли-
чество дней с такой температурой на большей части Якутии составляет
лишь около 1%. Преобладающими являются дни с температурой от
—35 до —50° С. В редкие годы температура воздуха в январе в отдель-
ные дни может подняться до —10° С и выше.
Самым теплым месяцем является июль. Средняя месячная темпе-
ратура воздуха в июле в Центральной и Южной Якутии составляет
16—18° С, в северо-западных районах и в долинах рек Северо-Восточной
Якутии 12—14° С, в высокогорье и по побережью арктических морей
6—10° С. Почти повсеместно, в том числе и в северных районах, в днев-
ные часы температура воздуха может подниматься до 30—35° С.
Только на арктических островах и на большой высоте в горах темпера-
туры обычно не превышают 20° С. Здесь наиболее вероятны (75—80%
случаев) дни со средней суточной температурой от 0 до 10° С, тогда
как в центральных, западных и южных районах преобладают дни с тем-
пературой от 15 до 25° С. В ночные часы повсеместно возможны замо-
розки, когда температура воздуха в разгар лета падает до —2, —5° С.
Годовая амплитуда средних месячных температур воздуха в Яку-
тии наибольшая по всему северному полушарию, достигает 55—60° С
на большей части территории и 40—45° С в арктических и высокогор-
ных районах. Абсолютные амплитуды температуры воздуха составляют
90—100° С.
Низкие среднегодовые температуры в сочетании с отрицательным
радиационным балансом обусловливают глубокое промерзание земных
недр и формирование зоны многолетнемерзлых пород, а эти явления
в свою очередь накладывают отпечаток на формирование и облик
гидрогеологических структур.
Осадки. На территории Якутии выпадает за год около 200—
250 мм осадков (рис. 3) *. Наименьшее их количество приходится на
районы низменностей и горных котловин Северо-Восточной Якутии
(150—175 мм), а наибольшее — на высокогорные районы Верхоянья,
Колымы и Южной Якутии (400—500 мм). Небольшое количество осад-
ков в Якутии объясняется, как уже упоминалось, большой сухостью"
* Рисунки 3, 4, 5 даны по «Климатическому атласу СССР», т. I, 1960.
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ФАК1 ОРЫ
35-
воздушных масс, поступающих с запада. Минимум осадков в рассмат-
риваемых районах падает на холодный период года (октябрь — апрель),
когда на большей части Якутии выпадает от 40 до 55 мм осадков (5—
10 мм в месяц), или в 5 раз меньше, чем в европейской части страны.
Только в высокогорных районах количество зимних осадков возрастает
Рис. 3 Годовое количество осадков мм!год (в изолиниях)
до 90—100 мм. Незначительное количество осадков и плохая инфиль-
трация их в условиях многолетнемерзлой зоны не способствуют замет-
ному увеличению запасов подземных вод.
Основная доля годового количества осадков (75—80%) приходится
на теплый период (май — сентябрь). В Юго-Западной и Центральной
Якутии, на арктических низменностях и в горных котловинах за это
время выпадает от 140 до 165 мм осадков, в высокогорных районах —
от 330 до 450 мм. Так, в июне —августе на равнинах выпадает от 40
до 50 мм осадков в месяц, а на больших высотах в горах от 75 до
100 мм в месяц. Наименьшее количество осадков летом отмечается на
островах арктических морей и в низовьях Колымо-Индигирской низмен-
36
ГЛАВА II. ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
ности (менее 30 мм в месяц). Изменчивость осадков на большей части
Якутии составляет в год от половины до полутора годовой нормы,
в месяц — от нуля до трехмесячной.
Продолжительность выпадения осадков в Якутии составляет нем-
ногим больше тысячи часов на равнинах и меньше тысячи часов в высо-
когорье. Наибольшая продолжительность осадков в октябре — ноябре
(около 200 ч в месяц), наименьшая — в конце зимы — начале весны
(20—40 ч в месяц).
Зимой преобладают дни с осадками менее 0,5 мм. Дни с осадками
более 1 мм редки (менее 7%). В летнее время отмечаются дни с осад-
ками от 0,1 до 10 мм. Осадки, превышающие 10 мм в день, составляют
лишь 10% случаев.
Наибольшее измеренное количество осадков за сутки (лето) состав-
ляет в Южной Якутии около 60—70 мм, в остальной (равнинной) части
45—50 мм, а на островах арктических морей 25 мм. Но такое количе-
ство их примерно один раз в 20—40 лет. Суточный максимум, отмечаю-
щийся ежегодно, колеблется от 20 до 30 мм/сутки, за исключением
арктических районов, где он обычно не превышает 15 мм. Один раз
в 10 лет отмечается следующее количество осадков: 40—60 мм/сутки
в Южной Якутии, 30—40 мм/сутки в остальной равнинной части и
20 мм/сутки на островах арктических морей. Наибольшее зафиксиро-
ванное за 40 лет количество осадков зимой превосходит 10 мм/сутки,
.а обычный максимум их 2—5 мм/сутки.
В течение четырех-пяти месяцев осадки выпадают в виде .дождя,
а в остальное время года — в виде снега. Количество последних состав-
ляет примерно 30—35%.
Число дней со снежным покровом в Якутии в среднем от 260 до
280 в высокогорной и арктической частях, 240—260 в северных рав-
нинных районах и 220—230 в Южной, Центральной и Западной Якутии.
Снежный покров в северных и высокогорных районах появляется
в первой декаде сентября, в Южной горно-таежной Якутии — во второй
половине сентября, а в центральных, западных и юго-западных райо-
нах— в первых числах октября. Примерно через 10 дней посл$ выпа-
дения снега образуется устойчивый снежный покров. В отдельные годы
сиег в высокогорье может появиться уже в первой декаде августа, а на
равнинах северных районов — во второй декаде августа. В южной поло-
вине Якутии снег может выпасть в первой — второй декаде сентября,
но образование снежного покрова может задерживаться на 10—15 дней
относительно средних сроков.
Снежный покров в Якутии относительно маломощен. Так, средняя
высота его в течение зимы составляет (в см): на островах арктических
морей около 15, в северных районах материковой части 20—30, в запад-
ных и южных районах 25—40 и в центральных районах 25—40. Таким
образом, мощность сиежиого покрова в Якутии примерно в два раза
меньше, чем на тех же широтах в Европейской части СССР. Только
в высокогорных районах Северо-Восточной Якутии средняя мощность
снежного покрова достигает 50—60 см. Наибольшая подекадная высота
снежного покрова в северных районах в среднем не превышает 40 см,
в Западной, Центральной и Южной Якутии— не более 50 см. В горах
мощность снежного покрова в отдельные дни может достигать 70—
80 см.
Таяние устойчивого снежного покрова в центральных районах
обычно начинается в первых числах мая, в южиой гарио-таежной обла-
сти— в первой декаде мая, в северных районах — во второй — третьей
декадах мая, по арктическому побережью и в высокогорье — в первой
декаде июня. В течение 7—10 дней после начала таяния снег оконча-
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
37
тельно сходит. В отдельные годы снежный покров может сойти дней
на 10 раньше или позже средних сроков.
Плотность снежного покрова на большей части Якутии составляет
в течение зимы около 0,15 г{см\ возрастая к концу сезона до 0,20 г/см3.
По арктическому побережью и в высокогорье, где скорости ветра повы-
шены, плотность снежного покрова 0,30—0,40 г!смг.
Незначительный влагозапас маломощного сплошного покрова и
короткий весенний период обусловливают быстрый сток талых вод,
инфильтрации которых препятствуют многолетнемерзлые породы. Талые
воды практически не участвуют в питании подземных вод основной,
площади территории Якутии. Исключение могут составить лишь южные
районы прерывистого распространения многолетнемерзлых пород,
характеризующиеся более мощным снежным покровом и растянутым
весенним периодом, а также районы развития карста.
После схода снежного покрова начинается интенсивное испарение
с почвы. Так, по расчетным данным, испарение в апреле повсеместно
составляет менее 10 мм в месяц*, в мае в южных и центральных райо-
нах испаряется до 20 мм влаги с почвы. В июле испарение достигает
наибольших значений: по арктическому побережью около 20 мм, в се-
верных районах 30—40 мм, в Западной, Центральной и Юго-Восточной.
Якутии 40—60 мм и в Юго-Западной Якутии более 60 мм в месяц.
В последующем с началом похолодания интенсивность испарения
уменьшается, и в сентябре значения его в северных районах не пре-
вышают 10 мм, в центральных районах — 20 мм, а в Южной Якутии —
30 мм в месяц. Годовые суммы испарения с почвы также уменьшаются
с юга на север (рис. 4,а): от 150—200 мм в южной половине Якутии
до 50—100 мм в северной ее половине. Вдоль арктического побережья
испарение менее 50 мм в год. Таким образом, в арктических районах
испаряется только 25—30% выпадающих за год осадков, в северной
материковой части 30—50% и в южной половине Якутии 75—80%,
остальное количество осадков попадает в сток и инфильтрацию.
Большой интерес представляет оценка испаряемости или возмож-
ного испарения, соответствующего испарению с открытой водной поверх-
ности (см. рис. 4, б). Возможное испарение определяется теми естест-
венными тепловыми 'ресурсами, которые имеют место в данном районе.
Так, по расчетам на территории Якутии испаряется за год от 100 до
200 мм воды в арктических районах, 200—300 мм в северной половине
материковой части и около 300—350 мм в южной половине.
При такой картине возможного испарения разность между количе-
ством выпадающих осадков и испаряемостью составляет в северных и
северо-восточных районах около 100 мм в год, в Юго-Западной, Запад-
ной и Южной Якутии около нуля и по долине р. Лены (примерно от
Олекминска до Якутска) минус 100 мм в год. Таким образом, север-
ные и северо-восточные районы Якутии (рис. 5) являются областями
избыточного увлажнения (количество осадков превосходит количество
воды, которое может испариться при данных тепловых ресурсах).
Западная, юго-западная и южная части Якутии являются областями
умеренного увлажнения, а зона вдоль долин рек Лены и Вилюя в
Центральной Якутии представляет собой область недостаточного увлаж-
нения (количество испаряющейся воды превосходит количество выпа-
дающих осадков).
В целом на территории Якутии соотношение испаряемости с коли-
чеством выпадающих осадков неблагоприятно для восполнения подзем-
ных вод путем инфильтрации; даже в районах избыточного увлажнения
* «Климатический атлас СССР», т. I, 1960.
38
ГЛАВА II ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Рис. 4 Испарение, мм/год (в изолиниях)
а —с поверхности суши, б —с поверхности воды
Рис. 5. Климатические области
/ — избыточного увлажнения (отношение испаряемости к осадкам менее 0,45), II — достаточного
увлажнения (0,45—1), III — недостаточного Увлажнения (1—3) Характеристика летнего периода
I — лето очень холодное, температура воздуха весь период не превышает 10® С, 2— лето холод
ное, сумма температур земной поверхности за период с температурой воздуха выше 10® С меиее
1000е; 3 —лето умеренно теплое, сумма этих же температур 1000—2200® С Характеристика знм
него периода А — зима суровая малоснежная, температура января ниже —32“ С, наибольшая
средиедекадиая высота снежного покрова менее 50 см, В — зцма суровая снежная, температура
ниже —32“ С, снежный покров более 50 см. С —зима умеренно суровая малоснежная, температура
от —13 до —32® С. смежный покров менее 50 см, Д — зима лмеренио суровая сиежная, темпера
тура от —13 до —32° С снежный покров более 50 см
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
39
разность между величиной осадков и испаряемостью не превышает
100 мм в год. Часть этих относительно благоприятных районов тяго-
теет к северной окраине, где инфильтрация ограничена сплошной мно-
голетнемерзлой зоной. Только на юге республики избыточное увлаж-
нение в какой-то незначительной части идет на питание подземных вод.
ПОВЕРХНОСТНЫЕ ВОДЫ
На территории Якутии насчитывается более 300 тыс. рек общей
протяженностью свыше 1 млн. км и более 670 тыс. озер общей пло-
щадью зеркала воды 67 тыс. км2 (в это число не входят многочислен-
ные озера площадью менее 1 км2).
Реки. Реки Якутии содержат в себе огромные запасы гидроэнергии
(70—80 млн. кет средней годовой мощности); используются они для
судоходства и водоснабжения. На 1 км2 в год приходится 250 тыс. м3
поверхностного стока.
Речная сеть Якутии принадлежит к двум бассейнам окраинных
морей Северного Ледовитого океана — Лаптевых и Восточно-Сибир-
ского. Западную часть Якутии занимают бассейны рек Лены, Вилюя,
Анабара и Оленека. Реки Омолой, Яна, Индигирка, Алазея, Колыма
и их притоки собирают воду с плоскогорий и гор Восточной Якутии.
Речная сеть Якутии распределена неравномерно. В среднем ее
густота составляет 0,3 км на 1 км2. Значительно ниже она в платфор-
менной части Якутии и выше в пределах горноскладчатой части северо-
востока.
В бассейне р. Лены густота речной сети колеблется от 0,08 до
0,16 км на 1 км2. В бассейнах Олекмы, Витима, Алдана, Томпо, Аллах-
Юнь и ряда других горных рек она составляет 0,15—0,17 км на 1 км2,
а в бассейнах некоторых их притоков (Чульман, Иенгра и др.) дости-
гает 0,23 км на 1 км2. На западе в бассейне Вилюя густота речной сети
снижается до 0,04—0,09 км на 1 км2. Такая же густота наблюдается на
территории бассейнов рек Амги, Учура, правых притоков р. Маи, что
обусловлено широким развитием карста и инфильтрацией поверхност-
ных вод в глубокие водоносные горизонты.
В бассейнах Оленека и Анабара из-за высоких отметок поверх-
ности, возрастания количества осадков, увеличения мощности и сплош-
ности зоны многолетнемерзлых пород густота речной сети увеличи-
вается по сравнению с прилегающими районами бассейна Лены.
Распределение речной сети в бассейнах Индигирки, Колымы и Яны
также неравномерно. Особенно разрежена речная сеть в пределах при-
морских низменностей. Поверхностный сток затруднен здесь равнин-
ным рельефом, а осадки задерживаются в понижениях. В горных ча-
стях этих бассейнов густота речной сети увеличивается. Так, в бас-
сейне Индигирки она колеблется от 0,71 на 1 км2 (р. Хаяргастах) до
2,03 км на 1 км2 (р. Ыстан-Юрях), составляя в среднем 1,16 км на
1 км2. Повышенное значение густоты речной сети горных районов
Восточной Якутии кроме указанных причин объясняется развитием нале-
дей и очагов современного оледенения, которые увеличивают вод-
ность рек.
Реки Новосибирских островов изучены слабо. Хорошо развитой
гидрографической сетью обладает о-в Большой Ляховский.
Отличительной чертой речной сети Якутии является ее глубокий
врез. В горных районах он достигает 600—1000 и даже 2000 м, а на
плато и в долинах часто составляет 150—300 м.
Структура речной сети преимущественно ортогональная и нейтраль-
ная, а в горах — перистая, зачастую наследующая зоны разломов,
В основном бассейны имеют асимметричное строение.
40
ГЛАВА II ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Большая часть крупных и средних рек в верхнем течении имеет
горный характер, обладает значительным падением. В среднем и ниж-
нем течении они характеризуются равномерно убывающим уклоном.
У горных рек среднее падение достигает 0,5—1,5°, а скорость течения
3—4 м/сек. На участке прорыва р. Олекмой хр. Кодар уклоны дости-
гают 2—2,5°, а скорость 4—6 м/сек. Скорость течения р. Индигирки при
прорыве через хр. Улахан-Чистай достигает 6—8 м/сек. С уменьшением
уклонов и скоростей течения при выходе из гор на плато и равнины
реки начинают меандрировать, а русла дробятся на рукава, образуя
внутренние дельты. Причиной возникновения таких дельт являются
часто возникающие здесь мощные наледи. В пределах плато и равнин
уклоны снижаются на крупных реках до 0,01°, а скорость течения до
0,5—1 м/сек. Здесь реки образуют широкие каньоно- и ящикообразные
долины, в которых насчитывается до 5—10 террас, сильно увеличива-
ются разветвленность и извилистость русел, реки приобретают равнин-
ный характер.
На Новосибирских островах скорости течения рек достигают 1—
2 м/сек. На о-ве Большом Ляховском уклоны рек составляют 0,1°, а
средние скорости 1,2—1,3 м/сек.
Реки, протекающие по низменным участкам, отличаются широкими
плоскими долинами с поймами, затопляемыми в период половодья на
ширину в десятки километров.
При впадении рек в море образуются устьевые участки типа эстуа-
риев. Лена и реки, находящиеся к востоку от нее, образуют дельты.
На режим рек Якутии существенно влияют многолетнемерзлые
породы и продолжительный холодный период: они обусловливают незна-
чительные потери влаги на инфильтрацию и испарение. Это обстоятель-
ство определяет сравнительно большой сток (табл. 1) при относительно
малом количестве осадков и приводит к резким колебаниям стока в тече-
ние года. Поэтому на большей части территории обеспечивается высо-
та б л и ц а 1
Основные сведения о главных реках Якутии
Река Место впадения Плошадь водосбора, км2 Длина, км Средний годовой расход, м3!сек Г одовой сток, км3 Модуль стока, л/сек км2
Реки бассейна моря Лаптевых
Лена Море Лаптевых 2 478 000 4 270 16 300 515 6,6
Алдан Река Лена 702 000 2 240 5 200 164 7,4
Вилюй 491 000 2 430 2 300 72 4,7
Яна Море Лаптевых 238 000 1 170 1 000 32 4,2
Оленек 231 000 2 415 1 850 58 8,0
Витим Река Лена 227 000 1 820 2 000 63 8,8
Олекма 201000 1 810 2000 63 10
Мая Река Алдан 160 000 980 1 100 35 6,9
Учур 119 000 750 2 200 38 10,1
Анабар Море Лаптевых .82 000 897 370 12 4,5
Реки бассейна В о ст о ч н о-С ибирского моря
Колыма Восточно-Сибирское 665 000 2 600 3900 123 5,9
Индигирка море То же 362 000 1 790 1 800 57 5,0
Алазея я » 64 400 1400 320 10 5,0.
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
41
кий коэффициент стока (0,6—0,8, а для талых вод он близок к еди-
нице), что является одной из важных особенностей водного баланса.
Основные реки протекают с юга на север в различных физико-гео-
графических зонах, и этим объясняются различия в их режиме. Общей
характерной чертой режима рек Якутии является исключительное мало-
водье в зимний период, вплоть до полного прекращения стока. Наблю-
дается перемерзание таких крупных рек, как Анабар (у с. Саскылах)
и Яна (у г. Верхоянска). Большинство малых рек промерзает в самом
начале зимы. Почти всем рекам Якутии свойственны летние и осенние
паводки.
Особым распределением типов гидрогеологического режима отли-
чаются горные области, где режим рек зависит от высоты местности
над уровнем моря, экспозиции склонов гор и направлений влагоносных
ветров.
На распределение речного стока влияет не только широтная зональ-
ность, но и вертикальная поясность. В юго-западной части территории
(в бассейне р. Лены) сток возрастает с севера на юг, а на северо-во-
стоке распределение стока связано с направлением основных хребтов
Наиболее высокий модуль стока (более 15 л]сек на 1 км2) наблюдается
в истоках р. Алдана. К северу от Алданского плоскогорья сток умень-
шается от 10 до 4 л!сек на 1 км2.
В северо-восточной части территории увеличение стока происходит
в направлении с северо-запада на юго-восток. На побережье Северного
Ледовитого океана и на Новосибирских островах сток не превышает
4 л!сек на 1 км2.
В бассейнах рек Яны и Индигирки наибольшие модули стока (7—
8 л/сек • км2) наблюдаются в районах хр. Черского и южной части Вер-
хоянского хребта. К северу в пределах низменных районов модуль стока
снижается до 3—4 л/сек • км2; на Колымской низменности он состав-
ляет 4—5 л/сек • км2. Малой водностью отличаются реки Лено-Вилюй-
ской низменности, где норма стока меньше 2 л/сек-км2. Объем годо-
вого стока и модули стока основных рек Якутии приведены в табл. 1
На преобладающей части территории Якутии норма годового стока
4—8 л!сек • км2
Большинство рек Якутии по распределению стока (которое тесно
связано с питанием рек) относится к восточносибирскому типу. Для
рек этого типа свойственны высокое весеннее половодье (максимальный
расход превышает средний годовой расход почти в 25 раз), системати-
ческие летне-осенние паводки и очень низкий зимний сток. Питание
реки получают преимущественно за счет таяния снега и летних осадков.
Доля талых вод в питании рек превышает 50% годового стока.
В горной части бассейнов Яны и Индигирки, где снеговой покров
относительно невелик, реки питаются в основном дождевыми водами.
Некоторое значение в питании этих рек имеет также таяние ледников
и наледей. Питание подземными водами незначительно. Максимальный
расход в половодье превышает среднегодовой примерно в 10 раз. На
основную волну половодья накладываются волны отдельных паводков.
Первая волна формируется таянием снега. Из-за большой амплитуды
высот в бассейне она растягивается на продолжительный период Летом
высокие расходы поддерживаются таянием наледей и ледников На эту
волну накладываются дождевые паводки. Половодье растягивается на
Весь теплый сезон года. Зимний сток рек или незначительный, или
отсутствует вовсе. Этот тип режима носит название дальневосточного.
Близок к режиму дальневосточных рек и режим правобережных
притоков верхнего течения Лены (Витима, Олекмы), имеющих прей-
42
ГЛАВА II. ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
мужественно дождевое питание, основная доля годового стока (50—
80%) формируется за счет летних дождевых вод.
В нижней части бассейнов Яны и Индигирки по выходе рек на рав-
нины увеличивается доля снегового питания и уменьшается доля дож-
девого; режим обретает здесь восточносибирский тип. Отличительной
чертой режима рек бассейнов Яны и Индигирки является совпадение
наибольшего стока (в июле) с максимумом осадков и максимальной
среднемесячной температурой. Это объясняется тем, что в июле роль
снегового и наледного питания уменьшается и преобладающее значе-
ние в формировании стока имеют дождевые воды.
Правобережные притоки нижнего течения р. Лены, стекающие
с Верхоянского хребта и имеющие небольшие водосборные площади,
обладают режимом стока, сходным с режимом стока рек бассейнов
Яны и Индигирки. Река Эбитиэм, типичная для этой части бассейна,
основное питание получает от дождей и таяния снега, причем часто
дождевые паводки превышают весеннее половодье.
Основной сток на реках Якутии проходит в теплый период года, на
долю зимнего стока приходится лишь несколько процентов от общего
годового его объема. Распределение стока по сезонам для ряда рек
приведено в табл. 2.
Таблица 2
Внутригодовое распределение стока рек Якутии
Река Пункт Сезонный сток, % от годового (среднемноголетнего)
Весна (май-нюнь) Лето-осень (июль-октябрь) Зима (ноябрь-апрель)
Лена Село Кюсюр 40,3 53,3 6,4
Олекма Село Куду-Кель 43,7 54,0 2,3
Алдан Город Томмот 52,9 37,7 9,4
Эбитиэм Местность Эбетем 50,4 49,3 0,3
Амга Село Буяга 62,8 28,8 8,4
Вилюй Село Суитар 66,4 31,9 1,7
Яна Город Верхоянск 33,9 65,8 о,з
Адыча Село Ойюн-Хомото 43,1 56,7 0,2
Индигирка Местность Воронцово 31,9 66,6 1,5
Ольчан В 4,5 км выше р. Туора- Тас 37,1 60,4 2,5
Точное распределение стока по календарным сезонам произвести
трудно, так как зима длится семь-восемь месяцев. Вполне определенно
можно разбить год на холодный и теплый сезоны. В течение холодного
сезона сток низкий. Так, в бассейне Лены он составляет около 6%
объема годового стока, а на реках северо-восточной части территории
4—5% стока за восемь зимних месяцев. Около 95% годового стока
в бассейнах Яны, Индигирки и Колымы приходится на четыре-пять
месяцев теплого сезона.
На большинстве рек Якутии максимумы стока наблюдаются в пе-
риоды весеннего половодья. Вследствие быстрого таяния снега эти мак-
симумы намного превышают средние годовые расходы (табл. 3). В бас-
сейнах Витима, Олекмы, Яны и Индигирки наблюдаются максимумы
в период летних паводков (июль — август). Коэффициенты вариации
максимальных расходов воды изменяются от 0,20 до 0,60 и, как пра-
вило, они выше значения коэффициента вариации Cv средних годовых
расходов (0,20—0,40).
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
43
Таблица 3
Наибольшие и наименьшие расходы воды
Гидрологический район и крупные транзитные реки Река, пост Период, годы Наиболь- ший расход, м3!сек Наимень- ший расход, м9/сек
Олеиекский Река Оленек, с. Оленек 1936-1938 1941-1960 8 890 1,14
Верхие-Леискии Река Илга, с Половинное 1936—1940 1947-1960 394 7,15
Алданский Река Мая, с Чабда 1934—1960 7 760 47,8
Река Алдан, г. Томмот 1925-1960 5 880 55,3
Вилюйскии Река Чона, с. Туой-Хая 1936-1953 1956—1960 2220 1,19
Верхне-Индигирский Река Нера, пос. Ала-Чубук 1944—1960 1937-1939 2010 нб*
Верхояно-Колымский Река Эбитиэм, местность Эбетем 1926—1928 1941—1960 358 »
Средне-Янский Река Яна, г. Верхоянск 1935-1960 1 650 0,003
» п Река Адыча, местность Урдюк-Кумах 1939—1960 5 000 0,16
я J» Река Адыча, с Ойюн-Хо- мото 1942-1960 4 830 иб*
Крупные транзитные Река Лена, с. Кюсюр 1934-1960 133000 932
реки Река Витим, г. Бодайбо 1912—1960 10 800 69,8
Река Алдан, местность Охотский Перевоз 1942-1960 32 700 нб*
Река Оленек, с. Судана 1936—1960 11 000 1,05
Река Ява, местность Джанг- кы 1938—1960 8 620 0,74
Река Индигирка, местность Воронцово 1936-1960 8 380 6,99
* Стока не было.
Минимумы стока всюду падают на зимний период, отличающийся
малой водностью рек. Низкие зимние расходы являются следствием
ограниченного питания подземными водами, промерзанием многих рек
до дна и образованием на них наледей, аккумулирующих значительное
количество подземных вод.
Минимальных значений сток рек достигает в пределах Лено-Вилюй-
ской низменности.
Доля подземного стока от общего речного для территории невелика
(табл. 4). Она в основном составляет от 4 до 20%, причем для боль-
шей части территории (карта доли подземного стока от общего) она
не превышает 10%. Связано это с наличием водоупорных многолетне-
мерзлых пород.
Уровенный режим рек, как правило, отражает режим стока.
Подъемы уровней воды в весеннее половодье превышают на 10—15 м
наиболее низкие уровни. В равнинных частях бассейна в половодье
ширина рек достигает 10—20 км. Во время весеннего половодья часто
Наблюдаются два подъема уровней: первый, наиболее высокий, выз-
44
ГЛАВА II ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Таблица 44
Основные характеристики подземного стока
Река Пункт Площадь водосбора, км2 Периоды, годы Модуль общего стока, л!сек'Км2 Модуль подземного стока, л! сек-км2 Доля подземного стока от общего, %
Индигирка Местность Ворон- цово 305 000 1937—1958 5,1 0,44 9
Алдан Село Усть-Миль (Охотский Перевоз) 249 100 1936—1954 10,5 2,13 22
Вилюй Олекма Пос. Чернышевский Село Куду-Кель 136 000 117 000 1959—1960 1936; 1938— 1944; 1946— 1958 4,8 8,2 0,47 1,52 11 18
Оленек Пос Культбаза 89 200 1942—1944; 1951-1958 5,2 0,31 б
Индигирка Пос. Усть-Нера 83 500 1944—1958 4,8 0,61 12
Адыча Село Ойюн-Хомото 64100 1945—1958 4,5 0,32 7
Амга Село Амга 56 800 1951—1958 3,8 0,54 15
Алдан Город Томмот 49 500 1936—19.58 10,4 12,3 2,60 25
Томптон Село Усть-Тимптон 43 700 1953-1958 2,09 17
Яиа Город Верхоянск 42100 1942—1958 3,1 0,37 10
Амга Село Буяга 23 900 1940; 1949— 1958 5,1 1,06 22-
Уяндииа Село Буор-Юрях 23 300 1951 5,5 0,42 8
Нера Устье р. Анды-гычан 21 800 1944-1958 5,4 0,19 4
Оленек Село Ярольин 13 700 1959—1960 4,5 0,20 6
Марха Село Марха 8 430 1950—1958 2,9 0,17 6
Вост. Хан- дыга В 6 км выше р. Ту- мат 6 500 1949—1955 12,1 1,35 11
Омолон Село Лагерная 3710 1957—1958 11,3 2,00 18
Тимптон Пос. Нагорный 613 1936—1958 15,3 2,31 15
Бол. Куо- бах-Бага В 10 км от устья 580 1949 7,9 0,58 Т
ванный таянием снегов, сразу же после вскрытия рек, и второй, обу-
словленный проходящими дождями в течение теплого периода года.
Весенний подъем уровней р. Лены в верхнем течении достигает 6—
8 м, а в нижнем течении у с. Кюсюр— 17—18 м. В летне-осенние
месяцы наблюдается еще ряд дождевых паводков.
На р. Яне подъем уровней отмечается ъ мае — июне от снеготая-
ния, но он обычно меньше, чем в июле — августе от дождей, образую-
щих 4—5 паводков. Высота уровней у г. Верхоянска достигает 9 м. На
р. Индигирке, в верховьях в жаркие и безоблачные дни наблюдается
быстрый подъем воды от таяния ледников. На рис. 6 показаны харак-
терные графики колебания уровней воды на реках Якутии.
Значительные подъемы воды обусловливаются интенсивным тая-
нием снега, быстрым стоком талых вод и преимущественно меридио-
нальным направлением течения больших рек. Снижение уровней про-
исходит с наступлением морозов.
Термический режим рек Якутии отличается рядом особенностей
в связи с распространением многолетнемерзлых пород. В частности,
температура воды в реках Якутии значительно ниже, чем на тех же
широтах вне мерзлой зоны. Многолетнемерзлые породы определяют
низкие температуры воды в июле, наиболее теплом месяце, при этом
чем меньше река, тем ниже температура ее воды. Среднемесячные зна-
чения температур воды .в реках северо-востока Якутии падают до 6° С.
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
45
Реки Лено-Вилюйской низменности отличаются более высокими темпе-
ратурами воды.
Температура воды рек, имеющих широтное направление, более
однородна по длине потока. Однако на их термический режим замет-
ное влияние оказывают притоки, приносящие с севера холодную воду,
а с юга теплую.
Воды рек и озер оказывают на породы русла отепляющее воздей-
ствие, вызывают появление подрусловых и подозерных таликов, иногда
сквозных. Тепло вод рек оказывает положительное влияние и на режим
морей, поскольку реки Якутии переносят с юга на север огромные
л1 1—1—।—।—।—।—।—।—।—।—। 1
и i а ш rv v vi vn уш а х xi хп
б
СМ
г
Рис. 6. Графики колебания уровней воды некоторых рек в средине по вод-
ности годы
а — р Лена у с Кюсюр, 6 —р Алдан у г Томмот, в — р Индигирка
в местности Воронцово, г —р Олекма у с Куду-Кель
массы теплой воды и этим смягчают температуру вод прилегающего
Северного Ледовитого океана. В Восточно-Сибирское море реки выно-
сят тепла в два раза меньше, чем в море Лаптевых (1763- 1012 ккал).
Реки Якутии обладают продолжительным ледоставом (на Крайнем
Севере до 7—9 месяцев). Замерзание рек начинается в низовьях, затем
распространяется вверх по течению. На большей части территории реки
замерзают в октябре. Ледостав на больших реках наступает примерно
на декаду позже, чем на малых реках, расположенных на той же
широте. Вскрытие рек затягивается до середины и конца мая, а в
северных районах — до начала июня и часто сопровождается заторами
льда.
Важной особенностью ледового режима рек Якутии является широ-
кое распространение наледей. Особенно большое распространение полу-
чают наледи в горной и предгорной частях бассейнов Яны, Колыми,
Индигирки, часто встречаются на реках бассейна Алдана, значительно
реже на других реках бассейна Лены. В наледях за зиму консерви-
руется огромное количество воды, являющейся немаловажным источни-
ком питания малых рек летом.
На отдельных реках Якутии, несмотря на исключительно суровые
морозы, наблюдаются полыньи. Появление полыней, как и многих нале-
дей, связано с выходами относительно теплых подмерзлотных вод, а на
юге еще и с порожистыми участками русел.
46
ГЛАВА If. ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Одна из особенностей ледового режима рек — полное их перемер-
зание. Перемерзают они на пять-шесть месяцев, сток прекращают не
только малые и средние реки, но и такие крупные, как -Яна, Индигирка
и Вилюй с площадями водосбора свыше 200000 км2. Особенно распро-
странено это явление в бассейнах к востоку от Лены.
Большие реки обычно перемерзают только на отдельных участках,
где нередко сохраняется подрусловой сток. Некоторые реки перемер-
зают на всем протяжении, но при этом подрусловой сток может и сохра-
няться.
Гидрометрическими измерениями на сети станций Гидрометео-
службы подрусловой сток не изучается, так как не разработана мето-
дика его учета. Между тем в условиях Якутии эта величина имеет
большое значение, так как на подрусловом стоке может базироваться
водоснабжение населенных пунктов и промышленных предприятий. На
территории Якутии имеются и относительно небольшие реки, которые
не замерзают. Это обусловлено выходами сравнительно теплых подмер-
злотных вод, приуроченных главным образом к районам молодых раз-
ломов земной коры
Реки Якутии отличаются невысокой мутностью, вся территория Яку-
тии попадает в зону с мутностью менее 50 г(см?. Малая мутность речных
вод Якутии объясняется сильной облесенностью территории, защищаюй-
щей почву от размыва, наличием многочисленных озер и болот, играю-
щих роль отстойников. Наименьшая мутность рек наблюдается в зоне
тундры вследствие преобладания равнинных форм рельефа, большой
заболоченности и обилия озер.
Величина твердого стока и соотношение выноса взвешенных и рас-
творенных веществ приведены в табл. 5.
Таблица 5
Соотношение стока взвешенных наносов и растворенных в воде веществ
Река Пункт Сток взвешенных наносов Сток химически раство- ренных в воде веществ
млн. т % млн. т %
Лена Пос. Табага 7,0 14,5 41,3 85,5
Колыма Пос. Усть-Средникан 1,0 21,8 3,6 78,2
Большое различие физико-географических, геологических и гидро-
геологических условий в пределах территории Якутской АССР опреде-
ляет значительное разнообразие химического состава речных вод. На-
ряду с реками, несущими маломинерализованные воды гидрокарбонат-
ного кальциевого состава, имеются реки со средней и высокой минера-
лизацией воды сульфатного кальциевого и хлоридного натриевого
состава. Последние распространены в районах, где бассейны рек сло-
жены засоленными и загипсованными отложениями, а в питании рек
значительную роль играют высокоминерализованные подземные воды.
Хлоридный натриевый и сульфатный кальциевый состав имеют мно-
гие притоки верхнего и среднего течения р. Лены (Пеледуй, Намана,
Бирюк, Солянка), а также 'ряд притоков Верхнего Вилюя (Кемпен-
дяй, Баага).
Притоки нижнего течения р. Лены и реки севера Якутии, в бассей-
нах которых нет выходов высокоминерализованных подземных вод,
имеют слабоминерализованную воду гидрокарбонатного состава.
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
47
Для всех рек Якутии характерна изменчивость минерализации
воды на протяжении года В весенний период при минимальной мине-
рализации воды состав ее во всех реках гидрокарбонатный кальцие-
вый. По мере снижения уровня воды в реках минерализация посте-
пенно повышается, а иногда изменяется и состав.
По характеру изменений ионного состава воды в годовом цикле все
реки Якутии можно подразделить на две группы. У одной группы рек
(Олекма, Витим, Ботома, Марха, Синяя, Кэнкэмэ) отмечаются срав-
нительно небольшие изменения общей минерализации и сохраняется
тип воды, что обусловлено малой долей питания их высокоминерализо-
ванными подземными водами.
Ко второй группе относятся реки, в питании которых значитель-
ную роль играют высокоминерализованные подземные воды. В таких
реках происходят значительные изменения минерализации и ионного
состава воды как во времени, так и вдоль по течению реки. К этой
группе относятся Лена, Вилюй и некоторые их притоки. В одних реках
этой группы (Бирюк, Мача, Кузнец, Туолба) состав воды в течение
года изменяется от гидрокарбонатного кальциевого (в осенний паво-
док) до сульфатного кальциевого (в зимний период), в других (Лена,
Вилюй, Пеледуй, Намана, Солянка)—соответственно от гидрокарбо-
натного кальциево-натриевого до хлоридного натриевого
Ежегодно реками Якутии в моря Лаптевых и Восточно-Сибирское
вливается от 780 до 1200 км3 воды, доставляющей более 4800 трлн, ккал
тепла, около 50 млн. т взвешенных наносов и почти 80 млн. т раство-
ренных солей (Чистяков, 1964).
Озера. На территории Якутии озера распространены весьма нерав-
номерно. Наибольшее их количество сосредоточено в районах с небла-
гоприятными условиями для стока поверхностных вод, например в пре-
делах низменностей: Лено-Анабарской, Приморской, Колымской и Цен-
тральной Якутской (Лено-Амгинский и Лено-Вилюйский плоские водо-
разделы). В горных районах озер значительно меньше
Крупных озер больше на Приморской и Колымской низменностях.
Так, оз. Моготово имеет площадь зеркала более 320 км2, оз. Ожогино —
157 км2, оз. Лабынкыр — 45 км2 (данные Г. Е. Чистякова за 1965 г).
На Центрально-Якутской низменности располагаются озера значи-
тельно меньших размеров. Самые крупные из них — Неджели пло-
щадью 140 км2 и Бол. Тюнгюлю — 40 км2. Площадь большинства дру-
гих озер меньше 1 км2.
За малым исключением озера мелководные, глубина их не превы-
шает 5—7 м. Более глубокие озера расположены в верховье рч. Кюн-
дяйи (приток р. Вилюя)—это Муосаны и Сикяй-Сен, глубина которых
достигает 120 м.
Происхождение озер различное. Большинство их относится к тер-
мокарстовым, образовавшимся при вытаивании подземных льдов и
Льдистых пород. Кроме того, распространены старичные, пойменные,
лагунные и водораздельные (котловинные) озера; встречаются также
ледниковые, карстовые, тектонические и вулканические озера.
С генезисом озер связаны и особенности их питания: для поймен-
ных и некоторых старичных озер наибольшее значение имеют речные
Воды, поступающие в период весеннего паводка; для озер, расположен-
иых на песчаных террасах, — надмерзлотные воды; для некоторых сточ-
ных озер — восходящие подмерзлотные воды.
На севере озера обычно представляют собой небольшие водоемы,
соединенные мелкими ручьями-протоками. Иногда протоки соединяют
озера с реками. Вода в озерах, как правило, пресная гидрокарбонат-
його кальциевого или натриевого состава с минерализацией 50—
48
ГЛАВА II. ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
250 мг/л. Повышенную минерализацию (4—7 г/л) и хлоридный натрие-
вый состав имеют некоторые из озер, расположенных вблизи моря.
Соленую воду имеет, например, большое оз. Моготово на п-ове Ло-
патка, соединенное с морем речкой, а также озера в приустьевой части
р. Яны. Замерзают озера на длительный период — с октября до июня.
Мелководные озера промерзают до дна.
В районах Средне-Сибирского плоскогорья озера почти не изучены.
Здесь они широко распространены на плоских водоразделах кпупных
рек и в их долинах. По происхождению — термокарстовые, карстовые
и старичные. Минерализация воды в них колеблется от 60 до 400 мг[л.
Состав ее гидрокарбонатный магниевый или кальциевый.
Озера, питающиеся восходящими подмерзлотными водами, встре-
чаются сравнительно редко. Состав их может быть различным в зави-
симости от состава питающих вод. Так, в долине р. Кемпендяйки
известны озера, имеющие хлоридный натриевый состав (Кемпендяй-
ские озера, Большой Рассол и др.), а в долине р. Бирюка встречаются
озера с сульфатным кальциевым составом воды.
В пределах Центрально-Якутской низменности распространены тер-
мокарстовые, пойменные и старичные озера. Много котловинных озер
на песчаных террасах. Озера низменности находятся на разной стадии
усыхания, так как небольшое количество атмосферных осадков и жар-
кое засушливое лето вызывают интенсивное испарение с водной поверх-
ности. В процессе усыхания озер минерализация воды в нихч повы-
шается. Наиболее высокой минерализацией в указанном районе отли-
чаются крупные озера, имеющие временный приток поверхностных вод
(из ручьев, речек, других озер и надмерзлотных вод). Большая площадь
зеркала таких озер обеспечивает весьма интенсивное испарение воды.
На песчаных террасах в таких бессточных котловинах в процессе испа-
рения формируются щелочные воды гидрокарбонатного натриевого
состава с минерализацией 2—3 г/л (иногда 6—8 г/л). В начальный
период усыхания термокарстовых озер значительно повышается жест-
кость воды. Затем при дальнейшем увеличении минерализации проис-
ходит метаморфизация состава. Карбонаты щелочных земель выпадают
в осадок, щелочность воды повышается, состав становится гидрокарбо-
натным натриевым, а потом хлоридно-гидрокарбонатным натриевым.
Большинство же мелких термокарстовых озер имеет пресную жесткую
воду гидрокарбонатного магниевого состава с минерализацией до 1 —
1,5 г/л.
Малую минерализацию воды (100—500 мг)л) и гидрокарбонатный
кальциевый или магниевый состав имеют проточные или сточные озера,
расположенные в эрозионных и термокарстовых долинах и на поймах
рек. Озера стариц обычно небольшой глубины и быстро заболачиваются,
некоторые из них засолоняются.
В горных хорошо дренируемых областях озер мало. Горные озера
рассеяны по перевалам горных хребтов. Происхождение таких озер
связано с процессами морозного выветривания, ледникового выпахива-
ния и моренного подпруживания. Минерализация воды таких озер
весьма низкая — менее 100 мг/л.
В высокогорных районах встречаются озера тектонического и вул-
канического происхождения. К тектоническим озерам относятся: Инкан
площадью 4 км2, глубиной 55—61 м, расположенное на высоте 1037 м-,
Аччигый-Сала глубиной 8 м, расположенное на высоте 1200 м, и др.
‘Озера вулканического происхождения встречаются реже. Одно из них
находится в кратере четвертичного вулкана Балаган-Тас в -бассейне
р. Момы.
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
49
Широкое распространение озер в пределах низменностей в общем
отрицательно сказывается на поверхностном стоке, так как значитель-
ное количество снеговых и дождевых вод задерживается в бессточных
озерных котловинах и испаряется.
Озера оказывают отепляющее влияние на многолетнемерзлые
породы, залегающие под ними, вплоть до полного их протаивания. Под
наиболее крупными озерами в районах Центральной Якутии сохраня-
ются водоносные талики большой мощности, иногда сквозные.
МЕРЗЛОТНЫЕ УСЛОВИЯ
На основании работ А. В. Львова (1916), М. И. Сумгина (1927),
Н. И. Толстихина (1933, 1936, 1941, 1955а, б, 1967), А. И. Ефимова
(1945, 1952, 1959а, б, 1960), П. Ф. Швецова (1946, 1951, 1962), В. М. По-
номарева (1950, 1960), Н. А. Ведьминой (1952, 1959, 1964, 1965,, 1966),
Н. А. Калабина (1957, 1960), Н. П. Анисимовой (1959, 1962а) и ряда
других исследователей представляется возможным сформулировать сле-
дующие основные положения, касающиеся влияния мерзлотных усло-
вий на формирование подземных вод Якутии.
1. Водоносные горизонты, расположенные вблизи от поверхности,
промерзают, вследствие чего подземные воды в них переходят из жид-
кой фазы в твердую и, таким образом, временно выводятся из круго-
оборота и сферы возможного использования. Данных для подсчета
количества воды, зафиксированной в подземных льдах, пока недоста-
точно, однако во многих северных районах республики, например в
Лено-Анабарской впадине, в пределах Анабарской антеклизы, в твер-
дой фазе сосредоточены все или почти все ресурсы пресных подзем-
ных вод.
2. Процессы льдообразования (Достовалов, 1952; Попов, 1953,
1965а, б; Шумский, 1959, 1960; Гравис, 1962) и обусловленное ими фор-
мирование повторно-жильных и инъекционных льдов привели к насы-
щению многолетнемерзлых пород льдом, часто значительно превышаю-
щему пределы насыщения водой талых пород подобного гранулометри-
ческого состава. Эти же процессы в иной обстановке приводят к обез-
воживанию водоносных горизонтов в связи с подтягиванием воды
к фронту промерзания. Льды, образующиеся в трещинах кристалличе-
ских и метаморфических пород, способствуют усилению трещиновато-
сти, а при неоднократном переходе из твердой фазы в жидкую—-воз-
никновению сильнотрещиноватых зон, насыщенных льдом, которые даже
при частичной деградации мерзлой зоны становятся высокообводнен-
ными. Цементирующие пористые породы льды снижают их фильтра-
ционные свойства. Таким образом, формирование подземных льдов одно-
временно вызывает существенное перераспределение подземных вод
(твердая фаза) в горных породах и изменение их фактических и потен-
циальных водоносных свойств.
3. Подземные воды разобщаются мерзлой зоной * на надмерзлот-
иые, межмерзлотные и подмерзлотные и локализуются в приповерхносг-
* Под мерзлой зоной, согласно Н. И. Толстихину (1935), понимается «...часть
земной коры, которая... характеризуется наличием отрицательных или нулевых темпе-
ратур в совокупности с твердой фазой заключенных в ней вод». Последнее обстоятель-
ство следует подчеркнуть особо, так как некоторые исследователи неправильно относят
К мерзлой зоне (криолнтзоне) ту часть земной коры, в пределах которой сохраняются
Отрицательные температуры вие зависимости от фазового состояния воды в горных
породах и которая представляет собой пояс отрицательных температур. Мерзлая зона
составляет часть пояса отрицательных температур, иногда большую, а во многих слу-
чаях— меньшую. Таким образом, мерзлая зона в геологическом разрезе обычно распо-
ложена между слоем сезонного оттаивания сверху и областью водоносных пород или
устойчивой положительной температуры —- снизу.
о
ГЛАВА И. ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
ной части гидрогеологического разреза в таликах различного проис-
хождения. Ухудшаются условия водообмена глубоких (подмерзлотных)
водоносных горизонтов с поверхностью земли. Степень развития ука-
занных явлений определяется мощностью и прерывистостью мерзлой
зоны.
4. Глубокое промерзание земных недр оказало существенное воз-
действие на распределение выходов подземных вод на поверхность и
интенсивность .водопроявлений. Так, источники обычно тяготеют к наи-
более благоприятным в теплофизическом отношении участкам поверх-
ности, в первую очередь к речным долинам с развитыми подрусловыми
таликами. За счет слияния отдельных маломощных струй происходит
образование многодебитных источников, способных противостоять низ-
ким температурам и большой мощности мерзлой зоны (криогенный кап-
таж по Н. И. Толстихину). Чаще всего источники фиксируются по воз-
никновению полыней или крупных наледей.
5. Возникает специфическая обстановка формирования химидеского
состава подземных вод, вызванная процессами мерзлотного концентри-
рования, перераспределения солей и изменения условий миграции пос-
ледних, в значительной степени обусловленные температурами мерзлой
зоны.
Рассмотрим характеристику мерзлой зоны, подземных льдов и
наледей.
Мерзлая зона. Основными параметрами мерзлой зоны, определяю-
щими формирование подземных вод, являются ее мощность, прерыви-
стость, температура. Существенное влияние оказывают изменение этих
параметров от времени, состав многолетнемерзлых пород, условия их
залегания, глубина сезонного протаивания и льдонасыщенность.
Распределение мощности, прерывистости и температур мерзлой
зоны по площади подчинено общей широтной зональности, на которую
в горных районах накладывается фактор вертикальной поясности. Эти
закономерности развития мерзлой зоны, связанные с ее широтным поло-
жением и абсолютными отметками, нарушаются некоторыми особенно-
стями геологического строения, тектоники и неотектоники, водообмена
и теплообмена, аномальными геотермическими условиями, возникаю-
щими в отдельных районах распространения многолетнемерзлых пород.
Наибольшая мощность мерзлой зоны в пределах платформенной
части Якутии предполагается в Анабарском кристаллическом массиве,
где по расчетам Ю. Г. Шасткевича, произведенным в 1966 г., она
должна превышать 1000 м. По периферии Анабарской антеклизы, в поле
развития терригенно-карбонатных и карбонатных отложений палеозоя,
мощность мерзлой зоны снижается до 500—200 м, причем она здесь
значительно меньше мощности пояса отрицательных температур, дости-
гающего по данным бурения в районе пос. Шологонцы на р. Мархе
1450 м. (Мельников, 1966, 1967; Славин, 1966). Столь значительное
превышение мощности пояса отрицательных температур над мощностью
мерзлой зоны, превосходящее в указанном районе 1000 м, связано
с наличием в основании мерзлой зоны соленых вод и рассолов, не за-
мерзающих при отрицательной температуре (—3,4° С) вмещающих их
карбонатных пород. На севере в районе трубки «Удачная» температура
мерзлой зоны в кимберлитах снижается до —5, —7,7°С (Мельников,
1967; по данным Е. М. Катасонова и Н. А. Козлова).
Большая мощность мерзлой зоны (бодее 600 м) выявлена буро-
выми работами на нефть и в центральной части Лено-Вилюйской сине-
клизы, а также на западе Приверхоянского прогиба. В периферических
частях этих структур мощность мерзлой зоны снижается до 350—300 м.
а в отдельных структурных выступах в пределах развития осадочного
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
51
чехла до 200—150 м (Китчанский выступ). На севере платформенной
части Якутии, в Анабаро-Оленекской впадине, мощность мерзлых пород
составляет 400—500 м. Температура многолетнемерзлых пород в осно-
вании слоя затухания сезонных колебаний на северном побережье
западной части Якутии опускается ниже —12°С (Григорьев, 1966), воз-
растая к центральной части Лено-Вилюйской впадины (Мельников,
1963).
На всей рассмотренной выше территории мерзлая зона развита
непрерывно. Максимальные ее мощности приурочены к кристалличе-
ским породам щита или к наиболее прогнутым частям синклинальных
структур. Значительные структурные выступы в пределах развития оса-
дочного чехла проявляются в форме геотермических аномалий с рез-
ким сокращением мощности мерзлой зоны. Отдельные окна или желоба
таликов возникают только под озерами или руслами крупных рек. Сте-
пень развития таликов, связанных с озерными водоемами и аласами,
в подобных мерзлотных условиях может быть охарактеризована коэф-
фициентом таликовости, т. е. отношением площади таликов к площади
районов их формирования, охватывающих единые морфоструктурные
поверхности (высокие террасы рек, аккумулятивные равнины ji др.),
характеризующиеся однородным геологическим строением. Коэффи-
циент таликовости в какой-то мере сопоставим с широко известным
коэффициентом озерности.
В результате гидрогеологических съемок, проведенных в 1965—
1966 гг. на территории Центральной Якутской низменности (П. В. Кыр-
басов, С. Ф. Зелинская и др.), установлено, что величина коэффициента
таликовости для различных речных террас долины р. Лены колеблется
от менее 1 до 4% и зависит от различных элементов рельефа (рис. 7).
Мелкий масштаб исследований не позволил разделить талики на замк-
нутые и незамкнутые (для незамкнутых таликов указанный коэффи-
циент будет еще ниже).
Характер прерывистости мерзлой зоны в северо-западных районах
Якутии практически ие изучен, но низкие температуры горных пород
и значительная мощность пояса отрицательных температур в сочета-
нии со сравнительно стабильным неотектоническим режимом позво-
ляют предполагать, что сквозные талики здесь очень редки.
В южном направлении мощность мерзлой зоны постепенно снижа-
ется и приблизительно по линии, соединяющей верховья р. Мал. Ботуо-
бия — устье р. Чары — низовья р. Юдомы, достигает 200 м. Сплошная
мерзлая зона к югу от этой линии переходит в прерывистую, продол-
жается дальнейшее снижение ее мощности, которая на крайнем юго-
западе Якутии, в Нюйско-Джербинской и Березовской впадинах, умень-
шается до 100—30 м. Одновременно температура многолетнемерзлых
Пород возрастает до —1°С. Восточнее, в пределах северного склона
Алданского массива, происходит некоторое снижение прерывистости
мерзлой зоны. Однако в поле развития карбонатных отложений она
остается прерывистой, что связано с отепляющим воздействием поверх-
ностных вод, инфильтрующихся в карстовые пустоты и полости.
На территории Алданского массива мощность многолетнемерзлых
пород весьма изменчива, что объясняется приподнятым и расчленен-
ным рельефом, а также сложным геологическим строением массива.
На участках с абсолютными отметками менее 900—1000 м она обычно
составляет 50—150 м, при температуре горных пород от —0,5 до —1°С,
причем наибольшая мощность мерзлой зоны приурочена к долинам рек,
где местами температура многолетнемерзлых пород снижается д.о —2,
г—4,5° С, и склонам северной экспозиции. Наименьшая мощность вплоть
до отсутствия мерзлоты наблюдается на водоразделе, что объясняется
52
ГЛАВА II. ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Рис. 7. Схема распространения таликов в среднем течении р. Лены (по П. В. Кырбасову за 1967 г.)
Геоморфологические районы и коэффициенты таликовости (отношение площади таликов к пло-
щади района в %) 1 — долина р. Кенкеме и поверхность неогеновой аккумулятивной равнины —
менее 0,5; 2 — холмисто-увалистый эрозионный рельеф склона долины р. Лены — менее 0,5; 3 —
низкие террасы р. Лены — 0,5—1; 4 —Абалахская высокая терраса р. Лены — 1—2; 5 — Вестях-
ская высокая терраса р. Леиы, 2—4; 6 —* Тюигюлюнская высокая терраса р. Лены — более 4;
1—поймы р. Лены и ее притоков с широким распространением подрусловых таликов. Площадь
отдельных таликов (клс2)', 3 —до 0,5; 9 — 0,5—1; /0 — 1—5; // — более 5. 8—11— талики замкнутые
или неустановленной мощности; 12 — талики сквозные, 13 — скважниы, вскрывшие талнковые во-
ды; 14 —* источники (слева направо) — нисходящие, восходящие и группа нсточинков
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
53
интенсивной инфильтрацией атмосферных осадков, сопровождающейся
приносом тепла (Белокрылов, Ефимов, 1959а, б; Фотиев, 1965).
На участках с отметками более 900—1000 м мощность многолетне-
мерзлых пород повсеместно превышает 200 м, причем в приводораз-
дельных частях горных сооружений, где абсолютные отметки состав-
ляют 1800—2000 м, она достигает 800—1000 м (Фотиев, 1965; Конд-
ратьева и др., 1966). Соответственно на отметках более 1000 м
мерзлая зона развита непрерывно. Талики возникают здесь только
в связи с молодыми тектоническими разломами и приурочены к участ-
кам пересечения таких разломов речными долинами, где имеются бла-
гоприятные условия для инфильтрации поверхностных и инфлюации
подземных вод.
Мощность мерзлой зоны горной части Северо-Восточной Якутии
изучена крайне слабо. Большинство скважин, заложенных в пределах
речных долин, показало, что она составляет здесь 200—400 м при тем-
пературе многолетнемерзлых пород до —10° С. На водораздельных
участках можно ожидать возрастания мощности зоны многолетнемерз-
лых пород до 600—1000 м и более с понижением ее температуры до
—12, —14° С (Кудрявцев 1954; Швецов, 1962)
На территории Колымской и Приморской низменностей мощность
мерзлой зоны, по-видимому, постепенно увеличивается в северном на-
правлении по мере погружения мезозойских осадочных формаций и в
прибрежной полосе достигает 500—600 м. При этом многолетнемерзлые
породы простираются в пределы шельфа. На абразионной платформе
оказываются под уровнем моря и горные породы, промерзшие в конти-
нентальных условиях, и молодые морские и прибрежно-морские отло-
жения, формирующиеся ныне на мелководьях. Температура многолет-
немерзлых пород этой части территории опускается в пределах суши
ниже—10°С (Григорьев, 1959, 1966).
На северо-востоке Якутии мерзлая зона географически непрерывна.
Однако в горных районах, особенно в областях контрастных неотекто-
нических движений, возникает много линейных таликов, связанных
с молодыми разломами, которые контролируют речные долины, где
сохранению таликов способствует инфильтрация речных или разгрузка
подземных вод (Калабин, 1967; Швецов, 1951; О. Толстихин, 1965, 1966а).
Такие региональные зоны таликов четко фиксируются по наличию иво-
вых и тополевых рощ на речных террасах или выходами источников,
формирующих наледи.
Проведенные В. Ф. Шишкиной в 1950—1960 гг. исследования рус-
лового аллювия рек бассейна р. Индигирки, а также некоторые косвен-
ные признаки (особенности стока, наличие крупных наледей и др.) поз-
воляют предполагать, что под руслами многих рек Верхояно-Колым-
ской горноскладчатой страны имеются талики, однако их характер и
отношение к мерзлой зоне удается выяснить лишь при наличии под-
мерзлотных источников
Вопрос о наличии и тем более о закономерностях распространения
сквозных таликов на равнинных пространствах Колымской и Примор-
ской низменностей не изучен. Можно лишь отметить, что в низовьях
даже таких крупных рек, как Яна, Индигирка и Колыма, при наличии
в руслах слабо фильтрующих иловатых отложений сквозные талики не
образуются (Толстов, 1966), так как интенсивная миграция русел
вследствие термоэрозии берегов препятствует длительному прогреву
русловых отложений. Сходные условия миграции имеют и большие тер-
мокарстовые озера, перемещение которых, вероятно, связано с ветро-
вой деятельностью. По данным С. В. Томирдиаро, под днищами боль-
шинства таких озер талики, несмотря на значительные размеры в плане,
54
ГЛАВА II. ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
преимущественно замкнутые. И только под глубокими эрозионными
озерами, развитыми на хорошо фильтрующих грунтах, возможны зна-
чительные по мощности, вероятно, сквозные талики. В речных долинах
Рис. 8. Схема глубин протаивания в песках (по П. А. Соловьеву)
1 — границы между основными зонами в равнинных районах Цифры у границы относятся к полю,
на котором они написаны и обозначают наибольшую многолетнюю глубину сезонного протаива-
ния на участках без существенного влияния азональных факторов, 2 — то же, для дополнитель-
ных зон; 3 —* условные границы широтной зональности в горных районах. Глубина протаивания,
указанная на соответствующей зональной границе, относится здесь к равнинам, платообраэиым
участкам и широким речным долинам иа абсолютных высотах менее 800—1000 м\ 4 — горные рай-
оны с резко выраженной вертикальной поясностью
Приморской низменности такие талики формируются только в особо
благоприятной геологической обстановке, при условиях исключающих
миграцию основного русла, и при наличии хорошо фильтрующихся рус-
ловых отложений.
Глубина сезонного протаивания на территории Якутии подчиняется
общим зональным и поясным закономерностям (рис. 8). Однако в од-
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
55
них и тех же условиях она различна для торфов, суглинков, супесей
и песков (Соловьев, 1966).
По данным Н. А. Вельминой (1949 г.), мощность сезонноталого
слоя в бассейне рек Юдомы и Аллах-Юня колеблется в следующих
пределах в зависимости от типов грунтов и экспозиции склонов (в м) :
иловатые грунты 0,2—0,6; торфы 0,4—1,2; глины 0,4—0,7; суглинки
0,3—1,0; супеси 1,0—1,4; пески 0,7—2,0; русловой аллювий—до 3,0;
элювий глинистых сланцев 1,5—1,6; в искусственных отвалах и насыпях
соответственно 3,5 и 5,0.
Максимальных значений мощность сезонноталого слоя в песках
достигает в юго-западной части территории (5—6 м). В пределах север-
ного склона Алданского кристаллического массива (в поле развития
кембрийских отложений) мощность этого слоя снижается до 2,5—3,5 м.
На высоких песчаных террасах рек Лены и Вилюя она возрастает до
4—4,5 м. К северу от долины р. Вилюя мощность сезонноталого слоя
снижается до 2 м, а севернее линии, соединяющей Анабарский и Оле-
некский массивы, до 1,5 м. На Новосибирских островах мощность сезон-
ноталого слоя в песках минимальна — до 1 м.
А. И. Калабин (1957) указывает, что при наличии на поверхности
мохо-торфяного покрова мощность сезонноталого слоя вне зависи-
мости от других факторов обычно находится в пределах 0,2—0,5 м, воз-
растая в крупноскелетных грунтах до 4,5 м. На крайнем севере Восточ-
ной Якутии мощность сезонноталого слоя в песках не превышает 1,5 м,
возрастая к югу до 2,5—3 м. Закономерности распределения мощности
сезонноталого слоя в зависимости от элементов рельефа, условий дре-
нированное™ и экспозиции склонов в горных районах Восточной Яку-
тии весьма сложны и пока не расшифрованы.
Рассмотренные основные закономерности развития мерзлой зоны
Якутии позволяют выделить восемь основных областей, отличающихся
степенью и характером влияния мерзлой зоны на формирование под-
земных вод (рис. 9).
1. Область сравнительно маломощной (менее 200 м) прерывистой
мерзлой зоны преимущественно в карбонатных образованиях в усло-
виях слабо расчлененного рельефа. Влияние мерзлой зоны здесь сказы-
вается в некотором сокращении очагов питания и возникновении на-
порных вод в случае опускания нижней границы мерзлых пород ниже
свободного уровня подземных вод (криогенный напор).
2. Область сравнительно маломощной (менее 200 м) прерывистой
мерзлой зоны в кристаллических, метаморфических и интенсивно дис-
лоцированных терригенных породах ,в условиях средней расчлененности
рельефа. Влияние мерзлой зоны определяется локализацией очагов
питания на водораздельных пространствах, возникновением высоких
напоров в глубоко промороженных долинах и образованием субакваль-
ных источников в зонах разгрузки.
3. Область мощной (более 200 м) сплошной мерзлой зоны в кар-
бонатных гипсоносных и галогенных породах в условиях слаборасчле-
ненного 'рельефа. Эта область характеризуется весьма редкими оча-
гами питания и разгрузки подмерзлотных вод, приуроченными к под-
русловым таликам крупных рек. Подмерзлотные воды увеличивают
или приобретают высокую соленость в основании многолетнемерзлых
пород, вследствие чего могут иметь отрицательную температуру. Мощ-
ность пояса отрицательных температур больше мощности мерзлой зоны.
4. Область мощной (более 200 м) сплошной мерзлой зоны в тер-
ригенных и вулканогенных в различной степени дислоцированных поро-
дах в условиях средней расчлененности рельефа (плоскогорья). Влия-
ние процессов промерзания определяется образованием зоны повышен-
56
ГЛАВА II. ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
ной трещиноватости и обводненности в основании многолетнемерзлых
пород, связанной с поверхностными водами через редкие подрусловые
талики и пересекающими их зонами разломов.
' EZ?
Рис. 9. Схема областей влияния мерзлой зоны иа формирование подземных вод. Составил
О. Н. Толстихин
/ — область сравнительно маломощной (менее 200 м) прерывистой мерзлой зоны преимуществен-
но на карбонатиых образованиях в условиях слабо расчлененного рельефа, 2 — область сравни-
тельно маломощной (менее 200 ж) прерывистой мерзлой зоны на кристаллических, метаморфи-
ческих и интенсивно дислоцированных терригенных породах в условиях средней расчлененности
рельефа, 3 — область мощной (более 200 м) сплошной мерзлой зоны на карбонатиых, гипсонос-
ных и галогенных породах в условиях слабо расчлененного рельефа, 4 — область мощной (бо-
лее 200 м) сплошной мерзлой зоны на терригенных н вулканогенных в различной степени дисло-
цированных породах в условиях средней расчлененности рельефа (плоскогорья); 5 — область весь-
ма мощной (200—600 м и более) сплошной мерзлой зоны на терригенных и вулканогенных полого
залегающих отложениях в условиях слабо расчлененного рельефа, 6 — область весьма мощной
(200—600 м и более) сплошной мерзлой зоны на терригенных и вулканогенных интенсивно дисло-
цированных породах в условиях сильно расчлененного рельефа, 7 — область весьма мощной
(200—600, иногда до 800 м) сплошной мерзлой зоны на террнгенно-карбонатных н карбонатных
породах в условиях сильно расчлененного рельефа, 8 — область весьма мощной сплошной мерзлой
зоны (1000 м и более) в кристаллических и метаморфических породах в условиях слабо расчле-
ненного рельефа
5. Область весьма мощной (200—600 м и более) сплошной мерзлой
зоны в терригенных и вулканогенных полого залегающих отложениях
в условиях слабо расчлененного рельефа. Влияние мерзлой зоныопре-
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
57
деляется повсеместной изоляцией подмерзлотных вод в пределах рас-
пространения этих отложений. Очень редкие очаги питания и разгрузки
подмерзлотных вод возникают лишь при совпадении таликов с зонами
тектонических разломов. Большинство таликов, формирующихся под
водоемами, не связано с глубокими подмерзлотными водоносными гори-
зонтами, так как имеет в основании водоупорные породы.
6. Область весьма мощной (200—600 м и более) оплошной мерзлой
зоны в терригенных и вулканогенных интенсивно дислоцированных
породах в условиях сильно расчлененного рельефа. Влияние мерзлой
зоны определяется глубоким промерзанием водоразделов и локализа-
цией подземных вод в подрусловых таликах и обводненных подмерз-
лотных зонах, тяготеющих к речным долинам.
7. Область весьма мощной (200—600, иногда 800 м) сплошной
мерзлой зоны в терригенно-карбонатных и карбонатных породах в усло-
виях сильно расчлененного рельефа. Влияние мерзлой зоны опреде-
ляется глубоким промерзанием водоразделов, локализацией питания и
разгрузки подземных вод в подрусловых таликах и тектонических раз-
ломах, вероятно сопровождающихся зонами повышенного карста.
8. Область предельно мощной сплошной мерзлой зоны (1000 м
и более) в кристаллических и метаморфических породах в условиях
слабо расчлененного рельефа. Для этой области намечается полное
промерзание водоносных трещиноватых зон, и обводненность пород
ограничивается здесь лишь слоем сезонного протаивания.
Подземный лед. Согласно классификации Н. И. Толстихина (19366),
на территории Якутии могут быть выделены: 1) ископаемые льды назем-
ного происхождения (погребенные), в том числе ископаемые снежники
и ледники, морской лед и лед наледей; 2) ископаемые льды подзем-
ного происхождения, в том числе образовавшиеся от надмерзлотных,
межмерзлотных и подмерзлотных вод, и 3) льды, входящие в состав
льдистых горных пород.
Ископаемые льды наземного происхождения (погребенные). Погре-
бенный лед не имеет широкого развития в Якутии. На севере, где летнее
протаивание редко превышает глубину 0,5—1,0 м, известны случаи
погребения оползнями, паводковыми осадками отдельных снежников,
речных и, возможно, морских льдин. В горных районах оказываются
погребенными некоторые участки наледей, а в высокогорных районах,
где имеются ледники, — участки мертвого льда. Подобные образова-
ния, по-видимому, не очень долговечны и не занимают сколько-нибудь
значительных площадей. В литературе сведения о них ограниченны и
кратки. В качестве примера можно упомянуть сообщение Г. Ф. Грависа
о моренах ледников хр. Сунтар-Хаята, сложенных в основании мерт-
вым льдом. Кроме того, «в затененных ущельях вблизи нижних концов
ледников создаются благоприятные условия для погребения снежников
и конусов выноса снежных ла'вин. В результате интенсивного сноса про-
дуктов выветривания с прилегающих крутых склонов снежные массы
у подножья склона быстро перекрываются слоем дресвы и щебенки.
В ущельях возникают поперечные валы высотой 30—40 м, в которых
годичные слои щебенки и дресвы чередуются со слоями льда» (Граве
и др., 1964, стр. 81).
Ископаемые льды подземного происхождения. Лед надмер-
злотных вод (сезонный). Основная масса сезонного льда обра-
зует сезонные льдистые породы и пластовые инъекции, возникающие
при замерзании воды, внедрившейся под напором между мерзлыми
слоями горных пород. Часто с формированием этих льдов бывает свя-
зано образование сезонных бугров пучения — гидролакколитов, в кото-
рых инъекционный лед образует ядра, иногда сложно переслаиваясь с
58
ГЛАВА II ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
грунтовыми прослоями. Наибольшее распространение сезонный инъек-
ционный лед имеет на пологих склонах гор и в равнинных районах, сло-
женных с поверхности рыхлыми четвертичными отложениями. В гор-
ных районах в условиях широкого распространения трещин выветрива-
ния и каменистых россыпей распростанен гольцовый лед, формирую-
щийся в результате замерзания дождевых и талых снеговых вод в ниж-
них частях россыпей поздней осенью и весной (Гравис, 1965).
Гидрогеологическое значение сезонных льдов двоякое: 1) наличие
этих льдов определяет водоупорность сезонноталого слоя в конце зим-
него периода, вследствие чего не происходит инфильтрации талых сне-
говых вод, которые полностью расходуются на речной сток; 2) посте-
пенное таяние сезонного льда в течение лета обусловливает восполне-
ние ресурсов надмерзлотных вод (вне зависимости от летних метеоро-
логических условий) и питание сезонных источников с характерным
режимом возрастания дебита во второй половине дня и снижения его
в утренние часы.
Лед надмерзлотных вод (многолетний). Это широко
известный повторно-жильный и инъекционный лед. Повторно-жильный
лед распространен преимущественно в аллювиальных и озерных отло-
жениях северных равнин и в Центральной Якутской низменности и под-
разделяется на ископаемый и современный. Ископаемые жилы льда
приурочены к постплиоценовым террасам. Самые крупные из них имеют
более 50 м высоты и несколько метров в поперечнике. Иногда верхние
части соседних жил сливаются и образуют пластообразную залежь.
Жилы льда, будучи приурочены к древней, иногда почти не выражен-
ной на дневной поверхности, полигональной сети морозобойных тре-
щин, взаимно пересекаются и образуют в плане неправильную решетку.
Пространства между жилами льда сложены сильнольдистыми торфяно-
суглинистыми отложенинми, представляющимися в плане ячеями, имею-
щими в поперечнике несколько метров. Жилы чистого льда при этом
занимают 60—70% площади. Механизм образования трещин, роста
в них ледяных жил, характер сопутствующих этому условий, морфоло-
гия и строение ледяных тел подробно рассмотрены в литературе (Дос-
товалов, 1952; Попов, 1953, 1965а, б; Гравис, 1962 и др.).
Ископаемые повторно-жильные льды широко распространены на
Новосибирских островах. Они известны вдоль всего арктического побе-
режья Якутии, в частности в районах устьев рек Анабара и Оленека,
в дельте р. Лены, в районе бухты Тикси, где значительные массы льда
сосредоточены в останцах 30—40-метровой террасы, в береговых обна-
жениях залива Буор-Хая, 'в устье р. Яны и далее на восток от него.
Видимая мощность жил, вскрытых в береговых обрывах и террасах рек
и уходящих ниже уровня моря, достигает здесь 40—50 м (Григорьев,
1950, 196.6).
К югу от морского побережья постплиоценовые жильные льды про-
стираются в глубь Приморской низменности и шороко распространены
по всей ее площади. Ареал развития льдов хорошо совпадает здесь
с контурами обширного озерного района. Жилы льда вскрываются в
берегах р. Индигирки на всем ее протяжении от устья до 67° с. ш. При
пересечении береговым обрывом ледяной жилы по ее простиранию соз-
дается впечатление, что высокий берег реки на многие сотни метров
сложен сплошными слоями льда. Видимая высота жил здесь достигает
20—25 м (Чирихин, 1934). Южнее льды выходят не только в долине
р Индигирки, но и в долинах ее притоков — Уяндины, Селенняха, Ожо-
гиной и др. Известны такие льды и в долине р. Алазеи.
Многочисленные выходы, по-видимому, древнего жильного льда
известны в разрезах II надпойменной террасы р. Колымы в среднем ее
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
59
течении, в отложениях древних террас среднего течения рек Яны, Омо-
лоя и их притоков. В районе пос. Эге-Хая были вскрыты ледяные жилы
до глубины 9—10 м. Крупные сингенетические жилы льда, достигаю-
щие по высоте 30 м, широко развиты на водораздельном пространстве
Яны и Омолоя. Как показали исследования Г. Ф. Грависа (1965—
1966 гг.), в районе прииска Кулар происхождение жил льда связано
с накоплением и промерзанием делювиально-солифлюкционных отло-
жений.
Вторым крупным районом распространения древних повторно-жиль-
ных льдов является Центрально-Якутская низменность, включающая
долины Средней Лены, низовья Алдана, среднее и нижнее течение
Вилюя. Жилы льда, вскрытые до глубины 20—25 м, входят в состав
аллювиально-озерных отложений древних террас с относительными от-
метками от 30 до 200 м. Жилы льда пронизывают самый верхний слой
террасового комплекса, сложенный пылеватыми суглинками и супе-
сями, названный П. А. Соловьевым (1959) «ледовым комплексом». На
правобережье р. Алдана аналогичные жилы связаны с аллювиально-
ледниковыми отложениями (Катасонов, 1963).
Многочисленные выходы древних жильных льдов известны в долине
среднего и нижнего течения р. Вилюя и некоторых ее притоков (р.Тюнг
и др.).
Отдельные выходы древних повторно-жильных льдов известны в
долинах некоторых рек Алданского щита в Южной Якутии. На древ-
них террасах р. Тимптона такие льды описаны В. Р. Алексеевым (Алек-
сеев, Философов, 1963).
Таким образом, постплиоценовые жильные льды распространяются,
видимо, за пределы Южной Якутии и достигают 56° с. ш.
Широким распространением в Якутии пользуются также и совре-
менные повторно-жильные льды, приуроченные к высокой пойме и низ-
ким надпойменным террасам рек. Подробно они описаны Л. Л. Берман
(1965) на севере Колымской низменности.
Многолетние инъекционные льды так же широко распространены
в Якутии. Приурочены они главным образом к современным и древним
аллювиальным равнинам с обсыхающими старичными и термокарсто-
выми озера'ми, осадки которых начинают перемерзать. Наиболее часто
образование таких льдов сопровождается возникновением бугров пуче-
ния— булгунняхов*, которые встречаются в озерных впадинах и ала-
сах. Высота их достигает 20 м и более, а в поперечнике основания до
100 м. Массы льда, образующие ядро булгунняха, достигают 10 м по
мощности.
Наиболее хорошо развиты булгунняхи в Центральной Якутии, где
они подробно изучались П. А. Соловьевым (1952). Особенно много бул-
гунняхов в аласах на Лено-Амгинском водоразделе и террасах р. Лены.
Булгунняхи расположены на днищах аласов и аласных долин и хаоак-
Теризуют определенную стадию развития последних. Наибольшее коли-
чество таких бугров известно в районе оз. Абалах, в районе пос. Майя
и с. Тюнгюлю. В окрестностях оз. Абалах 20—30% всех аласов на пло-
щади около 100 км2 имеют по одному-два и даже пяти булгунняхов.
* Якуты булгунняхами называют все бугры без исключения. Согласно гипотезе
Н. А. Вельминой (1957, 1964), впадины Центральной Якутии (Лено-Алданское между-
речье), полярных равнин Евразии и Аляски являются в большинстве случаев эрозион-
ными, возникшими в процессе формирования аллювиальных равнин в результате меан-
дрирования рек, отделения петель (меандр) от реки и дальнейшего выравнивания по-
верхности. С точки зрения Н. А. Вельминой, бугры во впадинах могут представлять
собой- 1) останцы, 2) бугры пучения на месте разрушенных останцов и 3) собственно
бугры пучения, поскольку впадины являются местными базисами эрозии.
60
ГЛАВА II. ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
На молодых террасах в крупных долинах булгунняхи располагаются
среди замкнутых и полузамкнутых озерных высохших понижений. Такие
булгунняхи широко известны в окрестностях г. Якутска.
В северных районах Якутии булгунняхи также не представляют
редкого явления. На островах дельты р. Яны Н. Ф. Григорьевым опи-
саны бугры от 3 до 10 м высоты с поперечником основания 100—200 м
(Григорьев, 1952). Если исходить из примерных соотношений количеств
льда и высоты бугра, наблюдающихся на Лено-Амгйнском междуречье,
то суммарная мощность ледяных линз в буграх составит 1—5 м. Гидро-
геологическое значение скоплений многолетнего подземного льда над-
мерзлотных вод, кроме указанного во вводной части настоящего раз-
дела, заключается еще и в том, что при нарушении сплошности мохо-
вого или грунтового покрова над ледяной жилой лед интенсивно про-
таивает, вода скапливается в образующихся понижениях и по мере
накопления способствует образованию озер и подозерных таликов.
Естественно, что после образования таких озерных термокарстовых кот-
ловин основное значение в питании озер приобретают атмосферные
осадки, но начало этого процесса исходит именно от трещинно-жильного
льда. Следует также отметить, что булгунняхи, образовавшиеся в
результате промерзания подземных вод, являются неблагоприятным
признаком для поисков надмерзлотных и межмерзлотных вод.
Лед межмерзлотных вод (многолетний) образует
инъекционные линзы и пласты в осадочных отложениях, кристалличе-
ских и метаморфических породах. Этот тип льда изучен очень слабо.
К нему могут быть отнесены маломощные, обычно измеряемые санти-
метрами, реже десятками сантиметров, линзы и пласты льда, вскры-
тые скважинами в четвертичных и неогеновых отложениях Лено-Амгин-
ского междуречья и аласных впадинах водораздела рек Лены и Кен-
кеме. При промерзании неглубоких таликов, в особенности если они
приурочены к озерным впадинам, межмерзлотные воды отжимаются
к поверхности и совместно с надмерзлотными участвуют в формирова-
нии многолетних инъекционных бугров пучения — булгунняхов, под-
робно рассмотренных ранее.
Лед подмерзлотных вод (многолетний) образует основ-
ную массу льда, сформировавшуюся в процессе становления мерзлой
зоны. Поскольку промерзание ее шло сверху вниз, оио последовательно
захватывало все новые и новые подмерзлотные водоносные горизонты,
которые таким образом вовлекались в мерзлую зону. Этот тип льда
наименее изучен, и к нему пока могут быть отнесены линзы и жилы
обычно небольшой мощности (первые сантиметры, иногда десятки сан-
тиметров), вскрываемые скважинами преимущественно в коренных
породах различного возраста и состава. Такие жилки льда описаны
3. Г. Устиновой в кимберлитах трубки «Удачная», Н. М. Елмановой
и А. И. Ефимовым в кимберлитах трубки «Мир»; вероятно, к этому
типу льдов могут быть отнесены линзы и пласты льда в глубоких гори-
зонтах четвертичных и неогеновых отложений. Иногда повышенная
льдистость пород отмечается в нижней части мерзлой зоны.
Перечисленные типы льда образуют самостоятельные скопления.
Горные породы также содержат лед в своем составе. Этот лед льдистых
пород.
Лед, входящий в состав льдистых пород. К этому типу относится
конституционный лед, который подразделяется на лед-цемент и сегре-
гационный. Лед-цемент образуется при промерзании увлажненных дис-
персных пород за счет воды, замерзающей в порах между частицами
твердого скелета без нарушения характера, взаимного расположения
последних» (Шумский, 1959, стр. 282). Этот вид льда является самым
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
61
обычным компонентом мерзлой породы. Общее количество льда-це-
мента в крупнообломочных породах, согласно данным И. Н. Вотякова,
колеблется от 7—15% для гравийно-галечниковых отложений до 15—
30% у песков (влажность в процентах по весу). Супесчано-суглини-
стые породы характеризуются весовой влажностью 25—30%. Размер
кристаллов льда-цемента в крупнообломочных породах достигает 1,0—
1,5 см.
Не менее распространенным является и другой вид конституцион-
ного льда—сегрегационный, встречающийся повсеместно в мерзлых,
главным образом четвертичных отложениях. Это небольшие прослойки,
линзочки и прочие включения льда, выделившегося при промерзании
увлажненных дисперсных пород. 'Выделение льда в самостоятельные
видимые включения в супесчано-суглинистых породах происходит при
их влажности более 25—30%. Учитывая значительное распространение
и мощность многолетнемерзлых терригенных пород, можно предполо-
жить, что конституционный лед составляет основную часть льдов, за-
ключенных в горных породах мерзлой зоны.
Наледи. «Под наледями понимается ледяное тело, являющееся про-
дуктом замерзания речной или подземной воды, излившейся на поверх-
ность льда, снега, земли или в пределах деятельного слоя в резуль-
тате промерзания того водоносного тракта, по которому обычно эта
вода циркулирует» (Толстихин, 1941, стр. 144).
Распространенность наледей может быть определена суммарной
величиной их площади или объема льда и относительной наледностью,
т. е. отношением общей площади наледей к площади района их форми-
рования, выраженного в процентах.
Часть расхода воды источников, затрачивающаяся на формирова-
ние наледей, называется «наледным питанием». Во многих случаях
величина наледного питания совпадает с дебитом источника в зимнее
время, т. е. вся масса поступающей воды фиксируется в теле наледи
Под наледным стоком понимается количество наледной воды, участ-
вующей в речном стоке весенне-летнего периода. Размеры наледей Вос-
точной Якутии даются в соответствии с кадастром, составленным в
1957 г. А. С. Симаковым и 3. Г. Шильниковской, а в случае использо-
вания иных источников делаются соответствующие ссылки. Данные
о наледях Алдана систематизированы для настоящего очерка В. Р. Алек-
сеевым.
В дальнейшем освещаются лишь вопросы, связанные с относительно
крупными наледями, в образовании которых основная роль принадле-
жит подземным водам — подмерзлотным или подрусловым. Выделить
долю участия в питании наледей тех и других вод на данной стадии
изученности не представляется возможным, да и вряд ли правильно
по существу, так как подрусловые талики в большинстве случаев гид-
равлически связаны с подмерзлотными водами и образуют в горных
сооружениях единую водонапорную систему.
Подавляющее большинство наледей тяготеет к горным массивам
востока и юга Якутии, одиночные наледи фиксируются в бассейнах рек
Лены, Вилюя и в верховьях Оленека. Отсутствуют наледи на обшир-
ных просторах Яно-Колымской низменности, в пределах западной части
Юкагирского плоскогорья, на хр. Полоусном, в северной части Яно-
Оймяконского нагорья и на севере платформенной части республики.
Однако и в районах своего распространения наледи распределены
неравномерно.
Наиболее крупная наледная область охватывает горные сооруже-
ния, расположенные между Колымской низменностью и Яно-Оймякон-
ским нагорьем. Она включает Селенняхский и Момский хребты, гор-
62
ГЛАВА II ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
ную цепь Черского с ее сложно построенным рельефом, межгорными
впадинами, неоднородным геологическим строением (наледная область
горной цепи Черского и сопредельных горных сооружений).
Второй по значимости наледной областью является Верхоянская
горная цепь, включающая Сетте-Дабан и горные сооружения Южного
Верхоянья, расположенные на границе Якутии с Хабаровским краем.
Третья наледная область охватывает систему горных хребтов и
плоскогорий Алданского нагорья.
И, наконец, наледная область Западной Якутии включает бассейны
рек Лены, Вилюя и верховья Оленека (рис. 10).
Рассмотрим распространение и условия образования наледей в каж-
дой из указанных областей.
Наледная область цепи Черского и сопредельных горных соору-
жений. Наледи этой области формируются в горных хребтах цепи Чер-
ского, в хребтах Селенняхском и Момском, в межгорных и предгорных
впадинах, включая Индигиро-Колымскую (Ожогинскую) впадину на
севере и долины рек Иньяли, Чаркы и Дебина на юге. В пределах всей
этой территории намечается восемь наледных районов, единых по усло-
виям питания и формирования наледей, приуроченных к бассейнам рек,
склонам горных хребтов или гидрогеологическим структурам, охваты-
вающим частично или полностью несколько речных бассейнов.
Неннели-Уяндинский район (см. рис. 10,7) расположен
на крайнем северо-западе наледной области, охватывает верховья
р. Неннели, часть бассейна рек Селениях и Уяндиной и характери-
зуется сравнительно небольшим количеством наледей, наиболее значи-
тельные из которых приурочены к левобережным притокам р. Уянди-
ной— рекам Сакынджа и Тарынг-Юрях. Общая площадь девяти нале-
дей этого района достигает 120 км2, а .относительная наледность варьи-
рует от 0,3% в бассейне р. Селениях до 1,5% в бассейне р. Уяндиной
(О. Толстихин, 1965, 19666).
Район Момо-Селенняхской системы наложенных
впадин и их горного обрамления (там же, 2) охватывает
южную часть обширной депрессии и ее горного обрамления с юго-за-
падной стороны (включая хр. Тас-Хаяхтах). Весь этот район имеет еди-
ную область питания наледных источников (О. Толстихин, 1965, 19666),
которое осуществляется в высоко поднятых межгорных впадинах непо-
средственно в пределах указанных горных хребтов, на участках рас-
пространения терригенно-карбонатных карстующихся пород (см. главу
II). Наиболее крупные наледи этого района сосредоточены преимуще-
ственно в пределах момо-селенняхских впадин.
Группа из девяти наледей сосредоточена в верховьях р. Момы и
в долинах ее небольших притоков. Общая площадь их составляет более
62 км2. Часть наледей непосредственно связана с источниками под-
мерзлотных вод, описанных П. Ф. Швецовым (1951), а в последующем
% И. и М. Н. Косолаповыми. Шесть наледей, принадлежащих к верхней
части бассейна р. Момы, образуют единую наледную линию протяжен-
ностью около 50 км. Питание этих наледей может быть обеспечено
источниками с суммарным дебитом не менее 5000 л/сек*.
В среднем течении р. Момы расположена крупнейшая в Якутии
наледь — Момский Улахан-Тарын. Площадь ее по кадастру составляет
82 км2, по подсчетам П. Ф. Швецова— 112 км2, 'по подсчетам А. И. Ко-
солапова— 76,7 км2. Максимальная мощность льда, по данным
П. Ф. Швецова, 5—6 м. О средней его мощности нет единого мнения.
* Сведения об отдельных источниках, образующих наледи, приведены в главе III
при описании водоносных копмлексов
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ факторы
63
По материалам, полученным сотрудниками экспедиции Наркомвода, она
предположительно составляет 4 м (Зонов, 1944), по данным П. Ф. Шве-
цова — 2 м, по данным А. И. Косолапова — 3—4 м в пределах основного
Рис. 10. Схема наледных районов Якутии. Составили Н, Н. Иидолева и О. Н. Толстихин
I — наледная область горной цепи Черского, II — наледная область Верхоянской горной цепи,
III — наледная область Алданского нагорья; IV — наледная область Западной Якутии
Наледные районы 1—Неннелн-Уяндинский; 2— Момо-Селенияхской системы наложенных впадин
и их горного обрамления, 3 — Момского хребта; 4 — Иньялн-Дебинскнй; 5 — бассейна р Мюре-
ле; 6 — бассейна р Ольчан; 7 —• Верхне-Рассохинскнй, 8 — бассейнов рек Неры н Улахан-Тарын-
Юрях; 9 — Хараулахский, 10 — Западно-Верхоянский; 11—бассейнов рек Омолоя и Бытантая, 12 —
бассейнов рек Бытантая, Дуолгалах и Сартанг, 13 — Юго Западного Верхоянья, 14 — хр Сунтар
Хаята
Величины относительной наледностн в °/о /—относительная наледность ничтожно мала, 2 — ме-
нее 0,5; <3 — 0,5—->1; 4 — 1—2, 5 — более 2, 6 — 0,5 — менее 4; 7 — относительная наледность не рассчи-
тана
ледяного поля. Несмотря на эти расхождения, обусловленные различ-
ной интерпретацией границ наледи при дешифрировании аэрофотосним-
ков и анализе топографических карт, а также отсутствием непосредст-
венных промеров в период оптимального распространения наледи, сле-
дует признать ее крупнейшим наледным полем Якутии, а возможно,
и всей азиатской части СССР. Для образования этой наледи необхо-
64
ГЛАВА II. ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
дим приток воды не менее 16 000 л/сек, что превышает средний расход
р. Индигирки в конце зимнего периода. А. И. Косолапов указывает, что
формирование столь значительных ресурсов подземных вод происхо-
дит, по всей вероятности, в пределах Верхне-Момской наложенной впа-
дины, выполненной конгломератами и рыхлыми песчано-глинистыми
отложениями неоген-четвертичного и мелового возраста. Рыхлые отло-
жения этих впадин являются как бы промежуточными коллекторами,
принимающими подземные воды с обширных площадей окружающих
горных сооружений и перераспределяющими их. Подземные воды ука-
занных водоносных пород образуют источники, формирующие наледи.
В рассматриваемом случае выклинивание подземных вод связано
с предполагаемым А. И. Косолаповым уменьшением мощности рыхлых
отложений. Это обусловлено наличием здесь крупного перегиба, на
который указывают входящий угол Эрикитского поднятия и небольшая
антиклиналь, расположенная непосредственно в районе Момской на-
леди на левом берегу реки, выявленные в последние годы сотрудни-
ками Института геологии ЯФ СО АН СССР Э. В. Деньгиным и
Г. С. Гусевым.
В северо-западной части района расположена крупнейшая на
Северо-Востоке единая наледная зона протяженностью 250 км, вклю-
чающая гигантские ледяные поля в долинах рек Кыры, Боры-
лаха, Нахатты, Уччугей-Юряха и Умбы. Площадь каждого ледяного
поля от 19 до 70 км2, тогда как суммарная площадь льда более 300 км2.
Суммарный дебит источников, могущих сформировать столь значи-
тельную зону, должен составлять не менее 25 тыс. л!сек. Условия пита-
ния их рассмотрены при описании водоносных комплексов; отдельные
наледи и образующие их источники описаны в работе П. Ф. Швецова
и В. П. Седова (1941). В частности, Кырская группа наледей, по дан-
ным этих авторов, формируется непосредственно по выходе долины
р. Кыры из гранитного массива. Положение остальных наледей на поло-
гом склоне хр. Тас-Хаяхтах позволяет предположить, что выходы нале-
дообразующих источников могут быть связаны с уменьшением зерни-
стости осадочных образований, слагающих бортовую часть разреза впа-
дины, к центральной части депрессии.
В горной части района наледи распространены преимущественно
в долине р. Догдо, где они впервые были описаны В. П. Седовым и
П. Ф. Швецовым. Общая протяженность наледей этой узкой горной
долины составляет 74,9 км. Несколько наледей, меньших по размерам,
приурочено к верховьям р. Нахатты и к другим небольшим речкам,
берущим начало в Догдо-Чемалгинском и Тас-Хаяхтахском хребтах.
Общая площадь наледей района составляет 800 км2, что при тер-
ритории области питания, равной примерно 47 тыс. км2, отвечает отно-
сительной наледности 1,7%. Суммарный дебит источников, могущих
образовать наледи этого района, более 75 тыс. л/сек. В северо-западной
части района относительная наледность значительно возрастает, дости-
гая 2,9 % •
Район Момского хребта (3) расположен непосредственно
северо-восточнее описанного. Водораздельная линия Момского хребта
делит его на две области стока — северную и южную. Антиклинальный
характер структуры Момского хребта в сочетании с однородным лито-
логическим составом слагающих его юрских отложений исключает воз-
можность перетекания подземных вод между намеченными областями
стока. Западные реки северного склона принадлежат к бассейну Инди-
гирки, восточные — к бассейну Колымы.
Четырнадцать наледей, расположенных в долинах правых притоков
р. Момы, образуют очень четкую наледную линию, простирающуюся
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
65
широтно примерно в пределах высот 800—1000 м и приуроченную непо-
средственно к глубинному разлому Улахан, на восточном продолжении
Которого расположен вулкан Балаган-Тас, свидетельствующий об обнов-
лении этого разлома в постплиоценовое время.
Протяженность полосы развития наледей примерно 150 км, сум-
марная площадь наледей более 60 км2, т. е. почти равна половине об-
щей площади наледей на южном склоне Момского хребта. Дебит источ-
ников, формирующих указанную наледную линию, не менее 5500 л/сек.
Наледи северного склона Момского хребта сосредоточены в двух груп-
пах. Одна из них приурочена к верховьям р. Делькю (Ожогинская),
другая вытянута по линии, параллельной оси хребта и расположенной
у его подножия на абсолютных отметках 150—450 м. Общая площадь
десяти наледей этой линии около 40 км2, для формирования их необхо-
димы источники с дебитом 3600 л/сек.
Суммарная площадь всех наледей достигает 256 км2, что при пло-
щади рассматриваемого района около 36 тыс. км2 обусловливает отно-
сительную наледность 0,7%.
Иньяли-Дебинский наледный район (4) простирается
параллельно Момо-Селенняхскому и в структурном отношении принад-
лежит к одноименному синклинорию. Район объединяет часть бассейна
р. Туостах, верховье р. Чаркы, бассейн р. Иньяли и часть
бассейнов рек Ыттыбыт-Юрях, Андыгычан и Артык. Наибольшее коли-
чество наледей приурочено к бассейнам рек Чаркы и Иньяли. Они рас-
положены либо непосредственно в руслах названных рек, либо в ни-
зовьях южных притоков, как бы подчеркивая этим относительно боль-
шую водоносность осадочных пород триаса и юры, слагающих южные
водоразделы, в сравнении с водоносностью гранитов, образующих
неверные водоразделы указанных долин. В этих же бассейнах сосредо-
точены и самые крупные наледи, достигающие по протяженности соот-
ветственно 27 и 20 км и по площади 20 и 24 км2.
Общая площадь наледей, относительная наледность и дебит источ-
ников, обеспечивающих формирование наледей рассматриваемого рай-
она, приведены в табл. 6.
Таблица 6
Характеристика наледности Иньяли-Дебинского района
Бассейны рек Площадь, км* Относительная наледность, % Суммарный дебит, л(сек
бассейна наледей
Туостах 8 790 39 0,4 3950
Чаркы 5 700 93 1,6 8950
Иньяли 3 330 100 3,3 9400
Ыттыбыт-Юрях (верховья Андыгычана и Артыка) 10 300 80 0,8 7980
Столь значительная неравномерность распределения наледей в пре-
делах одной структуры определяется, по всей вероятности, тем, что ее
центральная часть дренируется долинами рек Чаркы и Иньяли, тогда
как восточная пересекается лишь долинами небольших рек, не обеспе-
чивающих достаточного дренажа водоносных комплексов.
Район бассейна р. Мюреле (5) расположен между Момо-
Селенняхским и Иньяли-Дебинским наледными районами. В пределах
его намечается девять сравнительно крупных и несколько мелких нале-
66
ГЛАВА II. ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
дей, общая площадь которых составляет 72 км2, что при площади бас-
сейна около 4700 км2 обеспечивает относительную наледность 1,5%.
Такое значительное развитие наледей в пределах бассейна р. Мюреле,
казалось бы, находится в противоречии с гидрогеологическими усло-
виями: бассейн этой реки сложен преимущественно гранитами. Однако
формирование наледей здесь существенно связано с ледниками, разви-
тыми в его высокогорной части. Подробнее эти вопросы будут осве-
щены ниже при описании наледных районов Южного Верхоянья.
Наледный район бассейна р. Ольчан (6) охватывает
целиком бассейн р. Ольчан и бассейн одного из небольших правых при-
токов р. Эльги. Восемь сравнительно крупных наледей этого района,
приуроченных непосредственно к долинам рек,, имеют площадь 69 км2.
Общая площадь наледей составляет 80 км2, относительная наледность
1,1%. Вероятный дебит источников, формирующих эти наледи, не пре-
вышает 7800 л/сек.
Верхне-Рассохинский наледный район (7) является
непосредственным восточным продолжением района Момо-Селеннях-
ской системы наложенных впадин и простирается на восток в пределы
Магаданской области. Наиболее крупное наледное поле этого района
расположено в устьевых участках рек Хара-Улах и Дарпир-Юрях и
в верховьях р. Рассохи. Протяженность наледей этой группы состав-
ляет более 76 км, общая площадь их достигает 42 км2. Дебит источни-
ков, формирующих наледи, не менее 3900 л/сек.
Приуроченность к описываемому участку столь значительного
наледного поля и своеобразная его треугольная конфигурация, веро-
ятно, связаны с пересечением двух зон разломов — северо-западного и
субмеридионального направлений. Первая из этих зон ориентирована
в соответствии с Момо-Селенняхской системой впадин, вторая явля-
ется непосредственным продолжением Дарпирского грабена, располо-
женного южнее. Остальные наледи этого района сравнительно невелики
по размерам. Их общая площадь 79 км2, что при площади области
формирования наледей около 5800 км2 отвечает относительной налед-
ности 0,3%. Суммарный дебит источников, формирующих наледи рай-
она, должен достигать 7 тыс. л/сек.
Несколько обособленно от наледной области цепи Черского рас-
положен наледный район бассейнов рек Неры (левобе-
режье) и Улахан-Тарын-Юрях (8). Наледи формируются здесь
в хр. Тас-Кыстабыт, центральная часть которого сложена субвулкани-
ческими кислыми интрузивными породами юрского возраста. Общая
площадь сравнительно небольших по размерам наледей, расположен-
ных в долинах левобережных притоков р. Неры, составляет около
40 км2, причем около половины этой площади приходится на наледи
размером менее 1 км2. Относительная наледность равна 0,5%. В бас-
сейне р. Улахан-Тарын-Юрях площадь наледей около 20 км2, что соот-
ветствует относительной наледности 0,6%.
Распространение наледей в пределах Верхоянской наледной об-
ласти. Верхоянская наледная область охватывает обширную террито-
рию Верхоянской горной цепи, включая Сетте-Дабан и северный склон
хр. Сунтар-Хаята. В южном направлении эта область простирается за
границу территории Якутии. В ее пределах намечается пока шесть на-
ледных районов.
Хараулахский наледный район (9) приурочен к запад-
ной части бассейна р. Хараулах и является самым северным наледным
районом Якутии. Несколько наледей здесь сосредоточено в приустьевых
частях левых притоков р. Хараулах и в долине р. Нангылбыя. Все на-
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
67
леди крупные (более 1 км2). Общая площадь их 13 км2, относительная
наледность 0,4%.
Западно-Верхоянский наледный район (10) охваты-
вает часть хр. Орулган и ограничен с востока водоразделом последнего,
а с запада — его подножием. На юге граница проходит по линии водо-
раздела между реками Леной и Алданом. В северной части описывае-
мого района наледи тяготеют к вытянутой вдоль хребта зоне, ограни-
ченной с востока основным водоразделом хр. Орулган, с запада —
Джарджанским хребтом, и приурочены к верховьям рек Ырысах, Уэль-
Сиктях, Джарджан, Менкере. Протяженность этой зоны около 200 км.
В ней сосредоточены наиболее крупные наледи района протяженностью
до 6 км и площадью до 2,7 км2. Общая площадь наледей зоны около
50 км2.
На остальной части территории района наледи распространены
сравнительно равномерно. Преимущественный размер наледей 0,5—
2 км2. Часть наледей, формирующихся водами западного склона хр.
Орулган, расположена уже в пределах долины р. Лены, значительно
ниже подножия гор.
Общая площадь наледей района составляет более 430 км2, что при
площади формирования 84 тыс. км2 обеспечивает относительную налед-
ность 0,5% • Суммарный дебит источников, формирующих наледи, пре-
вышает 43 тыс. л/сек.
В пределах восточных хребтов Верхоянской цепи намечается два
наледных района, существенно различных по интенсивности наледных
процессов. На севере выделяется район, охватывающий верховья лево-
бережных притоков рек Омолоя и Бытантая. Южнее расположен район,
охватывающий верховья рек Бытантая, Дуолгалах и Сартанг.
Наледный район бассейнов рек Омолоя и Бытан-
тая (И). Наледи этого района формируются в долинах рек широко
разветвленной гидрографической сети, причем значительная часть их
расположена в верховьях р. Улахан-Саккырыр. Площадь отдельных
ледяных полей достигает 22—27 км2. Общая поверхность наледей сос-
тавляет более 300 км2, площадь района около 15 тыс. км2, а величина
относительной наледности 2%.
Высокая относительная наледность связана здесь с резким изме-
нением морфологии речных долин при пересечении ими Сиетинджин-
ского хребта. Сужение речных долин, выклинивание рыхлых четвер-
тичных отложений, широко развитых в верховьях рек, вероятное умень-
шение мощности аллювия —все эго создает неблагоприятные условия
циркуляции подрусловых вод, способствует их выходу на поверхность
и образованию источников, формирующих наледную зону. Их суммар-
ный дебит составляет не менее 2. тыс. л/сек.
Наледный район бассейнов рек Бытантая, Дуолга-
лах, Сартанг (12). Сравнительно небольшие наледи этого района
распределены более или менее равномерно по долинам рек, не образуя
четко выраженных наледных зон. Общая площадь наледей составляет
около 370 км2, площадь района 44,5 тыс. км2, относительная наледность
0,8%.
Наледный район Южного Верхоянья (бассейн р. Алда-
на) (13). В пределы района входят южная и средняя части Верхоян-
ской цепи, включая хр. Сетте-Дабан. Относительно небольшие наледи
этого района приурочены преимущественно к верхнему и среднему
течению правых притоков р. Алдана и распределены довольно равно-
мерно по площади района, не образуя значительных наледных зон. Их
общая площадь всего лишь около 400 юи2, что при территории района
более 98 тыс. км2 обеспечивает относительную наледность, равную
68
ГЛАВА II. ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
0,4%. Суммарный дебит источников, образующих наледи, составляет
около 39 тыс. л/сек.
Наледный район северного склона хр. Сунтар-
Хаята (14). Здесь широко распространены крупные наледи, зани-
мающие. более 90% площади всех наледей района. Наиболее крупные
ледяные поля достигают
Рис. 11. Схема соотношения ледников и наледей
в хр. Сунтар-Хаята. (по М. М. Корейше, 1963, с добав-
лениями А. М. Федорова)
1 — ледники; 2 — наледи
25 кж2 (наледь в долине
р. Конгор, в 40 км от
устья). Характерны вы-
сокие (1100—-1700 м) аб-
солютные отметки распо-
ложения наледей, в том
числе крупных. Это об-
стоятельство связывает-
ся некоторыми исследо-
вателями (Швецов, 1951;
Корейша, 1960) с на-
личием здесь ледников,
обеспечивающих устойчи-
вое питание подрусловых
вод (рис. 11), а также со
значительной аккумуля-
цией снега на поверхно-
сти наледей. В частности,
исследование небольшой
наледи в долине р. Бур-
гали, расположенной на
высоте 1660 м в 3 км от
ближайшего ледника, по-
казало значительное ко-
личество прослоев ин-
фильтрационного (снеж-
но-водного) льда среди
конжеляционного (вод-
ного) , достигающего 50—
60% высоты ледяного по-
крова.
Наличие инфильтра-
ционно - конжеляционного
типа льдообразования вы-
сокогорных наледей име-
ет важное значение при
рассмотрении вопросов
наледного питания и ро-
ли в нем подземных вод. Однако фактических данных пока крайне
мало, чтобы внести обоснованные поправки в принятые расчетные
схемы. Тем не менее, основываясь на изложенных выше наблюдениях,
представляется возможным с некоторой долей условности снизить воз-
можный суммарный дебит источников, формирующих наледи, на 30%.
Характеристика численных значений наледности района приведена
в табл. 7.
Как видно из данных табл. 7, наибольшая наледность характерна
для бассейнов рек Агаякан и Куйдусун, охватывающих наиболее высо-
когорную часть описываемого района. По мере удаления от гор налед-
ные явления получают меньшее распространение и относительная налед-
ность заметно снижается.
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
69
Таблица 7
Характеристика наледности района северного склона хр. Сунтар-Хаята
Бассейны рек Площадь, «л£2 Относительная наледность, % Суммарный дебит, л!сек
бассейна наледей
Брюнгеде, Кобюме, Сунтар И 600 86 0,7 8 200
Агаякан 7 670 187 2,4 12 200*
Куйдусун 74 700 131 1,3 8 800*
Лабынкыр 1 610 12,5 0,7 0,8
* Расчет дебита источников, формирующих наледи, произведен с учетом снежно-
го питания.
Следует отметить, что южнее района, за пределами территории
Якутии, наледи на больших высотах распространены еще более интен-
сивно. Так, в верховьях р. Юдомы находятся гигантские ледяные поля,
площадь которых превышает 30—50 км2 при общей площади наледей
этого бассейна 130 км2. Относительная наледность составляет 2,4%.
Таким образом, бассейны рек Сунтар, Агаякан, Куйдусун и Лабынкыр
являются лишь частью обширного наледного района, приуроченного
к склонам хр. Сунтар-Хаята.
Распространение наледей в пределах Алданского нагорья. На тер-
ритории Алданского нагорья очень широко развиты наледи, образован-
ные выходами подземных вод. Только на схематической карте
В. Р. Алексеева, построенной на основании дешифрирования аэрофото-
снимков и изучения детальных топографических карт, нанесено около
1000 наледей. Наледи тяготеют к участкам дренирования карбонатных
кембрийских отложений, подстилаемых кристаллическими породами и
вскрываемых речной сетью на всю их мощность, к приводораздельным
частям горных сооружений и к зоне «Главного надвига», обрамляю-
щего с юга Чульманский бассейн.
Совершенно отсутствуют наледи в пределах северного склона
Алданского нагорья, в поле распространения карбонатных кембрийских
отложений. Это обстоятельство обусловлено глубоким положением
уровня подземных вод, расположенным ниже вреза гидрографической
сети, не оказывающей дренирующего воздействия на водоносные гори-
зонты кембрийских отложений.
Наледные поля Алданского нагорья, в общем, значительно меньше,
чем на северо-востоке республики, однако отдельные из них прибли-
жаются по размерам к гигантским. Так, С. Е. Суходольский (1961)
в долине р. Унгры наблюдал наледь мощностью 2—2,5 м, протягиваю-
щуюся на 30 км. Общий объем этой наледи, по его подсчетам, составил
около 13 млн. м\ С. М. Фотиев (1964) в долине р. Верх. Нерюнгры
отметил семь крупных наледей, которые к весне сливаются в единое
ледяное поле протяженностью около 40 км и шириной от 300 до 500 м.
В. Р. Алексеевым в верховьях р. Хатыми зафиксирована наледь про-
тяженностью 6 км и шириной 400—500 м. Шесть крупных наледей про-
тяженностью от 9 до 20 км и шириной до 1 км оконтурены им же ш>
аэрофотоснимкам в среднем течении р. Гонам. Их площадь варьирует
от 1,8 до 15,4 км2, а в сумме достигает 38 км2. При средней мощности
льда этих наледей примерно 3 м и времени их формирования 170 суток
(с ноября по апрель) дебит источников, образующих эти наледи, дол-
жен достигать 7,8 тыс. л/сек.
70
ГЛАВА II. ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
По данным аэрофотосъемки две крупные наледи протяженностью
6 и 7 км отмечены В. Р. Алексеевым и в верхнем течении р. Гыным.
Их общая площадь составляет не менее 8 км2. Двадцать две значи-
тельные по размерам наледи, объем льда которых колеблется от 2,8
до 500 тыс. м2, зафиксированы Н. И. Чижовой (1966). Их общая пло-
щадь составляет более 2,2 км2. Дебит источников, могущих формиро-
вать наиболее крупные из этих наледей, должен достигать 500 л!сек.
Наледи горных рек Алдана обладают иногда значительными мощ-
ностями льда. Так, С. М. Фотиевым (1964) в начале июля 1958 г.
в долине р. Бол. Нерюнгры зафиксирована наледь мощностью 6 м.
Близкую по мощности наледь отмечает В. Р. Алексеев в долине руч.
Биракан (правый приток р. Тимптона). В упоминавшейся работе
Н. И. Чижовой указывается 8-метровая мощность наледного льда
в верховье левого притока руч. Курунг-Хоонку. По свидетельству мест-
ных жителей, мощность ледяных полей верховьев рек Алдана и Тимп-
тона достигает 10 м (Работнов, 1937).
Развитие наледных процессов в пределах Алданского кристалли-
ческого массива тесно связано с тектонической раздробленностью
пород, с районами молодых тектонических подвижек. Многие наледи
приурочены непосредственно к разломам, причем располагаются они
либо цепочкой в долине одной какой-то реки, на участке ее совпадения
с разломом, либо образуют линию наледей, приуроченных к нескольз-
ким речным долинам, если они пересекают разлом.
Распространение наледей в бассейнах рек Лены, Вилюя и верховьев
Оленека. В бассейнах Лены и Вилюя наледи весьма немногочисленны
и приурочены к песчаной Бестяхской террасе р. Лены и ее аналогам
в долине р. Вилюя. В верховьях р. Оленека наледи приурочены к осно-
ванию трапповых возвышенностей. Все они связаны с постоянно дейст-
вующими источниками подмерзлотных и межмерзлотных вод.
Наиболее изученными являются наледи источников Булус и Ула-
хан-Тарын, расположенные на правом берегу р. Лены и неоднократно
описанные в литературе (Максимов, Толстихин, 1941; Ефимов, 1952;
Анисимова, 1960). Работами последних лет уточнены площади, сред-
ние мощности и объемы льда указанных двух наледей, а также дебиты
источников, формирующих их. Все эти сведения отражены в табл. 8
по данным режимных наблюдений, проведенных в 1963—1964 гг. Инсти-
тутом мерзлотоведения СО АН СССР.
Таблица 8
Характеристика наледей и источников Булус и Улахаи-Тарыи
Источник Размеры наледи Дебит источника, л/сек
площадь, км2 объем, млн. м3 рассчитанный по приращению объема льда определенный гидро- метрически в осеннюю межень
Улахан-Тарын 0,77 1,32 156 152
Булус 0,5 0,88 103 90
Другие наледообразующие источники правобережья Лены распо-
ложены в долинах рек Менды и Таммы. На Вилюе известны крупные
наледи в районе Сунтарской излучины.
Появление источников связано с наличием хорошо отсортирован-
ных аллювиальных песков, обладающих высокими фильтрационными
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
71
свойствами, и озер, являющихся неперемерзающими очагами питания
подземных вод через подозерные талики (Анисимова, 1960).
Весьма незначительные по размерам наледи были отмечены при
геологических съемках на притоках Вилюя и Лены, в пределах разви-
тия ордовикских и силурийских отложений, на контакте их с дайками.
Однако детальные описания этих наледей отсутствуют.
Некоторые общие вопросы распространения и формирования нале-
дей. Изложенные выше данные по распространению наледей на терри-
тории Якутии дает возможность определить некоторые наиболее общие
закономерности распространения и формирования наледей в связи с
геоморфологическими, геологическими и тектоническими условиями.
Коротко остановимся на значении рельефа в распределении нале-
дей. В качестве наиболее общей закономерности на первый план высту-
пает отчетливое тяготение наледей к горным районам, включая как
приводораздельные участки, так и подножия гор. Однако статистиче-
ская обработка данных о распределении наледей позволяет несколько
уточнить это положение и вскрыть некоторые дополнительные фак-
торы их размещения в рельефе.
Анализу было подвергнуто распределение наледей в пределах Вер-
хоянской наледной области: отдельно для западного склона Верхоян-
ского хребта в пределах бассейна р. Лены, восточного склона в преде-
лах бассейнов рек Омолоя и Яны и южной части хребта в пределах
бассейна Алдана.
Для получения представительных данных по всем трем наледным
районам были составлены графики (рис. 12) и вариационные диаграммы
распределения наледей по размерам и высотам (рис. 13). Общее коли-
чество наледей, вошедших в расчет, — 527. Достоверность этих графи-
ков примерно одинакова, что дает обоснование для соответствующих
сопоставлений. Приведенные рисунки позволяют отметить:
1. Общее сходство в начертании вариационных кривых северо-
западного и северо-восточного склонов Верхоянской цепи и сущест-
венное различие между распределением наледей на этих склонах и в
Южном Верхоянье.
2. Между кривыми распределения наледей западного и восточного
склонов имеются и некоторые отличия. Они заключаются в том, что
левая ветвь кривой распределения наледей восточного склона сдви-
нута вправо (вверх) примерно на 250 м и значительно более растянута
в сравнении с правой ветвью; интервал наибольшего распространения
наледей западного склона располагается на отметках 250—450 м, а
восточного — соответственно 650—950 м\ правая ветвь кривой, постро-
енной для западного склона, растянута относительно левой ветви. Та-
ким образом, обе кривые являются как бы зеркальным отображением
одна другой.
3. Кривая распределения наледей в Южном Верхоянье (бассейн
р. Алдана) в целом растянута, не имеет четко выраженного максимума
и свидетельствует о широком и равномерном распространении наледей
в интервале высот от 400 до 1100 м. Начало ее еще более сдвинуто
вправо, в сторону возрастания высот формирования наледей.
Таким образом, общее сходство в начертании кривых распростра-
нения наледей на западном и восточном склонах Верхоянской цепи как
бы подчеркивает близость морфологии этих склонов. Анализ положе-
ния местных базисов эрозии и некоторых факторов, усложняющих про-
цесс наледообразования, позволяет выявить причину различия деталей
в начертании этих кривых.
Положение базиса эрозии речных долин западного склона опреде-
ляется отметками поверхности Приленской равнины, равными при-
72
ГЛАВА II. ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
мерно 100—200 м. Начиная от этих отметок, происходит резкое увели-
чение высот до 1000—1300 м и затем весьма постепенное их возраста-
ние до отметок водораздела 1700—2000 м. Кривая распределения.нале-
дей западного склона в точности соответствует такому строению склона:
она резко воздымается до отметок максимального распространения
наледей (250—450 л) и затем очень плавно, с небольшим перегибом,
Рис. 12. График зависимости площади наледей от высоты местности
их расположения
а — распределение наледей на западном склоне Верхоянского хребта,
6 —' распределение наледей на восточном склоне Верхоянского хребта;
в —- распределение наледей в Южном Верхоянье
/ —’ средние значения высот местности и размеров наледей, 2 — кри-
вая встречаемости наледей по размерам (мелкие точки обозначают
высоту расположения и размер наледей)
ФИЗИКО ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
73
приближается к максимальным отметкам, как бы подчеркивая этим
постепенное нарастание высот к водоразделу.
Менее четкое высотное положение базисов эрозии наледных рек
восточного склона, отметки которых возрастают от 200 м на севере до
450 м на юге, определяет общую растянутость левой части кривой рас-
пределения наледей восточного склона и ее смещение на 200 м в сто-
рону больших высотных отметок. Однако этим различием в высотном,
положении базисов эрозии нельзя объяснить еще более существенную
разницу в высотных отметках области максимального распространения
наледей, которая сдвинута на восточном склоне уже на 400 м в срав-
нении с западным и приурочена к отметкам 650—950 м. Такое возра-
стание максимальных отметок области преимущественного формирова-
ния наледей связано здесь с особенностями морфологии восточного-
Рис 13 График распределения встречаемости наледей по высотам. Со-
ставили Н. М Никитина и О. Н Толстихин
/ — кривая встречаемости иаледей иа западном склоне Верхоянского
хребта, 2 — то же, на восточном склоне Верхоянского хребта, 3 — то же,
в Южном Верхоянье
склона, в частности с упоминавшейся системой впадин, расположен-
ных между хребтами Орулган и Сиетенджинским, в этих впадинах
сосредоточено большое количество наледей. Речные долины пересекают
Сиетенджинский хребет примерно на отметках 550—700 м, а несколько
выше расположены наиболее высоконаледные участки.
И, наконец, весьма растянутая кривая распределения наледей в
Южном Верхоянье отражает распределение наледей в сложно постро-
енной горной стране, с широкой вариацией высот речных долин и водо-
раздельных пространств Региональное повышение основного базиса
эрозии до 250—300 м и здесь нашло отражение в том, что начало кри-
вой еще более сдвинуто вправо, в сторону больших абсолютных отметок.
Таким образом, распределение наледей по высотам связано с поло-
жением базисов эрозии долин наледных рек и другими особенностями
морфологии наледных районов.
Рассмотрим вопрос о размерах наледей и их зависимости от
рельефа. Наиболее крупные наледи, площади которых измеряются
десятками квадратных километров, формируются в особо благоприят-
ных условиях разгрузки подземных вод. Как правило, такие условия
создаются на сравнительно низких отметках, в глубоко врезанных и
хорошо разработанных речных долинах. Исключение составляют круп-
ные наледи, связанные с региональными разломами, и наледи высоко-
горных районов современного оледенения, где аналогичные условия
питания обусловлены подтоком ледниковых вод в сочетании со значи-
тельной долей снежного питания.
Для получения объективной картины зависимости размеров нале-
дей от абсолютных высот были произведены расчеты средних значе-
ний площадей наледей для различных интервалов высот и нанесены на
74
ГЛАВА II. ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
графики распределения наледей (см. рис. 12). На этих графиках видно,
что для восточного склона Верхоянского хребта наблюдается отчетли-
вая тенденция снижения размеров наледей по мере возрастания высот-
ных отметок последних. На западном склоне хребта эта закономер-
ность намечается при размерах наледей более 5 км2 и резко прояв-
ляется для наледей размером более 10 км2. В районе Южного
Верхоянья снижение размеров наледей по мере возрастания высот проис-
ходит очень плавно, причем отмечается один резкий пик наледей вели-
чиной от 5 до 10 км, обусловленный, вероятно, влиянием высокогорных
наледей юго-западного склона хр. Сунтар-Хаята.
Анализ общего распределения наледей и их площадей в пределах
рассматриваемых районов показывает, что характер кривых, в общем,
отвечает сложности геоморфологических условий формирования
наледей.
При сопоставлении схемы распространения наледей с неотектони-
ческой схемой Якутии прежде всего обращает на себя внимание сов-
падение основных наледных районов с областями значительных неотек-
тонических движений. Это видно на примере распространения наледей
в северо-восточной части Якутии (О. Толстихин, 1965, 1966а).
Действительно, максимальное количество наледей, в том числе
гигантских, сосредоточено в пределах цепи Черского, относящейся
к области контрастных новейших движений и интенсивной блоковой тек-
тоники. К этой же неотектонической области могут быть отнесены и
наледи хр. Сунтар-Хаята.
Высокие показатели наледности сочетаются здесь с различными
водоносными комплексами — карбонатными, вулканогенными и терри-
генными, возраст которых варьирует от нижнепалеозойского до кайно-
зойского. Районы наибольшего развития наледей отчетливо тяготеют
к участкам распространения карбонатных палеозойских водоносных
комплексов. Обилию выходов подземных вод здесь, по всей видимости,
способствовал ряд следующих обстоятельств.
а) во-первых, наличие разновысотных межгорных впадин. В этих
случаях наиболее высоко поднятые впадины могут являться областями
питания подземных вод, а наиболее низкие — областями их разгрузки.
Тектонические разломы, ограничивающие эти впадины, обеспечивают
интенсивное движение подземных вод и сохранение таликов в условиях
мощной и низкотемпературной эоны многолетнемерзлых пород;
б) во-вторых, как уже указывалось, несовпадение водоразделов
поверхностных и подземных вод, обусловленное интенсивной тектони-
ческой раздробленностью пород и сочетанием последней с карбонат-
ными закарстованными водоносными комплексами;
в) в-третьих, перераспределение подземных вод между гидрогео-
логическими структурами третьего порядка вследствие продолжаю-
щихся вертикальных перемещений отдельных блоков.
Несколько обособленное положение по условиям формирования
наледей занимает хр. Сунтар-Хаята. В его пределах отсутствуют меж-
горные впадины. Их роль как источников питания подземных вод ка-
кой-то мере принимают на себя ледники, а в формировании наледей,
особенно в горной части, — снег. Таким образом, не относительные
перемещения, как это наблюдалось в системе хр. Черского, а значи-
тельные абсолютные поднятия хребта, которые вывели его водораз-
дельную часть выше границы снегов, определили здесь благоприятную
обстановку для формирования наледей.
Анализ распределения наледей в пределах горных сооружений и
плоскогорий Алданского кристаллического массива позволяет сделать
вывод, что и здесь значительное количество наледей сосредоточено
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
75
в районах активных неотектонических движений, в частности прилегаю-
щих к так называемому «Главному надвигу».
Значительно меньшей относительной наледностью (до 1%) обла-
дают большинство районов Верхоянской цепи и район Момского хребта,
относящегося к наледной области цепи Черского. Эти районы отно-
сятся к области преимущественно монолитных пологих мезо-кайнозой-
ских и кайнозойских сводовых поднятий. И'хотя абсолютная величина
поднятий постплиоценового времени велика и достигает для Верхоян-
ской цепи 1000 м., а для Момского хребта — 2000 м, отсутствие устой-
чивых и крупных по площади районов питания и систем разломов, обу-
словливающих циркуляцию подземных вод, снижает ресурсы послед-
них и, как следствие, интенсивность наледообразовательных процессов.
Единственным исключением является здесь наледный район бас-
сейнов рек Омолоя и Батынтая. Но этот район повышенной наледности
совпадает с системой небольших межгорных впадин, к которым приу-
рочены верховья наледных рек — притоков Омолоя и Батынтая. И хотя
впадины эти очень нечетко выражены в рельефе, тем не менее их
положение между хребтами Орулган и Сиетенджинским позволяет
в какой-то мере сопоставить их с впадинами области контрастных новей-
ших движений.
И, наконец, обширные территории Яно-Оймяконского нагорья, Юка-
гирского, Алазейского и Кондаковского плоскогорий, относящиеся
к области малоконтрастных новейших тектонических движений и слабых
недифференцированных поднятий, практически лишены наледей, за
исключением окраинных районов, прилегающих к горным сооружениям
и наиболее высоко поднятым участкам, в пределах которых ощутимо
проявляется разрывная тектоника.
Следующим существенным геологическим фактором наледообразо-
вания является литологический состав пород и их фильтрационные свой-
ства. Так, наледи Центральной Якутии сосредоточены исключительно
в низовьях рек, пересекающих Бестяхскую террасу долины р. Лены или
ее аналоги в долине р. Вилюя. Эти наледи образованы многодебит-
ными источниками, выходящими в основании этой террасы и питающи-
мися водами водораздельных подозерных таликов (Анисимова, 1960),
водами водоносных горизонтов дочетвертичного возраста. Сохранению
здесь устойчивых таликовых зон способствуют высокие фильтрационные
свойства водоносных пород и благоприятные геотермические условия,
связанные с менее интенсивным промерзанием рыхлых песчаных нако-
плений (Ефимов, 1952).
Другой пример определяющего влияния состава водоносных пород
на формирование наледей относится уже к восточной части территории
Алданского кристаллического массива — району Гонамского плоско-
горья. Это плоскогорье, сложенное карбонатными закарстованными
отложениями нижнего кембрия, является устойчивой областью питания
подземных вод. Дренаж и формирование наледей осуществляются в
долинах р. Гонама и его притоков, расчленяющих кембрийские отло-
жения до подстилающих их кристаллических пород архея и протерозоя.
Здесь литологический фактор сочетается уже с благоприятными струк-
турными условиями формирования наледей.
Как уже было отмечено, распределение наледей в пределах налед-
ных областей часто бывает неравномерным, реже намечаются линейные
зоны повышенной наледности. Такие зоны приурочены либо непосред-
ственно к русловой или присклоновой части долины реки, либо пере-
секают под каким-то углом долины нескольких рек. Намечаются налед-
ные зоны трех типов: 1) линии зон, совпадающие с речными долинами,
морфологически представленные цепочкой наледей, протягивающихся
76
ГЛАВА II. ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
непосредственно по руслу реки, иногда сливающихся между собой; 2)
линии склонов горных хребтов, которые пересекаются несколькими реч-
ными долинами; наледи образуются в этих речных долинах на пере-
сечении последних с соответствующей линией; 3) наледные линии зон,
приуроченные к подножию горных хребтов. Эти, казалось бы, чисто
морфологические различия таят в себе определенный генетический
смысл (О. Толстихин, 1966а).
Таким образом, наледи являются показателем гидрогеологического
строения территории, водоносности пород и тектонических разломов,
естественных ресурсов подземных вод. С этих позиций представляло бы
интерес рассмотреть также и полыньи, широко развитые на притоках
р. Индигирки, в русле Анюя и особенно на реках Южной Якутии,
однако отсутствие систематизированных материалов не позволяет это
сделать.
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
К геологическим факторам формирования подземных вод Якутии
в первую очередь относятся тектонические структуры, состав и мощ-
ность геологических формаций, неотектоника и связанные с нею моло-
дые зоны тектонических нарушений.
Геологическое строение территории Якутии сложно и разнообразно,
что определяется приуроченностью ее к двум существенно различным
в геологическом отношении территориям — восточной окраине Сибир-
ской платформы (Западная Якутия) и Верхояно-Чукотской складчатой
области (Восточная Якутия). Кроме того, в пределы Юго-Западной
Якутии заходят структуры Байкало-Патомской складчатой области
(Мокшанцев и др., 1964; «Геология Сибирской платформы», 1966).
Существенные различия в геологическом строении и, как следст-
вие, в гидрогеологии Западной и Восточной Якутии побуждают рас-
сматривать геологические факторы формирования подземных вод раз-
дельно по каждой из указанных территорий.
Западная Якутия
По особенностям геологического строения в Западной Якутии выде-
ляются следующие крупные структуры: Алданская и Анабарская анте-
клизы, Тунгусская и Вилюйская синеклизы (рис. 14, см. вкладку).
Алданская антеклиза является структурным выступом, центральная
часть которого (Алданский щит) сложена кристаллическими породами
фундамента. Наиболее древние (архейские) образования Алданского
щита делятся на иенгрскую, тимптонскую и джелтулинскую серии, в
составе которых преобладают различного рода гнейсы и кристалличе-
ские сланцы.
Магматические породы этого возраста представлены аляскитовыми
и биотит-амфиболовыми гранитами, гранито-гнейсами и сильно грани-
тизированными породами.
Породы нижнего протерозоя, как и архея, широко представлены
различными гнейсами, кристаллическими сланцами, кварцитами, квар-
цито-песчаниками и конгломератами, а также мраморами и кальцифи-
рами. Магматический протерозойский комплекс содержит лейкократо-
вые, биотитовые и биотит-амфиболовые граниты, а также породы габбро-
анортозитового ряда.
Отложения верхнего протерозоя, развитые в краевых частях Алдан-
ского щита и на его северном склоне, представлены уже осадочными
породами, в нижней части разреза которых преобладают кварцевые и
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
77
кварц-полевошпатовые песчаники, часто с конгломератами в основании,
а в верхней и средней—преимущественно карбонатные породы (изве-
стняки и доломиты).
Северный склон Алданской антеклизы представляет собой моно-
клиналь. В ее пределах фундамент и перекрывающие его породы верх-
непротерозойского и нижнекембрийского возраста полого погружаются
на северо-запад, северо-восток и север от Алдано-Ленского субмери-
дионального поднятия соответственно к Березовской и Учуро-Майской
впадинам и Вилюйской синеклизе. В этих же направлениях возрастает
и мощность осадочного чехла, которая в Учуро-Майской впадине пре-
вышает 2800 м.
Кембрийские отложения, составляющие основную часть разреза
северного склона Алданской антеклизы, представлены преимущественно
карбонатными породами. К востоку от Алдано-Ленского поднятия в их
составе преобладают глинисто-известковые разности, а к западу — гип-
соносные и соленосные. Количество каменной соли не остается постоян-
ным в разрезе, оно возрастает в северо-западном направлении, и в раз-
резе Олекминской скважины суммарная мощность соли составляет уже
не менее 200 м.
В южной части Алданского щита расположена система близширот-
ных южноякутских мезозойских впадин, выполненных мощной (3—
4 км) толщей преимущественно угленосных отложений юрского воз-
раста, подстилаемых на северных бортах впадин верхнепротерозой-
скими и нижнекембрийскими карбонатными толщами. Впадины асим-
метричны. Осевые части смещены к югу. Северные крылья широкие
и пологие, характеризуются спокойным залеганием пород осадочного
чехла, южные — узкие и крутые, характеризуются максимальными мощ-
ностями осадков, осложнены гребневидной складчатостью и интенсив-
ной блоковой тектоникой.
Магматические породы мезозойского возраста представлены щелоч-
ноземельными и щелочными разностями алданского комплекса и гра-
нитоидами хр. Станового.
Анабарская антеклиза представляет собой обширное поднятие,
осложненное структурами второго и последующих порядков. Наиболее
приподнятая северо-западная его часть представлена Анабарским сво-
дом, в центре которого обнажены кристаллические породы фундамента,
перекрытые на крыльях верхнепротерозойскими и нижне-среднекембрий-
скими отложениями.
На северо-востоке антеклизы расположено Оленекское поднятие,
в апикальной части которого также выведены на поверхность архейские
образования фундамента. Центральная часть Оленекского поднятия
осложнена Кютюнгдинским прогибом, выполненным осадками верхнего
кембрия, нижнего карбона и перми.
Существенной особенностью Оленекского поднятия является то,
что крутопадающими взаимно пересекающими разломами оно разбито
на систему блоков. Размеры блоков преимущественно 0,5—2 км в попе-
речнике, с амплитудами относительных подвижек до 3000 м.
Анабарский свод и Оленекское поднятие соединяются Уджинской
седловиной. К северу от нее расположена Анабаро-Оленекская впа-
дина, к югу — Суханская. В свою очередь Суханская впадина совместно
с Верхне-Мунской и Верхне-Маркокинской образуют пологий Средне-
Оленекский прогиб, окаймляющий Анабарский свод с юга и востока.
В наиболее прогнутой части прогиба мощность осадочных отложений
верхнего протерозоя и нижнего палеозоя достигает 3000—4000 м.
Наиболее древние — архейские отложения Анабарской антеклизы
представлены в основном гнейсами и кристаллическими сланцами, в
78
ГЛАВА II. ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
подчиненном количестве — амфиболитами. В разрезе они подразделены
на далдынскую, верхнеанабарскую, хапчагайскую и верхнеламуйскую
серии. Магматические породы представлены аляскитовыми и лейкокра-
товыми гранитами.
В составе верхнепротерозойских образований выделяются красно-
цветные отложения, слагающие нижнюю часть разреза, и терригенно-
карбонатные, тяготеющие к его верхней части.
Мощность верхнепротерозойских пород по периферии Анабарского
щита не превышает 500 м, во впадинах и в Уджинской седловине воз-
растает до 2500 м.
Отложения кембрийской системы в пределах Анабарской анте-
клизы развиты наиболее широко и представлены всеми тремя отде-
лами. Среди них преобладают карбонатные породы, в подчиненном ко-
личестве находятся сланцы битуминозные и кремнистые. Для западных
склонов Анабарской антеклизы характерна повышенная гипсоносность
отложений нижнего кембрия. Общая мощность кембрийских отложений
достигает 1500 м.
Тунгусская синеклиза, являющаяся крупнейшей структурой Сибир-
ской платформы, входит в пределы Якутии своей восточной окраиной.
От расположенной восточнее Вилюйской синеклизы она отделена Боту-
обинской седловиной и Ангаро-Вилюйской зоной разломов; с Анабар-
ской антеклизой на северо-западе сочленяется по Вилюйско-Котуйской
зоне разломов; на юге ограничена Непским остаточным поднятием.
В строении восточной части Тунгусской синеклизы участвуют кар-
бонатные и терригенно-карбонатные отложения нижнего палеозоя —
кембрия, ордовика и силура, в составе которых преобладают извест-
няки и доломиты, часто загипсованные и соленосные (в кембрии). Их
мощность достигает 1000 м.
Отложения девона представлены только нижним и средним отде-
лами, в разрезе которых выделяется толща гипсоносных и местами со-
леносных карбонатно-терригенных пород мощностью менее 300 м.
Верхняя часть разреза Тунгусской синеклизы представлена терриген-
ными отложениями среднего — верхнего карбона и перми и терригенно-
вулканогенными отложениями преимущественно триаса. В составе верх-
непалеозойских отложений преобладают песчаники, аргиллиты и алев-
ролиты с линзами конгломератов и пластами углей. В верхней части
разреза перми появляются туфогенные образования, получившие наи-
большее развитие уже в триасе. Мощность каменноугольных отложе-
ний составляет 250 м, пермских менее 200 м, триасовых более 150 м.
В верхней части пермской и низах триасовой систем широко рас-
пространены пластовые интрузии траппов и их туфы. Мощность вулка-
ногенных образований трапповой формации в восточной части Тунгус-
ской синеклизы не более 250—600 м, в западном направлении она воз-
растает и в центральной части синеклизы (уже за пределами Якутии)
достигает 3000 м.
Вилюйская синеклиза представляет собой крупную впадину, распо-
ложенную в восточной части Сибирской платформы и выполненную
главным образом мезозойскими терригенными осадками, мощность ко-
торых во внутренней части синеклизы достигает нескольких тысяч
метров.
Северная и южная границы синеклизы определяются выходами
палеозойских пород. В восточном направлении Вилюйская синеклиза
постепенно сливается с Приверхоянским прогибом. Мезозойские отло-
жения полого погружаются к внутренним частям синеклизы и почти
горизонтально залегают в ее центральной части. В пределах синеклизы
намечается несколько структурных поднятий и впадин, часть которых
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
79
сформировалась уже к началу мезозоя. В юго-западной части сине-
клизы расположены Кемпендяйская и Игыаттинская впадины, разде-
ленные Сунтарским поднятием. На границе синеклизы с Приверхоян-
ским прогибом расположены Линденская и Лунхинская впадины. Они
разделяются Средне-Вилюйским (Хапчагайским) поднятием и прости-
раются на восток в пределы Приверхоянского прогиба.
Отложения докембрия и нижнего палеозоя непосредственно в пре-
делах Вилюйской синеклизы не изучены.
Отложения среднего палеозоя — средне-верхнедевонские и нижне-
каменноугольные— выполняют Ыгыаттинскую и Кемпендяйскую впа-
дины. Они представлены мощной (свыше 1000 м) вулканогенно-оса-
дочной толщей, включающей базальтовые покровы (Ыгыаттинская впа-
дина и южная часть Кемпендяйокой), а также петроцветными гипсо-
носными и соленосными осадками (северная часть Кемпендяйской
впадины).
Разрез мезозойских отложений Вилюйской синеклизы начинается
мощной толщей песчаников, содержащих линзы конгломератов и гра-
велитов, чередующихся с алевролитами и аргиллитами. Соотношение
пород непостоянно по площади и мощности. Возраст их определяется
от нижнего триаса до среднего лейаса включительно. Максимальной
мощности (не менее 1600 м) они достигают в восточной части сине-
клизы, в пределах Лунхинской впадины. По направлению на юг, на
Средне-Вилюйском поднятии, мощность по сейсмическим данным зна-
чительно сокращается.
Отложения верхнего лейаса представлены преимущественно гли-
нисто-алевролитовыми породами, значительно выдержанными по пло-
щади и мощности, последняя в различных разрезах изменяется от 40—
50 до 70 м. Отложения среднего отдела юры представлены песчано-
алевролитовыми породами с конгломератами в основании. Их мощ-
ность в различных разрезах изменяется от 120 до 500 м.
Верхнеюрские — нижнемеловые отложения образуют единую угле-
носную толщу и характеризуются преобладанием мелкозернистого тер-
ригенного материала. Мощность этих отложений в прибортовых частях
Вилюйской синеклизы около 500 м, а в Лунхинской и Линденской впа-
динах возрастает до 5000—6000 м.
Верхнемеловые отложения представлены преимущественно песками
с прослоями глин и алевролитов. Их мощность варьирует от 150—
200 м по периферии синеклизы и увеличивается до 1100 м на южном
борту Линденской впадины.
Палеогеновые и неогеновые отложения в пределах Вилюйской
синеклизы распространены незначительно.
Четвертичные отложения представлены преимущественно аллювием
рек Лены, Вилюя и их притоков. На небольшой площади распростра-
нены ледниковые, водно-ледниковые и озерные отложения. Среди чет-
вертичных отложении наибольший интерес в гидрогеологическом отно-
шении представляют песчаные накопления Бестяхской террасы р. Лены
и их аналоги в долине р. Вилюя.
Ангаро-Вилюйский прогиб является западным продолжением Вилюй-
ской синеклизы. Структура имеет значительную (до 1000 км) протя-
женность в широтном направлении, сравнительно небольшую глубину
прогибания (до 200 м) и весьма ограниченную мощность выполняю-
щих ее мезозойских (юрских) терригенных отложений.
Приверхоянский прогиб представляет собой крупную отрицательную
структуру, простирающуюся вдоль долины Лены до устья Алдана, а
затем отклоняющуюся к востоку до устья р. Амги, выполненную преи-
мущественно юрскими и меловыми отложениями, подстилаемыми триа-
80
ГЛАВА II. ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
совыми и верхнепалеозойскими осадками. В приплатформенной части
прогиба развиты пологие структуры, в пригеосинклинальной — широко
распространены гребневидные складки, осложненные надвигами и сбро-
сами.
Китчанским поперечным поднятием прогиб разделяется на две
части: северную — Ленскую—-и южную — Алданскую (Пущаровский,
1960). В пределах этих частей в свою очередь установлено несколько
впадин и разделяющих их поднятий. В северной части это Булунская,
Джарджанская, Собопольокая и Линденская впадины, разделенные
Джарджанским и Юндюлюнгским поднятиями, в южной — Лунхинская,
Келинская и Томпонская впадины и Тукуланское поднятие.
Впадины прогиба характеризуются резким увеличением мощности
верхней части мезозойского разреза (юра, мел) при пологом, почти
горизонтальном, залегании пород. В пределах поднятий обнажаются
породы нижнего мезозоя и палеозоя, собранные в складки, осложнен-
ные надвигами и сбросами со значительными амплитудами переме-
щений.
Наиболее древние (протерозойские) отложения вскрыты в преде-
лах прогиба Джарджанской скважиной на глубине 1518 м, где они
представлены кристаллическими сланцами, кварцитами и гнейсами.
Кроме того, смятые в складки верхнепротерозойские, палеозойские
и нижнемезозойские образования вскрываются в Хараулахском под-
нятии.
В своде Джарджанского поднятия обнажены девонские гипсонос-
ные отложения мощностью более 1000 м.
Отложения верхнего палеозоя (пермские) выходят на поверхность
в сводовых частях антиклиналей Китчанского поднятия и в краевых
зонах Приверхоянского прогиба. На склоне Оленекского поднятия они
представлены терригенными породами — песчаниками и алевролитами
мощностью около 250 м. В пределах Джарджанской впадины отложе-
ния, условно отнесенные к пермским, встречены в интервале 1343—
1518 м. Залегают они непосредственно на породах протерозойского воз-
раста и представлены песчаниками, алевролитами и аргиллитами.
Терригенные отложения триаса и частично нижней юры представ-
лены преимущественно песчаниками и песчано-глинисто-алевролито-
выми 'породами, мощность которых изменяется от 300—400 м на севере
и юге Приверхоянского прогиба до 1500 м. в его центральной части.
В пределах Китчанского выступа мощность этих отложений составляет
900—1000 м, в районе устья р. Вилюя — более 500 м. Нижне-среднеюр-
ские отложения подразделяются на две толщи — нижнюю, сложенную
преимущественно алевролито-глинистыми осадками, и верхнюю, сло-
женную песчаниками. Мощность глинисто-алевролитовых отложений от
100—150 м на платформенном крыле Приверхоянского прогиба увели-
чивается к его центральной части, достигая на Усть-Вилюйской пло-
щади 820 м. Мощность верхней толщи колеблется от 100—300 до 700—
800 м.
Отложения верхней юры и нижнего мела представлены угленос-
ными осадками, в составе которых преобладают песчаники (нижняя
часть разреза), и ритмично чередующимися песчано-глинистыми поро-
дами, содержащими пласты углей. Мощность отложений достигает
3000—3500 м.
Верхнемеловые отложения представлены мощной (более 1000 м),
толщей континентальных осадков — песками и сравнительно слабо сце-
ментированными песчаниками, иногда с прослоями конгломератов, алев-
ролитов и глин.
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
81
Неогеновые отложения максимально развиты в Нижне-Алданской
(Келинской) впадине, где их мощность достигает 700—1000 м. По сос-
таву они представлены песками, часто грубозернистыми, с редкими
прослоями глин, алевролитов и бурых углей.
Нюйско-Джербинская впадина расположена между Пеледуйским
поднятием (на западе) и Уринским антиклинорием (на востоке). С юга
впадина ограничена складчатыми структурами Патомской дуги, на
севере перекрыта мезозойскими образованиями Вилюйокой синеклизы
и Ангаро-Вилюйского наложенного прогиба. В строении впадины участ-
вуют карбонатные и терригенно-карбонатные соленосные отложения
верхнего протерозоя и кембрия и карбонатно-терригенные отложения
ордовика и силура. Общая мощность осадочных пород превышает
3000 м. Породы, слагающие впадину, собраны в складки северо-восточ-
ного простирания, местами сильно нарушенные разломами значительной
амплитуды.
Березовская впадина расположена вдоль северо-восточной ветви
Байкальской складчатой области. Она выполнена осадками верхнего
протерозоя, кембрия, ордовика и силура.
Отложения верхнего протерозоя выходят на поверхность только
в пределах Уринского антиклинория и вскрыты Олекминской и Нама-
нинской скважинами на восточном крыле впадины. Они представлены
в нижней части разреза песчаниками и конгломератами, в средней —
глинисто-алевролитовыми и в верхней терригенно-карбонатными поро-
дами, местами содержащими гипс и ангидрит. Мощность верхнепроте-
розойсиих отложений превышает 1000 м.
Кембрийская система представлена всеми тремя отделами. Пре-
обладающими в составе нижне- и среднекембрийских отложений явля-
ются карбонатные породы, содержащие пласты каменной соли (иногда
мощностью до нескольких десятков метров). Широким развитием поль-
зуются гипсы и ангидриты. Количество пластов гипсов, ангидритов и
каменной соли не остается постоянным. Больше всего пластов камен-
ной соли вскрыто буровыми скважинами в отложениях пестроцветной
толбачанской и чарской свит нижнего кембрия и метегерской свиты
среднего кембрия. Мощность этих отложений 2000 м.
Отложения верхнего кембрия представлены пестроцветной верхо-
ленской свитой, сложенной преимущественно переслаивающимися доло-
митами, известняками, мергелями с включениями и отдельными пла-
стами гипса. Мощность отложений около 300 м.
Отложения ордовика начинаются толщей карбонатных и песчано-
глинистых пород, среди которых наибольшим развитием пользуются
известняки, доломиты и мергели с прослоями песчаников, алевролитов
и глин; мощность этих отложений около 600 м. Выше залегают терри-
генные отложения — глины, алевролиты, аргиллиты, кварцевые пес-
чаники и подчиненные им известняки, мергели и доломиты с тонкими
прослоями гипса. Их мощность около 350 м.
Отложения силурийской системы представлены доломитами, сме-
няющимися в верхней части разреза пестроокрашенными мергелями и
аргиллитами. Мощность отложений около 300 м.
Лено-Анабарский прогиб расположен к западу от устья р. Лены.
С юга он ограничен Анабарским массивом, с севера — складчатыми
структурами кряжей Чекановского и Прончищева. Протяженность про-
гиба 600 км, ширина 120—150 км. Северное крыло прогиба крутое,
южное — пологое. Прогиб разделяется на Нижне-Ленскую и Анабаро-
Оленекскую впадины. Амплитуда прогибания Нижне-Ленской впадины
в мезозое достигает 2000 м. Анабаро-Оленекская впадина имеет форму
82
ГЛАВА II. ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
полуовала, вытянутого в южном направлении. Амплитуда прогибания
ее по подошве отложений валанжшнского яруса 1500—1800 м.
В строении прогиба принимают участие мощные толщи терриген-
ных отложений юры и мела, подстилаемых терригенными, туфогенными
и вулканогенными толщами нижней перми и нижнего триаса.
Нижнепермские отложения выходят на северном склоне Анабар-
ского поднятия. Это песчаниковая толща мощностью до 300 м. Выше
залегают пирокластические породы нижнего триаса — туфобрекчии,
туфы, пирокластические породы — туфобрекчии, туфы, туфопесчаники и
туфоалевролиты с покровами базальтов. Общая мощность отложений
до 450 м.
Отложения среднего и верхнего отделов триаса представлены мор-
скими и континентальными терригенными разностями — аргиллитами,
сланцеватыми глинами с прослоями мергелей, песчаниками иногда с
прослоями конгломератов. Суммарная мощность отложений достигает
1200—1300 м.
Отложения юрской и меловой систем терригенные и составляют
основную часть разреза Лено-Анабарского прогиба. Их мощность пре-
вышает 2000 м.
Восточная Якутия
Главными тектоническими элементами Восточной Якутии явля-
ются Верхояно-Чукотская складчатая область, включающая в себяВер-
хояно-Колымскую складчатую систему, Колымский, Омолонский и Охот-
ский срединные массивы и структуры Анюйско-Чукотской складчатой
системы.
К Верхояно-Колымской складчатой системе относятся Верхоянская
и Момо-Полоусная антиклинальные и Яно-Индигирская синклинальная
зоны.
Верхоянская антиклинальная зона выражена в рельефе одной из
крупнейших горных систем Северо-Востока — Верхоянской. Она вклю-
чает Западно-Верхоянский мегантиклинорий и Сетте-Дабанский горст-
антиклинорий. На севере Верхоянская антиклинальная зона делится на
две ветви: западную — Анабаро-Оленекскую и северо-восточную, веро-
ятно, простирающуюся в направлении к Котельническо-Ляховской
складчатой системе.
Западно-Верхоянский мегантиклинорий протягивается на 1300 км
от р. Томпо вдоль долины Алдана и Лены до побережья моря Лап-
тевых.
Он состоит из нескольких антиклинальных структур третьего и бо-
лее низких порядков—Хараулахской, Орулганской, Куранахской и
Быларской. В северо-западном направлении простирается Анабаро-
Оленекская ветвь Верхоянской антиклинальной зоны, окаймляющая
с севера Лено-Анабарский прогиб. Указанные структуры в свою оче-
редь включают линейные сильно вытянутые или коробчатые складки
с обычными крутыми падениями пород на крыльях.
В ядре антиклинориев обнажаются породы нижней части верхоян-
ского комплекса — карбона и перми; крылья и мульды синклиналей
сложены образованиями верхней перми и триаса. Наиболее древние
породы нижнего и среднего палеозоя выведены на поверхность в Харау-
лахском антиклинории.
С Приверхоянским прогибом Западно-Верхоянский мегантиклино-
рий сочленяется по системе разрывных нарушений.
Сетте-Дабанский горст-антиклинорий протягивается вдоль восточ-
ного края Сибирской платформы южнее и восточнее Западно-Верхоян-
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
83
ского мегантиклинория. Он представляет собой сложную тектоническую
структуру, сочлененную с Приверхоянским прогибом по сложному на-
двигу. В его пределах по особенностям тектонического строения выде-
ляются три различные части: северная, средняя и южная.
В северной части на поверхность выведены преимущественно кемб-
рийские отложения; центральная, наиболее приподнятая, сложена мош-
ной толщей осадков верхнепротерозойского возраста; южная характе-
ризуется развитием протерозойских отложений в ядрах узких антикли-
налей и кембрийских — на крыльях и в синклинальных структурах.
Складчатые дислокации Сетте-Дабана существенно осложнены блоко-
выми подвижками по крупным .зонам разломов и во многих случаях
Представляют собой горст-антиклинали и грабен-синклинали.
Разрез Верхоянской антиклинальной зоны с некоторой долей услов-
ности может быть разделена на две части: нижнюю, охватывающую
отложения верхнего протерозоя и преимущественно нижнего палеозоя
до нижнекаменноугольного времени, и верхнюю, включающую отложе-
ния верхнего палеозоя и нижнего мезозоя.
Нижняя часть разреза широко представлена в хр. Сетте-Дабан на
юге и хр. Хараулах на севере Верхоянской антиклинальной зоны. Она
характеризуется широким развитием в разрезе терригенно-карбонатных
разностей пород, включая мощные пачки известняков, доломитов, доло-
митизированных известняков и мергелей, иногда пластов гипса и анги-
дрита, чередующихся с песчаниками, сланцами, алевролитами, пла-
стами интрузивов. Верхняя часть разреза развита на остальной терри-
тории Верхоянской антиклинальной зоны. В ней исключительную роль
играют песчаники, сланцы, аргиллиты и алевролиты, интенсивно дисло-
цированные и обладающие весьма плотным сложением.
Момо-Полоусная антиклинальная зона окаймляет с северо-запада
и юго-востока Колымский срединный массив и включает Полоусный,
Тас-Хаяхтахский, Омулевский (Момский) горсты-антиклинории.
Полоусный горст-антиклинорий орографически представлен кря-
жами Селенняхским, Полоусным и хр. Улахан-Сис, сложенными кри-
сталлическими породами протерозоя и терригенно-карбонатными осад-
ками палеозоя и мезозоя. С зоной глубинных разломов, отделяющих
Полоусный горст-антиклинорий от расположенного севернее одноимен-
ного синклинория, связаны линейно вытянутые массивы гранитоидов
позднемезозойского магматического комплекса.
Тас-Хаяхтахский гор ст-антиклинорий орографически охватывает
большую часть горных сооружений цепи Черского. В структурном отно-
шении он представляет собой сложную систему складчато-блоковых
поднятий, антиклинальных и синклинальных структур, существенно на-
рушенных зонами разломов В поднятых с различной амплитудой бло-
ках на поверхность выведены докембрийские нижне- и среднепалеозой-
ские отложения Северо-восточное крыло горст-антиклинория опущено
по глубинному разлому, вдоль которого образовалась Момо-Селеннях-
ская система наложенных впадин. С осевой частью связан пояс батоли-
Тйческих интрузий гранитоидов, возникших на стыке двух разновоз-
растных толщ—мезозойской сланцево-песчаной и палеозойской терри-
генно-карбонатной (Некрасов, 1962).
Омулевский (Момский) горст-антиклинорий расположен в бас-
сейне верхнего течения р. Момы и орографически выражен хребтами
цепи Черского — Улахан-Чистай, Гармычанский, Арга-Тасский и др.
В тектоническом отношении они представляют собой складчато-глыбо-
вые поднятия, в составе которых в свою очередь выделяется несколько
более мелких блоковых поднятий, разделенных грабен-синклиналями.
В ядрах положительных структур обнажены отложения нижнего и сред-
84
ГЛАВА II ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
него палеозоя, их крылья и синклинали сложены интенсивно дислоциро-
ванными осадками верхоянского комплекса.
Геологический разрез Момо-Полоусной антиклинальной зоны сло-
жен весьма разнообразными по составу и возрасту породами. Наиболее
древние (докембрийские), выходящие на поверхность в Селенняхском
кряже, представлены амфиболитами, гнейсами и кристаллическими
сланцами. Нижний и средний палеозой в различных фациальных обла-
стях Момо-Полоусной антиклинальной зоны представлен либо терри-
генными песчано-сланцевыми, либо терригенно-карбонатными поро-
дами. В средней и верхней частях разреза палеозойских отложений и
низах мезозоя (нижний триас) отчетливо преобладают уже терриген-
ные породы, возрастает значение вулканогенных фаций. Примерно та-
кой же состав сохраняется и в остальной части мезозойского разреза,
но увеличивается роль эффузивно-осадочных отложений в верхней юре,
верхнем мелу и палеогене. Однако отложения верхнего мезозоя и палео-
гена, залегающие с отчетливым угловым несогласием на более древних
породах и приуроченные к позднегеосинклинальным наложенным впа-
динам, диагенетически изменены весьма слабо в отличие от нижележа-
щих пород, подвергавшихся процессам складчатости. Мощность осадоч-
ных формаций рассматриваемой зоны измеряется многими километ-
рами.
Существенное значение в геологическом строении Момо-Полоусной
антиклинальной зоны имеют верхнемезозойские линейно вытянутые
интрузии преимущественно гранитоидного состава, приуроченные к кон-
тактам палеозойских и верхнемезозойских осадков.
Яно-Индигирская синклинальная зона представляет собой обшир-
ную область, заключенную между Верхоянской и Момо-Полоусной анти-
клинальной зонами. В строении ее принимают участие в различной сте-
пени дислоцированные терригенные отложения верхнего палеозоя
(в южной части), триаса и юры (в центральной и северной).
В пределах зоны выделяется несколько складчато-глыбовых под-
нятий, разделенных синклиналями. Наиболее крупные поднятия — Сун-
таро-Лабынкырское и Адычанское — представляют собой погребенное
продолжение Охотского срединного массива. На севере зоны выде-
ляется Куларский антиклинорий. К наиболее крупным синклинальным
структурам относятся Сартангский, Иньяли-Дебинский, Южно-Верхо-
янский и Полоусный синклинории. Границы между указанными склад-
чато-глыбовыми поднятиями и синклиналями совпадают во многих слу-
чаях с зонами глубинных разломов и проявляются в наличии цепочек
мелких гранитных интрузий или дайковых сериях. Мощность осадоч-
ных формаций в пределах Яно-Индигирской синклинальной зоны изме-
ряется километрами.
К срединным массивам и впадинам платформенного типа отно-
сятся Колымский, Омолонский и Охотский массивы и Приморская впа-
дина.
Колымский срединный массив является одной из наиболее древних
структур Верхояно-Чукотской складчатой области. Его платформенный
чехол сложен мощной толщей палеозойских, мезозойских и кайнозой-
ских осадков. Данные о возрасте фундамента отсутствуют.
Восточная граница массива протягивается по Колымскому глубин-
ному разлому, юго-западная совпадает с северо-восточным крылом Тас-
Хаяхтахского антиклинория, западная и северная скрыты под толщей
кайнозойских отложений и проводятся условно в основании складча-
тых сооружений хр. Полоусного.
Внутри Колымского массива намечается несколько структурных
поднятий, разделенных широкими и пологими впадинами, выполнен-
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
85
ними верхнемезозойскими и кайнозойскими отложениями. Наиболее
крупным является Алазейское поднятие, занимающее восточную часть
одноименного плоскогорья. Центральная часть поднятия представляет
собой горст, ограниченный разломами.
Геологический разрез центральной части Колымского массива до-
стоверно не изучен. Наиболее древние докембрийские образования
известны только в поднятых блоках Приколымского горст-антиклино-
рия, расположенного восточнее, где они представлены различными гней-
сами, амфиболитами, прорываемыми интрузиями гнейсифицированных
гранитов, кварцитами и кристаллическими сланцами.
Верхняя часть докембрия, менее метаморфизованная, представ-
лена карбонатно-терригенной формацией, в составе которой преобла-
дают мраморизованные известняки, доломиты и мергели, переслаиваю-
щиеся с кварцитами и глинистыми сланцами. Мощность ее 1000—
1500 м.
Общая мощность докембрийских образований измеряется несколь-
кими километрами.
В основании платформенного чехла Колымского массива залегают
ордовикские отложения, представленные мраморизованными известня-
ками и кремнисто-глинистыми сланцами мощностью до 1700 м. Сред-
няя и верхняя части разреза образованы отложениями среднего палео-
зоя и мезозоя, в составе которых основная роль принадлежит осадочно-
вулканогенным породам, а на юге массива, в пределах Индигиро-Зы-
рянской впадины, — угленосными породами юры и мела. Суммарная
мощность вулканогенно-осадочных отложений платформенного чехла
Колымского массива составляет не менее 4—5 км, возрастая на юге
массива более чем до 8 км при обычном весьма пологом залегании этих
отложений.
Илин-Тасский мегантиклинорий орографически выражен горными
сооружениями Момского хребта — кряжами Андрей-Тас и Салтаса-
Тас. С севера мегантиклинорий ограничен Индигиро-Зырянской впади-
ной Колымского массива, с юга — Момо-Селенняхской системой нало-
женных впадин. Сложен мегантиклинорий преимущественно отложе-
ниями юры и мела, и лишь в наиболее приподнятых его блоках выве-
дены на поверхность породы палеозойского основания.
Приколымский горст-антиклинорий простирается к востоку от до-
лины Колымы и орографически охватывает большую часть Юкагир-
ского плоскогорья. Он существенно нарушен многочисленными разло-
мами различной протяженности и амплитуды и имеет складчато-глыбо-
вое строение. В своде горст-антиклинория обнажены позднеархейские,
Протерозойские и нижне-среднепалеозойские породы, а по периферии
и в ядрах отдельных синклиналей — верхнепалеозойские и мезозойские.
В составе образований, слагающих Приколымский горст-антикли-
норий, присутствуют кристаллические и метаморфические породы
(архей, ранний докембрий), терригенно-карбонатные толщи, включаю-
щие мраморы, мраморизованные известняки и доломиты (нижний и
средний палеозой и мезозой).
Приомолонский синклинорий является северо-восточным продол-
жением Иньяли-Дебинского синклинория. Он расположен в южной
части Юкагирского плоскогорья и охватывает также территорию Су-
гойского нагорья. На западе Приомолонский синклинорий ограничен
Яхордонским глубинным разломом, на востоке, уже за пределами Яку-
тии, примыкает к Омолонскому массиву, на севере перекрывается Олой-
ской впадиной.
В сложении синклинория участвуют главным образом триасовые
и юрские терригенные отложения, образующие линейные складчатые
86
ГЛАВА II ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
структуры. Характерно наличие многочисленных гранитоидных интру-
зий позднемезозойского магматического комплекса.
Охотский массив в пределах Якутии представлен лишь своим север-
ным периклинальным погружением. Древние породы массива пере-
крыты здесь чехлом полого залегающих верхнемезозойских эффузивов
Охотско-Чаунского вулканогенного пояса, выполняющих Куйдусунскую
наложенную впадину, и верхнепалеозойскими терригенными породами,
слагающими Сунтаро-Лабынкырское складчато-глыбовое поднятие.
Приморская впадина платформенного типа охватывает северную
часть территории Северо-Восточной Якутии. С юга она ограничена
структурами хребтов Полоусного и Улахан-Тас, на востоке сливается
с Колымским срединным массивом, а на севере погружается под уро-
вень Восточно-Сибирского моря. Впадина сложена преимущественно
верхнемезозойскими, палеогеновыми и неогеновыми осадками. В ее
пределах намечаются два погребенных массива (Хромский и Шелон-
ский), где глубина залегания фундамента повышается до 2—3 тыс. м.
Кроме Верхояно-Колымской складчатой системы в Северо-Восточ-
ную Якутию простираются структуры Анюйско-Чукотской, Котельни-
ческо-Ляховской складчатых систем и Охотско-Чаунского вулканоген-
ного пояса.
К Анюйско-Чукотской складчатой системе относятся Анюйская
антиклинальная зона, Березовская складчатая зона и Олойская впа-
дина.
В пределах Якутии все три указанные структуры сложены преиму-
щественно мезозойскими терригенными отложениями, в которых нема-
лая роль принадлежит эффузивным образованиям.
Котельническо-Ляховская складчатая система включает одноимен-
ные антиклинальную и синклинальную зоны. Первая обрамляет с за-
пада Новосибирский массив, включая палеозойские складчатые соору-
жения Новосибирских островов. Наиболее приподнятые структуры этой
зоны содержат в ядрах метаморфические образования раннего проте-
розоя, а возможно, и позднего архея. На крыльях структур развиты
преимущественно отложения среднего — верхнего палеозоя и мезозоя
Широко распространены разрывные нарушения.
Большое значение в строении Северо-Восточной Якутии имеют
молодые наложенные впадины верхнемезозойского и кайнозойского воз-
раста. Выраженные в современном рельефе межгорными депрессиями,
располагающимися на разных абсолютных отметках, впадины в струк-
турном отношении представляют собой грабен-синклинали, выполнен-
ные мощными толщами грубых кластических, реже вулканогенных осад-
ков верхнего мезозоя и кайнозоя.
Наиболее крупными из них являются впадины Момо-Селенняхской
системы — Уяндинская, Эльгено-Буюндинская, Верхне-Нерская, Оймя-
конская и Туостахская; наиболее высоко поднятыми — Чибагалахская,
Верхне-Догдинская и др.
Неотектоника
Особое гидрогеологическое значение в условиях многолетнемерз-
лой зоны имеют неотектонические факторы формирования подземных
вод. В частности, зоны молодых кайнозойских разломов, не консолиди-
рованные мерзлотными процессами, могут являться и во многих слу-
чаях являются путями питания и разгрузки подземных вод. Контраст-
ность неотектонических движений предопределяет возникновение во
впадинах мощных накоплений грубых кластических осадков. Хорошие
фильтрационные свойства этих осадков в сочетании с высокими напо-
геологические факторы
87
рами подземных вод обусловливают благоприятную обстановку для
сохранения от промерзания водоносных горизонтов. Основываясь на
материалах И. А. Резанова и В. М. Кочеткова (1962), коротко рас-
смотрим основные черты неотектоники Якутии.
В пределах платформенной части Якутии неотектонические дви-
жения проявились наиболее резко на территории южной части Алдан-
ской антеклизы. Они связаны здесь с зонами глыбового тектогенеза
(дива) и привели к формированию наложенных мезо-кайнозойских глы-
бовых структур («Геология Сибирской платформы», 1966). Главнейшим
является здесь Становой (Южно-Якутский) глубинный разлом, с кото-
рым широко связаны надвиги и интенсивная складчатость в юрских
отложениях. С субширотными зонами разломов Алданского щита свя-
заны также мезозойские щелочные и щелочноземельные интрузии.
В центральной и северной частях платформы неотектонические
движения проявлялись в форме неравномерных эпейрогенических опу-
сканий с возникновением соответствующих впадин, выполненных нео-
геновыми и четвертичными отложениями. Наиболее крупной отрица-
тельной структурой такого типа является обширная Вилюйская впа-
дина, выполненная аллювиально-озерными осадками, некоторые впа-
дины Приверхоянского прогиба, например Келинская впадина.
Значительно энергичнее и разнообразнее протекали неотектониче-
ские движения в восточной части Якутии. По интенсивности и контраст-
ности неотектонических движений здесь выделяется несколько различ-
ных областей.
1. Область недифференцированных опусканий.
2. Область малоконтрастных новейших тектонических движений и
слабых недифференцированных поднятий.
3. Область преимущественно монолитных мезо-кайнозойских сво-
довых поднятий.
4. Область контрастных новейших движений и интенсивной бло-
ковой тектоники.
5. Область интенсивной разрывной тектоники и вулканической дея-
тельности в мезозойское и кайнозойское время.
Рассмотрим наиболее характерные черты неотектоники выделен-
ных областей.
Область недифференцированных опусканий охваты-
вает территорию Приморской и Колымской низменностей, составляю-
щих соответственно северную часть Приморской синеклизы и наиболее
опущенную часть Колымского срединного массива. Мощный покров
кайнозойских отложений, достигающий здесь нескольких сотен метров,
свидетельствует о значительном и устойчивом опускании территории.
Толща четвертичных отложений нивелирует впадины и тектонические
зоны дочетвертичного возраста, а преимущественно суглинистый сос-
тав слагающих ее отложений способствует в условиях низких темпера-
тур глубокому промерзанию.
Область м а л о к он т р а с т н ы х новейших тектониче-
ских движений и слабых недифференцированных под-
нятий охватывает Яно-Оймяконское нагорье, Алазейское и Юкагич-
ское плоскогорья. Неотектонические движения в этой части территории
Восточной Якутии проявились в слабом и сравнительно равномерном
ее воздымании, значительно отстававшем от растущих горных цепей
Верхоянской и Черского. Почти повсеместная равномерность процессов
поднятия и денудации привела к сглаживанию первичного горного
рельефа и образованию плоскогорий.
Область преимущественно монолитных мезо-кай-
нозойских сводовых поднятий охватывает территорию Верхо-
88
ГЛАВА II. ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
янского и Момского хребтов. В пределах Верхоянского хребта
неотектонические движения проявились в форме значительных
и неравномерных поднятий, амплитуда которых только в постплиоце-
новое время достигает 1000 м. Наиболее значительные поднятия уже
в межледниковое и послеледниковое время претерпела южная часть
Верхоянья: межледниковый врез речных долин в хр. Сетте-Дабан до-
стигает 400 м. (Баранова, Бискэ, 1964). Однако и иа севере Верхоян-
ской горной страны, в хребтах Хараулах и Орулган, врез межледнико-
вых долин в троги среднечетвертичного оледенения достигает 200—
250 м. (Смирнов, 1961).
Существенное изменение претерпела речная сеть Северного Вер-
хоянья в связи с воздыманием Сиетенджинского хребта в постплиоце-
новое время.
Такая же величина постплиоценовых поднятий отмечается и по
Момскому хребту. Она восстанавливается по наличию мощных (до
500 м) пролювиальных конусов выносов позднеплиоцен-раннечетвер-
тичных галечников, образовавшихся у подножия хребта.
Область контрастных новейших движений и интен-
сивной блоковой тектоники охватывает Полоусненско-Верхне-
колымскую антиклинальную зону, включая цепь Черского, кряжи Поло-
усный и Улахан-Тас. Неотектонические движения на этой обширной тер-
ритории проявились наиболее отчетливо в пределах хр. Черского и
привели к образованию интенсивно расчлененного горного рельефа со
значительными абсолютными отметками и относительными превыше-
ниями водоразделов над межгорными впадинами и долинами. Наиболь-
шие суммарные неотектонические поднятия горных хребтов Северо-
Востока оцениваются Н. И. Николаевым (1962) в 1500—2000 м. Лишь
миоцен-плиоценовые поднятия в верховье р. Индигирки достигают
1000 м (Баранова, Биеке, 1964). Несколько меньшие значения имеют
деформации плиоценовой поверхности выравнивания кряжей Полоус-
ного и Улахан-Тас. По данным И. А. Резанова (1964), они ие превы-
шают 200 м, причем здесь не образовалось межгорных впадин, подоб-
ных впадинам хр. Черского.
Область интенсивной разрывной тектоники и вул-
канической деятельности в мезозойское и кайнозой-
ское время охватывает часть хр. Сунтар-Хаята и юг Яно-Оймякон-
ского нагорья, простираясь южнее вдоль побережья Охотского моря
на территорию Чукотки и образуя известный Охотско-Чукотский вулка-
ногенный пояс. Неотектонические движения проявились в формирова-
нии многочисленных зон глубинных разломов, послуживших путями
проникновения на поверхность магматических расплавов, образовавших
мощные толщи эффузивов Охотско-Чукотского пояса. Последовавшие
затем подвижки блокового характера привели в свою очередь к сущест-
венному разнообразию в строении рельефа территории этого пояса.
Приведенные данные о геологических факторах формирования под-
земных вод Якутии позволяют сделать следующие выводы.
В соответствии с геоструктурным планом территории Якутии в пре-
делах ее западной платформенной части возникли благоприятные усло-
вия для формирования сложно построенных бассейнов пластовых вод
различного типа циркуляции. В восточной части республики бассейны
пластовых вод смогли возникнуть лишь в пределах Приморской впа-
дины и Колымского срединного массива. На остальной территории
Восточной Якутии, сложенной складчатыми горными сооружениями и
плоскогорьями, а также в пределах Алданского и Анабарского масси-
вов образовались условия, благоприятные для формирования преиму-
щественно бассейнов трещинных вод. И лишь в межгорных впадинах
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
89-
и тектонических прогибах, выполненных мощными толщами мезозойских
и кайнозойских осадков, сформировались артезианские бассейны меж-
горного типа.
Различие в геоструктурных условиях формирования подземных вод
Западной и Восточной Якутии подчеркивается неодинаковой литологией
пород, слагающих водоносные комплексы. Так, в западной части Яку-
тии наряду с терригенными породами большое значение имеют карбо-
натные отложения, образующие в ряде случаев обширные карстовые
массивы, являющиеся областями питания подземных вод. Наличие гало-
генных и гипсоносных фаций обусловливает в свою очередь значитель-
ное разнообразие химического состава и степени минерализации под-
земных вод — от пресных до рассолов.
В восточной и южной частях Якутии преобладают интенсивно
дислоцированные терригенные, а также кристаллические и метамор-
фические породы, что благоприятствует формированию пресных и
ультрапресных подземных вод. Карбонатные отложения имеют здесь
подчиненное значение и способствуют лишь обводнению отдельных
участков и сравнительно незначительному увеличению минерализации
вод некоторых источников.
Гидрогеологические условия горноскладчатых сооружений Восточ-
ной Якутии существенно осложнены неотектоническими движениями.
Они, способствуя сохранению и формированию таликовых зон, во мно-
гом предопределяют неравномерность распределения естественных ре-
сурсов подземных вод и выходов их на поверхность. Кроме того, они
создают условия, благоприятные для перераспределения подземных
вод между поднимающимися и опускающимися блоками гидрогеологи-
ческих структур.
Глава III
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Гидрогеологические условия Якутской АССР определяются многими
пригородными факторами и прежде всего — геологическим строением,
послужившим основой для гидрогеологического районирования. Выде-
ление гидрогеологических районов первого порядка произведено по гео-
структурным признакам (Толстихин, 1962, Зайцев и Толстихин, 1963).
Районы второго и третьего порядков выделены по структурным и стра-
тиграфо-литологическим признакам, определяющим либо преобладаю-
щее развитие тех или иных водоносных комплексов, либо особые ус-
ловия формирования подземных вод. При определении границ гидро-
геологических структур учитывались мощности водоносных комплексов
и мерзлой зоны для оконтуривания первых от поверхности водоносных
комплексов, содержащих воду в жидкой фазе (рис. 15, Толстихин,
1947).
Недостаточно ясно, как выделять наложенные гидрогеологические
структуры, появление которых связано с неотектоническими процесса-
ми или с развитием устойчивых водоносных таликов. Широкое распро-
странение таких таликовых районов сейчас ни у кого не вызывает сом-
нений, а вот вопрос о взаимоотношении их с основными гидрогеологи-
ческими структурами остается пока невыясненным. Неодинаково воз-
действуют и процессы промерзания на подземные воды в различных
гидрогеологических структурах и на емкость последних как вместилищ
подземных вод. Эти факторы также нашли отражение в гидрогеологи-
ческом районировании.
В соответствии с общим структурным планом территории Якутии
в ее пределах намечены три крупные гидрогеологические системы:
1) Восточно-Сибирская система артезианских бассейнов и гидрогеологи-
ческих массивов; 2) Верхояно-Колымская система гидрогеологических
массивов, криогенных и артезианских бассейнов и 3) Патомо-Витим-
ский* гидрогеологический массив (см. прилож. 1).
Описание гидрогеологических структур этцх систем произведено
от наиболее крупных к меньшим. Необходимо также иметь в виду, что
помимо подмерзлотных вод, которые положены в основу районирования,
и характеристики большинства водоносных комплексов в пределах мно-
гих гидрогеологических структур имеются надмерзлотные и межмерз-
лотные воды различных таликов.
* К Патомо-Витимскому гидрогеологическому массиву в пределах территории Яку-
тии относится очень небольшая площадь — в основном она простирается в пределы
Иркутской области и описана в XIX томе монографии «Гидрогеология СССР».
ВОСТОЧНО-СИБИРСКАЯ СИСТЕМА АРТЕЗИАНСКИХ БАССЕЙНОВ
91
ВОСТОЧНО-СИБИРСКАЯ СИСТЕМА АРТЕЗИАНСКИХ
БАССЕЙНОВ И ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКОЕ РАЙОНИРОВАНИЕ
Восточно-Сибирская система артезианских бассейнов и гидрогеоло-
гических массивов включает в себя артезианские бассейны (Якутский,
Хатангский, моря Лаптевых, Тунгусский и Ангаро-Ленский) и гидрогео
логические массивы (Оленекский, Анабарский и Алданский)
EEk !=k E=F FF* FF FF FE*
Рис. 15 Схема соотношения миоголетиемерзлых и талых пород иа севере
Алданского крыла Якутского артезианского бассейна. Составил О Н. Тол-
стихин
/—известняки кембрийского возраста, 2— песчаники и алевролиты юр-
ского возраста, 3 — песчаники и алевролиты мелового возраста, 4 — под-
мерзлотиые водоносные комплексы, 5 — граница поверхности многолетне
мерзлых пород, 6 — граница полностью промороженных комплексов,
7 — граница водоносного комплекса меловых отложений, 8 — граница во-
доносного комплекса юрских отложений В плане первый от поверхности
водоносный комплекс показан широкой полосой, полностью проморожен-
ные породы — узкой полосой
Якутский артезианский бассейн занимает основную часть Западной
Якутии. В гидрогеологическом отношении этот бассейн представляет
собой сложную водонапорную систему, верхние горизонты которой пре-
имущественно проморожены. Отдельные части бассейна значительно от-
личаются друг от друга в структурном отношении, по характеру водо-
носных комплексов, условиям их залегания и составу формирующихся
в них подземных вод. Все это позволяет выделить структуры второго
порядка и дать раздельное их описание.
Центральную часть Якутского артезианского бассейна образует
Лено-Вилюйский артезианский бассейн второго порядка, приуроченный
к Вилюйской синеклизе и Приверхоянскому прогибу.
На некоторых схемах гидрогеологического районирования (Ильина
и др., 1962, Басков, Зайцев, 1963) восточная часть Лено-Вилюйского
бассейна выделяется в самостоятельную гидрогеологическую Структу-
ру—Приверхоянский гидрогеологический район. Однако провести
границу между бассейном и этим районом, которая в какой-то мере
определялась бы водоразделом подземных вод или сменой условий
их формирования, не представляется возможным. Более того, в области
92
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
вероятного сочленения этих структур расположено несколько впадин, и
они подчеркивают условность такого разделения.
Основными дренирующими артериями бассейна являются долины
рек Лены и Вилюя (среднее и нижнее течение), Алдана (нижнее тече-
ние) и их более мелкие притоки. Однако дренирующая возможность
указанных долин существенно ограничивается наличием многолетне-
мерзлых пород значительной мощности и низким пьезометрическим
уровнем подмерзлотных вод.
Гидрогеологические особенности бассейна определяет мощная, до-
стигающая в центральной части его нескольких тысяч метров мезозой-
ская терригенная водоносная формация, ниже которой залегают вулка-
ногенно-терригенные, галогенные и терригенно-карбонатные водоносные
комплексы палеозоя и, возможно, верхнего протерозоя.
В четвертичных отложениях и приповерхностных горизонтах юр-
ских, неогеновых и меловых отложений локализованы порово-пластовые
воды, приуроченные к таликам различного происхождения.
В периферических частях Лено-Вилюйского бассейна водоносные
комплексы юрских и меловых отложений выклиниваются и полностью
промерзают, что предопределяет в значительной мере дефицит напоров,
проявляющийся в центральной части Лено-Вилюйского бассейна в весь-
ма низких пьезометрических уровнях и образовании естественной деп-
рессионной воронки, происхождение которой объясняется по-разному
(Толстихин, 1955; Косолапов, 1963).
Сквозные таликовые окна сами по себе не решают проблемы пита-
ния пластовых вод из-за наличия водоупоров, препятствующих взаимо-
связи вод таликовых зон с подмерзлотными. Такой вывод может быть
подтвержден соотношением подземных вод талика, детально разведан-
ного у г. Якутска по периферии Белого озера, и подмерзлотных вод,
вскрытых скважиной в 1 км на юго-восток от Белого озера (рис. 16).
Это обстоятельство, а также низкий пьезометрический уровень подмерз-
лотных вод препятствуют дренированию водоносных комплексов речны-
ми долинами. Исключение составляет район Сангарского угольного ме-
сторождения, где геотермическая аномалия и соответствующее сниже-
ние мощности зоны многолетнемерзлых пород сочетаются с таликом
в долине р. Лены и тектоническими разломами, что обусловливает сток
подмерзлотных вод верхнего горизонта в долину этой реки.
Таким образом, Лено-Вилюйский артезианский бассейн по праву
может быть отнесен к артезианским бассейнам, не выходящим за преде-
лы сплошной мерзлой зоны (Толстихин, 1947). При большой мощности
зоны пресных вод промерзание охватило весьма значительную
часть разреза и достигло 500—600 м. Нижняя граница многолетне-
мерзлых пород здесь близка к поверхности пояса положительных
температур.
Источники питания подмерзлотных вод Лено-Вилюйского бассейна
пока еще не определены. Наиболее достоверной областью питания яв-
ляется поле развития закарстованных водообильных кембрийских отло-
жений северного склона Алданской антеклизы*.
В пределах Лено-Вилюйского артезианского бассейна намечено
несколько структур третьего порядка.
Китчанский артезианский бассейн приурочен к одно-
именному структурному поднятию. В его пределах юрские и нижнеме-
ловые породы смяты в линейные складки и существенно уплотнены.
Нижне-Алданский бассейн представляет собой впадину,
Это положение дискуссионно и нуждается в детальном изучении. — Прим. ред.
ВОСТОЧНО СИБИРСКАЯ СИСТЕМА АРТЕЗИАНСКИХ БАССЕЙНОВ
93
выполненную мощной (более 700 м) толщей терригенных неогеновых
отложений, в гидрогеологическом отношении пока не изученных
Непосредственно к северу от Лено-Вилюйского артезианского бас-
сейна простирается Нижне-Ленский артезианский бассейн второго по
рядка, приуроченный к северной части Приверхоянского прогиба Его
южная граница условно проведена по широте Мунского поднятия По
геологическому строению и мерзлотным условиям у этого бассейна мно-
го общих черт с Лено-Вилюйским, но он слабее изучен Основной дре-
Рис 16 Схематический гидрогеологический профиль по линии Белое озеро — Стекольный завод
в г Якутске
/—•пески водоносные 2 — глинистые и аргиллитовые водоупорные породы 3 — песчаники н
алевролиты, 4 — песчаники с прослоями конгломератов 5 — известняки доломиты 6 — кристал
лические породы фундамента 7— граница поверхности многолетнемерзлых пород 8 — минерали
зацня (а/л) и преобладающие ионы подземных вод 9 — скважина черным закрашен водоносный
интервал (интервал поглощения промывочной жидкости) стрелкой н цифрой показаны напор и
глубина залегания уровня от поверхности земли, м
пирующей артерией бассейна является долина р Лены, однако ее влия-
ние ограничено большими мощностями зоны многолетнемерзлых пород,
достигающими 500—600 м В северо-западном направлении бассейн от-
крыт в сторону Хатангского артезианского бассейна
Верхняя часть гидрогеологического разреза бассейна представлена
терригенными породами мезозойского возраста, в состав которых вхо-
дят водоносные комплексы меловых, юрских и триасовых отложений,
подстилаемые отложениями верхнего палеозоя и протерозоя
К западу от Нижне-Ленского располагается Оленекский артезиан-
ский бассейн второго порядка, центральная его часть приурочена к Су-
ханской впадине Бассейн дренируется долиной р Оленека Судя по
наличию круглогодичного стока, здесь возможна взаимосвязь подзем-
ных и поверхностных вод, хотя мощность зоны отрицательных темпера-
тур составляет не менее 1000 м Осадочный чехол бассейна представ-
лен терригенно карбонатными породами кембрия и, по-видимому, верх-
него протерозоя, в которых можно ожидать высокоминерализованные
карстово-пластовые воды с отрицательной температурой в верхней ча-
сти разреза Условия питания и разгрузки подземных вод бассейна не
исследованы
94
ГЛАВА III ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
К югу от Оленекского бассейна продолжается обширное поле рас-
пространения преимущественно карбонатных отложений кембрийского
возраста, для которых характерно общее падение в сторону Вилюйской
синеклизы. Моноклинальное залегание пород, осложненное наличием
небольших впадин, дает возможность выделить здесь в качестве струк-
туры второго порядка Мархинское крыло Якутского артезианского бас-
сейна. Территория его дренируется долинами рек Тюнга, Мархи и Мар-
коки. Водоносные комплексы бассейна представлены терригенно-карбо-
натными, карбонатными, гипсоносными и галогенными породами пре-
имущественно кембрийского и верхнепротерозойского комплексов. Ло-
кально обводнены нижние горизонты силурийских и ордовикских от-
ложений.
Мощность пояса отрицательных температур в пределах Мар-
хинского крыла Якутского бассейна (по данным замеров в Мархин-
ской опорной скважине) достигает 1300 м. Однако мощность зоны мно-
голетнемерзлых пород не превышает здесь 200 м, так как глубже зале-
гают водоносные комплексы, содержащие рассолы, охлажденные ниже
нуля. Такие рассолы были встречены и при разведке трубок «Удачная»
и «Мир», что свидетельствует о значительной площади их распростра-
нения.
В пределах Оленекского артезианского бассейна второго порядка
и Мархинского крыла (Якутского) процессам промерзания подверглись
преимущественно карбонатные отложения, в том числе гипсоносные или
галогенные. Это обстоятельство привело к полному промерзанию прес-
ных вод, формированию у нижней поверхности многолетнемерзлых по-
род своеобразной переходной зоны, в пределах которой соленые и соло-
новатые межмерзлотные воды сочетаются с линзами пресных и соло-
новатых льдов.
На юго-западной окраине Якутского бассейна выделяется Средне-
Ленский артезианский бассейн второго порядка, охватывающий не-
сколько более мелких разновозрастных артезианских бассейнов домезо-
зойского возраста: Нюйско-Джербинский, Ыгааттинский,
Кемпендяйский и Березовский.
Дренируется Средне-Ленский артезианский бассейн долиной р. Ле-
ны, а отдельные его структуры, кроме того, долинами рек Пеледуя,
Нюи, Джербы и Вилюя, по берегам которых известны многочисленные
источники пресных и соленых вод.
В бассейне широким распространением пользуются терригенно-кар-
бонатные гипсоносные и галогенные водоносные комплексы нижнего
палеозоя, вулканогенно-терригенные и галогенные комплексы среднего
палеозоя, что в свою очередь обусловливает широкое распространение
разнообразных по составу соленых вод и высококонцентрированных
рассолов. В северной части бассейн,а описываемые водоносные комп-
лексы перекрыты многолетнемерзлыми отложениями юрского возраста.
Ыгааттинский и Кемпендяйский среднепалеозойские артезианские
бассейны третьего порядка простираются в пределы западной части
Лено-Вилюйского бассейна, будучи перекрыты с поверхности водонос-
ными отложениями юрского возраста.
В приповерхностной части разреза юрские отложения промороже-
ны, что ухудшает условия питания глубоко залегающих водоносных
комплексов. Зато условия питания Нюйско-Джербинского и Березов-
ского бассейнов вследствие их расположения в пределах распростране-
ния прерывистой маломощной мерзлой зоны более благоприятны —
восполнение ресурсов подземных вод осуществляется на широко закар-
стованных водоразделах и в речных долинах.
ВОСТОЧНО-СИБИРСКАЯ СИСТЕМА АРТЕЗИАНСКИХ БАССЕЙНОВ
95-
Наконец, самой южной окраинной структурой Якутского бас-
сейна является его Алданское крыло, представляющее собой северный
склон Алданской антеклизы.
Дренирующими артериями являются долины рек Алдана, Амги,
Туолбы и на небольшой площади — долина Лены. Мощность много-
летнемерзлых пород от 300 м в северной части крыла постепенно сни-
жается до 200—100 м в южной, где эти породы прерывисты.
Широкое распространение карстово-пластовых, реже трещинно-пла-
стовых вод, приуроченных преимущественно к карбонатным или терри-
генно-карбонатным водоносным комплексам нижнего кембрия и верх-
него протерозоя, пологое погружение этих водоносных комплексов на
северо-запад и северо — северо-восток от Лено-Алданского субмеридио-
нального поднятия — вот характерные черты гидрогеологии Алданского
крыла. В соответствии с общим структурным планом меняется и соле-
ность вод. Она возрастает (вплоть до появления соленых вод и рас-
солов) в направлении к Березовскому бассейну вследствие увеличения
роли галоидов в разрезе кембрийских отложений. В северо-восточном
направлении пресные или слабосолоноватные воды достигают южной
границы Лено-Вилюйского бассейна.
В северной части Алданского крыла кембрийские, водоносные комп-
лексы перекрыты с поверхности многолетнемерзлыми породами юрского
возраста.
Незначительная мощность и прерывистость мерзлой зоны в цент-
ральной и южной наиболее приподнятых частях Алданского крыла в со-
четании с широко развитым карстом обеспечивают устойчивое питание
водоносных комплексов. Большинство притоков Амги и Алдана безвод-
но в летнее время, так как воды их полностью поглощаются карсто-
выми полостями. Дренаж водоносных комплексов осуществляется в до-
линах рек Ботуобии и Лены.
В соответствии с общим структурным планом в составе Алданского
крыла намечены следующие бассейны третьего порядка: Туол бин -
ский, Амгинский и Майский.
Хатангский артезианский бассейн в пределы Якутии простирается
только восточной частью — Анабаро-Оленекским артезианским бассей-
ном второго порядка, приуроченным в структурном отношении к одно-
именной впадине. Бассейн дренируется долинами рек Анабара и
Оленека (нижнее течение рек). Гидрогеология бассейна изучена слабо.
Скважинами, заложенными на востоке бассейна, вскрыты солоноватые
подземные воды в пермских отложениях. В центральной части бас-
сейна предполагаются трещинно-пластовые воды в меловых и юрских
отложениях, а на западе в районе Нордвика — соленые воды и рас-
солы в отложениях среднего палеозоя. Условия питания и разгрузки
подземных вод бассейна не выявлены, но можно предположить, что
значительная мощность мерзлой зоны существенно затрудняет водооб-
мен.
Артезианский бассейн моря Лаптевых. Бассейн простирается на
территорию суши своей южной окраиной, ограниченной с юга Анабаро-
Оленекским антиклинорием, и находится на субмаринном этапе раз-
вития.
Гидрогеология бассейна не изучена. Верхняя часть гидрогеологиче-
ского разреза в пределах акватории моря Лаптевых может иметь над-
мерзлотные водоносные комплексы с солеными водами.
Тунгусский артезианский бассейн занимает обширную территорию
одноименной синеклизы преимущественно за пределами Якутии. Он дре-
нируется долинами рек Оленека и Вилюя. Мощность зоны отрицатель-
96
ГЛАВА III ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
ных температур колеблется в широких пределах — от 200 м на край-
нем юге бассейна до 1000 м и более на севере.
Центральная часть бассейна сложена с поверхности вулканогенно-
осадочными водоносными комплексами, в составе которых основная
роль принадлежит трапповым интрузиям. Значительная мощность мерз-
лой зоны, превышающая мощность выходящих на поверхность интру-
зивных тел, позволяет предположить, что последние полностью промо-
рожены, и наиболее верхним водоносным комплексом являются терри-
генные пермские отложения. На северо-востоке Тунгусского бассейна
водоносность может быть связана с терригенно-карбонатными отложе-
ниями нижнего палеозоя, а возможно, и с подстилающими верхнепроте-
розойскими комплексами. Поэтому здесь могут быть встречены высоко-
минерализованные рассолы, близкие по составу к рассолам Мархин-
ского крыла Якутского бассейна. Там они были вскрыты на борту
Шологонцевского вала, отделяющего Тунгусский бассейн от Якутского.
Указанные особенности строения Тунгусского артезианского бас-
сейна позволяют выделить в его якутской части две структуры второго
порядка — Оленекское крыло и Верхне-Вилюйский артезианский бас-
сейн. Гидрогеологические условия их не изучены.
Ангаро-Ленский артезианский бассейн, приуроченный в структур-
ном отношении к одноименному прогибу, расположен на территории
Иркутской области. В пределы Якутии простирается лишь незначитель-
ная по площади восточная оконечность бассейна, близкая в гидро-
геологическом отношении Нюйско-Джербинскому артезианскому бассей-
ну второго порядка. Детальное описание Ангаро-Ленского артезиан-
ского бассейна приведено в XIX томе монографии «Гидрогеология
СССР».
Оленекский гидрогеологический массив приурочен к одноименному
структурному выступу, в ядре которого обнажены отложения верхнего
протерозоя и архея. Интенсивная трещинная тектоника массива и на;
личие карбонатных нижнекембрийских отложений, слагающих основную
его часть, позволяют предполагать возможность формирования тре-
щинно-карстовых вод и несколько расширить границы массива в срав-
нении со схемой Е. А. Баскова и И. К. Зайцева (1963), впервые выде-
ливших его на схемах гидрогеологического районирования Якутии.
Анабарский криогеологический массив сложен кристаллическими
и метаморфическими породами архея и протерозоя. В орографическом
плане он характеризуется сравнительно слабо расчлененным рельефом
Известно, что мощность зоны активной трещиноватости в гранитах,
различного рода гнейсах, кристаллических и метаморфических сланцах
составляет первую сотню метров, возрастая иногда до 150—200 м. Как
исключение подземные воды встречаются глубже только в локальных
зонах, связанных с тектоническими разломами, а в условиях глубокого
промерзания они возможны лишь в разломах, по которым подвижки
осуществлялись в период становления мерзлой зоны или после этого.
Вследствие высокого коэффициента теплопроводности кристаллически^
и метаморфических пород, суровых климатических условий, отсутствия
крупных водотоков и водоемов и, наконец, весьма ограниченных ресур-
сов трещинно-жильных вод, могущих осуществлять конвективный тепло-
перенос, промерзание такого рода массивов должно быть весьма зна-
чительным (более 1000 м, по подсчетам Ю. Г. Шасткевича) при усло-
вии, что соленые воды на глубине в пределах массива отсутствуют.
Отсутствие значительного количества подземных вод должно было
отрицательно сказаться и на формировании зоны подмерзлотной тре-
щиноватости, так как именно при фазовых переходах происходило ос-
новное разрушение пород этой зоны. Появилась структура, в которой
Рис. 17. Схема взаимодействии миоголетнемерзлых пород и подземных вод в различных мерзлотно-
гидрогеологических условиях
Трещиноватая зона: а — мощность прерывистой мерзлой зоны не превышает мощность трещи-
новатой зоны, б — мощность сплошной мерзлой зоиы соизмерима с мощностью трещиноватой зоны
и незначительно превышает глубину расчленения плато, в — мощность сплошной мерзлой зоиы
многократно превышает мощность выветрелой трещиноватой зоны, ио сопоставима с глубиной
расчленения горного рельефа
1 многолетиемерзлые породы и их граница; 2 — скопления подземных вод — обводненные зоны;
3 —• участки современного питания и разгрузки подземных вод; 4 — направление движения подзем-
ных вод иа стадии формирования зои миоголетнемерзлых пород и подмерзлотиых вод; 5 — зоиы
разломов; 6 — трещиноватость
98
ГЛАВА III ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
подземные воды, вероятно, полностью проморожены, а ниже мерзлой
зоны вероятность встречи подземных гравитационных вод ничтожно
мала и они по своим запасам будут представлять чисто минералогиче-
ский интерес Для подобных гидрогеологических структур предложен
термин «криогеологический массив», так как своим происхождением
они обязаны глубокому охлаждению земных недр, т. е. явлению крио-
генеза.
Алданский гидрогеологический массив с наложенными адартезиан-
скими бассейнами сложен на большей части территории кристалличе-
скими и метаморфическими породами. Дренируется массив долинами
рек Алдана, Тимптона, Гыныма, Гонама, Олекмы.
Рис 18. Схематический гидрогеологический разрез Чульманского адартезианского бассейна. Со-
ставил И. Г Артеменко
1 — отложения юрского возраста, 2 — отложения иижиекембрийского возраста, 3 — архейские кри-
сталлические породы, 4 —участки питания подземных вод, 5 — граница поверхности многолетне-
мерзлых пород, 6 — лииин тектонических нарушений
Мерзлая зона в пределах массива распространена неравномерно.
В центральной, гольцевой части ее максимальная мощность 800 м, при-
чем по периферии массива она имеет сплошное развитие, а в наложен-
ных артезианских бассейнах — прерывистое, в них мощность мерзлой
зоны снижается и не превышает мощности выветрелой зоны. Многолет-
немерзлые породы приурочены преимущественно к склонам северной
экспозиции и днищам речных долин. В этом случае питание гидрогео-
логических массивов осуществляется в основном на водоразделах.
В верхней части склонов подмерзлотные воды безнапорные, ниже воз-
можны напоры, связанные с водоупорной мерзлой зоной. Под руслами
рек и в основании склонов возникают иногда сквозные талики с восхо-
дящими струями подмерзлотных вод, образующих субаквальные источ-
ники. В этом случае процессы промерзания не оказывают такого ре-
шающего воздействия на структуру массива, как это было рассмотрено
выше. Они лишь затрудняют питание подземных вод, обусловливают
возникновение напорной зоны трещиноватости на глубоко промерзших
склонах и в днищах долин (рис. 17, а)
Внутренние впадины массива в гидрогеологическом отношении
представляют собой артезианские и адартезианские структуры, послед-
ние относятся к промежуточным формам между артезианскими бассей-
нами и гидрогеологическими массивами *. Характерной чертой внутрен-
* Условия питания подземных вод подобных впадин на примере Чульманского
бассейна изложены в работе Н А Вельминой и В В. Узембло (1959).
ВОСТОЧНО-СИБИРСКАЯ СИСТЕМА АРТЕЗИАНСКИХ БАССЕЙНОВ
99
них бассейнов Алданского массива являются пологое моноклинальное
залегание пород на северных крыльях, являющихся областями питания,
и резко нарушенное многочисленными зонами разломов интенсивно
дислоцированное залегание пород на южных крыльях (рис. 18). В пре-
делах Алданского массива выделяются Юхт и н о - Ы л л ы м а х с к и й
артезианский бассейн, Чульманский, Токкинский
адартезианские бассейны и Гонамский бассейн грун-
товых пластово-карстовых вод.
ВОДОНОСНЫЕ КОМПЛЕКСЫ
Водоносные комплексы четвертичных отложений
Водоносные комплексы четвертичных отложений платформенной
части Якутии представлены элювиальными, делювиальными, коллюви-
альными, озерными и аллювиальными отложениями, среди которых
могут быть выделены два основных комплекса, различных по условиям
формирования в них подземных вод.
Элювиальные, делювиальные, коллювиальные отложения. Распро-
странение, состав и мощность этих отложений весьма неравномерны.
В горных районах Алданского и на территории Анабарского гидрогео-
логических массивов на площадях развития кристаллических и мета-
морфических пород архея и нижнего протерозоя, на вулканических
плато Тунгусского бассейна эти отложения представлены в основном
крупнообломочными разностями с повышенной льдистостью. Мощность
их изменяется от 1—2 до 10—15 м (подножия крутых склонов гор).
Водоносность этих отложений связана с надмерзлотными водами
сезонноталого слоя, в питании которых основную роль играют атмос-
ферные осадки; в каменистых осыпях и крупноскелетном делювии на
склонах гор некоторая доля питания принадлежит конденсационным
водам. Водообильность отложений непостоянна и колеблется в зависи-
мости от выпадания атмосферных осадков. В дождливое время в гор-
ных районах Южной Якутии часты источники с дебитами от несколь-
ких долей до 1—2 л!сек. Химический состав этих вод близок к составу
атмосферных осадков. Преобладающая минерализация 0,01—0,03 г/л
при гидрокарбонатном натриевом либо гидрокарбонатном кальциевом
составе* (табл. 9, № 1, 2).
На склонах гидрогеологических массивов в пределах площадей раз-
вития карбонатных пород верхнего протерозоя, нижнего — верхнего
кембрия мощность этих отложений не превышает первых метров и пред-
ставлены они тонкодисперсными разностями с дресвой и щебнем. Водо-
носность их весьма незначительна. Выпадающие атмосферные осадки
обычно инфильтруются в глубь карбонатных пород, находящихся на
водоразделах в немерзлом состоянии, в связи с чем источники здесь
редки и весьма кратковременны. Минерализация вод 0,1—0,3 г/л при
гидрокарбонатном магниево-кальциевом составе (см. табл. 9, № 3).
В связи с кратковременностью существования вод сезонноталого
слоя, малой его водообильностью и легкой загрязняемостью вод послед-
ние не имеют практического значения.
Более ограниченно распространены воды надмерзлотных таликов,
приуроченные обычно к основанию склонов, к участкам повышенной
мощности покровных грубообломочных отложений и образующие
иногда источники с дебитом до 10 л!сек, а иногда и выше.
* Здесь и далее значения минерализации подземных вод приводятся с учетом по-
ловины содержания НСОз, а название типов вод дается от меньшего компонента к боль-
шему.
Таблица 9*
Химический состав подземных вод четвертичных отложений Алданского гидрогеологического массива и Якутского артезианского бассейна
№ п/п Место отбора пробы Дата отбора пробы ₽н Минера- лизация, г(л ,, мг л Компоненты, —— %-экв
Na+K Mg Са Ci SO, НСО3 СО3
1 Времеинодействующий источ- ник из элювия на водоразделе рек Чульман и Локучакит 21/V 1959 г. Не опр. 0,009 0,9 0,2 2,3 0,5 0,5 9,1 Нет
20,0 11,0 69,0 4,0 3,0 93,0
2 Сезониодействующий источ- ник из делювия на правом склоне руч. Ковали 5/VII 1959 г. 0,014 2,5 0,2 2,5 1,7 1,4 10,7
43,0 8,0 49,0 19,0 12,0 69,0
з Источник против пос. Же- лай 17/IX 1952 г. 7,0 0,199 7,1 7,0 61,1 3,5 8,8 223,0
7,8 14,8 77,4 2,6 4,6 82,8 я
4 Временнодействующий источ- ник у основания песчаного 9/VII 1960 г. 6,6 0,019 2,1 1,0 1,9 2,4 Нет 12,2
35,5 28,5 36,0 25,0 75,0 V
склона террасы в долине р Лунхи
5 Источник у основания пес- чаной террасы р. Томтор 30/VII 1958 г. 6,7 0,122 2,4 7,4 35,7 4,1 145,8
4,2 24,4 71,4 4,6 95,4 л
6 Колодец у основания II над- пойменной левобережной тер- расы р. Лены в окрестностях г. Якутска, глубина 1,25 м 23/VIII 1948 г. 7,1 0,182 19,2 8,4 36,2 35,0 38,5 90,2
23,5 20,1 45,4 30,3 24,5 45,3 V
7 Талик в котловине оз. Имит- тэ (пос. Чурапча), скв , интер- вал 24—40 м 27/IX 1966 г. 7,3 0,905 217,0 65,8 61,7 78,3 2,0 961,1
52,0 30,0 18,0 12,0 0,2 87,8
8 Талик в котловине оз. Лом- гуга, скв., глубина 4,8 м 31/VIII 1946 г. Не опр. 0,545 31,5 12,0 81,1 58,2 68,4 29,8 38,4 9,4 26,8 5,0 598,5 85,6 »
9 Талик в котловине оз. Орто, скв., глубина 7 м 29/V 1963 г. Не опр. 1,256 171,1 29,0 185,3 59,5 59,1 11,5 80,5 8,9 Нет 1329,7 78,7 95,4 12,4
10 Талик в котловине оз. Ытык- Кюель, скв., глубина 12 м 11/V 1960 г. 7,5 0,398 136,9 1,8 11,8 15,6 25,2 82,7 39,5 15,3 я 370,1 84,7 Нет
11 Талик в котловине оз. у с. Владимировки, скв., интер- вал 7—119 м VIII 1965 г. 7,2 0,324 9,5 30,6 75,5 14,6 3,0 382,3
6,1 37,8 56,1 6,1 37,8 56,1
12 Талик под оз. Хаатылыма, скв. в центре озера, глубина ЙО м 8/1V 1958 г. 7,8 0,565 107,5 40,0 79,9 55,0 12,4 2,6 28,8 7,0 Нет 649,6 89,0 12,0 2,0
13 Талик под оз. Хаха, скв., глу- бина 20 м 18/IV 1959 г. 7,3 0,270 3,7 34,1 48,0 8,2 4,0 345,0 Нет
3,0 47,0 40,0 4,0 2,0 94,0
14 Талик в котловине оз. Бе- лейкеи, скв., глубина 8 м IX 1961 г. Не опр. 0,064 9,4 6,5 7,3 6,6 Нет 68,5
31,4 40,9 27,7 14,3 85,7
15 Талик в котловине оз. Чай- Кюель, скв., глубина 12,3 м VIII 1963 г. 8,8 5,592 2233,3 80,3 7,4 837,0 2549,8 1159,6
93,4 6,3 0,3 22,1 40,1 3,8
16 Подрусловый талик р. Лены в районе Покровска, скв., глу- бина 14 м 19/III 1958 г. 7,4 0,444 77,3 24,1 56,5 118,7 62,5 210,5 Нет
41,2 24,2 34,6 41,0 16,0 43,0
17 Там же, глубина 25 м 2/1V 1958 г. 7,4 0,315 45,8 24,3 52,9 38,6 13,6 268,4 6,0
30,2 30,0 39,8 25,0 4,4 67,6 3,0
18 Подрусловый талик р. Там- ма, скв., глубина 3 м 29/IV 1959 г. 7,1 0,240 4,1 31,9 44,7 7,6 Нет 302,6 Нет
3,5 52,2 44,3 1,7 98,3
19 Талик в котловине оз. Хо- мустах, скв., глубина 10,5 м 13/VII 1964 г. 8,1 3,181 613,3 44,0 261,1 36,0 266,4 20,0 216,8 10,0 360,0 12,0 2879,2 76,0 24,0 2,0
Продолжение табл. 9*
№ п/п Место отбора пробы Дата отбора пробы pH Минера- лизация, г 1л .. мг[л Компоненты, '— % -экв
Na+K Mg Са С1 so. НСОз соа
20 Там же, глубина 22 м. 17/VII 1964 г. 7,1 2,764 547,3 122,2 171,5 86,1 1693,3 287,0 Нет
56,1 23,7 20,2 5,7 83,2 11,1
21 Там же, глубина 40 м 20/VII 1964 г. 7,0 3,083 643,0 ' 60,0 183,2 32,0 83,7 8,0 100,9 6,0 1961,5 87,0 221,2 7,0
22 Там же, горизонт 69—82 м 4/VIII 1964 г. 7,6 0,302 121,7 0,6 2,9 7,4 25,0 265,5 12,0
96,0 1,0 3,0 4,0 10,0 80,0 6,0
23 Талик в аласе Бардыллаах, глубина 1,0—4,5 м 8/VIII 1965 г. Не опр. 0,676 60,6 102,4 67,3 .18,6 1,0 853,6 Нет
18,0 59,0 23,0 4,0 — 96,0
24 Там же, глубина 10—16 ж 4/VIII 1965 г. 0,300 91,7 70,0 6,43 10,0 22,4 20,0 35,5 18,0 Нет 286,3 82,0 п
9.5 Источник Улахан-Тарын 29/VIII 1965 г. 7,3 0,139 8,7 17,0 23,5 1,7 176,9
12,8 48,0 39,2 1,6 98,4
9fi Талик в понижении I над- пойменной террасы р. Лены, скв., глубина 5 м IX 1966 г. 6,9 76,148 25 437,1 7804,2 2570,9 35 699,2 4319,7 633,1
29,6 58,8 11,6 91,0 8,1 0,9
* Составлена по данным: № 1—2—С. М. Фотиева (1965); Ns
19—22 — А. М. Федорова за 1965—1966 гг.; Ns 16—17—экспедиции
И, 23, 24 — Центральной Якутской геологосъемочной экспедиции за 1965 г.; Ns 7,
Ленгидэпа за 1958 г.; остальные — по данным Н. П. Анисимовой за 1950—1965 гг.
ВОСТОЧНО-СИБИРСКАЯ СИСТЕМА АРТЕЗИАНСКИХ БАССЕЙНОВ
103
Аллювиальные и озерно-аллювиальные отложения покрывают почти
сплошным чехлом громадные низменные территории Якутского, Тунгус-
ского и Анабаро-Оленекского артезианских бассейнов. Для них весьма
характерны: значительные мощности, изменяющиеся для большей части
территории от 10—20 до 100—120 м; состав, в котором для верхних
частей разрезов преобладают супеси и суглинки, для нижних — пески
и в меньшей степени — галечники; сильная насыщенность льдом.
Воды этих отложений по положению их в разрезе относительно
мерзлой зоны могут быть отнесены к надмерзлотным и межмерзлот-
ным. Надмерзлотйые воды включают воды сезонноталого слоя и воды
несквозных многолетних таликов.
Воды сезонноталого слоя, мощность которого обычно незначительна
(от 20—30 см до 0,8—1,5 м), не имеют практического значения. Водо-
притоки и шурфы в летне-осенний период измеряются сотыми либо де-
сятыми долями литра в секунду. Лишь на отдельных участках разно-
высотных песчаных террас рек Лены и Вилюя создаются благоприят-
ные условия для более широкого распространения вод сезонноталого
слоя, образующих по берегам рек в летне-осенний период источники
с дебитом до 10 л!сек. Подобного рода источники известны по берегам
р. Лены между пос. Покровским и устьем р. Вилюя (Максимов, Тол-
стихин, 1940), а также в долине р. Вилюя. Минерализация этих вод
незначительна (от 0,02 до 0,2 г/л), состав гидрокарбонатный кальцие-
вый либо кальциево-магниевый (см. табл. 9, № 4, 5, 6). Лишь на уча-
стках континентального засолонения в Центральной Якутии отмечены
воды с минерализацией до 1 г/л и выше гидрокарбонатного либо суль-
фатного натриевого состава. Повышенная и даже высокая минерали-
зация вод сезонноталого слоя описываемых отложений хлоридного на-
триевого состава возможна также в замкнутых понижениях в примор-
ской части территории, сравнительно недавно вышедших из-под уровня
моря.
Надмерзлотные воды таликов представлены преимущественно во-
дами подозерных (включая в эту группу и воды подаласных) и под-
русловых таликов. Воды подозерных н подаласных тали-
ков приурочены к озерным и аласным котловинам. Их запасы и каче-
ство в значительной степени определяются размерами и возрастом кот-
ловин, составом слагающих их отложений и составом подстилающих
коренных пород. Отличительной и наиболее характерной особенностью
этих вод является разнообразие их минерализации и состава как по пло-
щади, так и по разрезу. Наиболее хорошо они исследованы в централь-
ной части Лено-Вилюйского артезианского бассейна на Лено-Амгин-
ском междуречье. Здесь талики в зависимости от состава слагающих
их пород могут быть подразделены на три наиболее часто встречаю-
щиеся группы.
1. Талики, сложенные слабоводопроницаемыми породами (преиму-
щественно суглинками). Приурочены они в основном к термокарстовым
озерам и аласам на высоких террасах и водоразделах, где мощность
льдовмещающих суглинков достигает 30—40 м и более. Мощность тали-
ков изменяется от 3—5 м до нескольких десятков метров, но не выхо-
дит за пределы толщи суглинков. Качество вод этих таликов весьма
разнообразно. Наряду с пресными гидрокарбонатными кальциевыми
либо гидрокарбонатными магниевыми водами с минерализацией не
более 1 г/л (под молодыми развивающимися озерами) могут быть
встречены солоноватые и даже соленые воды гидрокарбонатного маг-
ниевого либо хлоридно-гидрокарбонатного натриевого состава под обсы-
хающими озерами и аласами (см. табл. 9, № 7, 8, 9).
104
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Воды рассмотренных таликов не имеют практического значения
вследствие повышенной минерализации и слабой водоотдачи пород.
2. Талики, сложенные хорошо водопроницаемыми породами (пески,
галечники). Эти талики формируются на различных террасах под озе-
рами преимущественно эрозионного происхождения. На пойме и низ-
ких террасах, где иловатые пески и супеси мощностью 10—20 м под-
стилаются плотными мезозойскими отложениями, талики формируются
под пойменными и старичными озерами и характеризуются мощностью
в пределах первого десятка метров, редко больше. Примером могут слу-
жить талики под озерами Ытык-Кюель и Сергелях вблизи Якутска, под
I |/ |°, °о°|2 ГЧ&Ф |*б>1.гнсо3м3|7
Рис. 19. Мерзлотно-гидрогеологический разрез сквозного талика Составила Н П Анисимова
Четвертичные отложения 1 — песок, 2 — галечник, 3 — суглинок Юрские отложения 4 — песча-
ники и алевролиты Кембрийские отложения 5 — мергели и известняки, 6 — многолетнемерзлые
породы и их граница 7 — скважина цифра слева — температура (°C), цифра справа—минера
лизация воды (г/л), химические индексы — преобладающие ионы
безымянными небольшими озерами вблизи д Владимировки и др. Мощ-
ность таликов здесь от 8 до 19 м (см. табл. 9, № 10, 11). Значительно
большую мощность (более 20 м) имеют талики, формирующиеся в пес-
чаных отложениях высоких террас и водораздельных равнин (напри-
мер, в отложениях Бестяхской террасы). Качество вод таких таликов
зависит главным образом от степени проточности озер. Под проточными
озерами на песчаных террасах обычны талики с пресными гидрокарбо-
натными кальциевыми либо магниевыми водами (талики под озерами
Хаха, Хаатылыма, Бэлэйкен) (рис. 19, табл. 9, № 12, 13, 14). В тали-
ках под непроточными озерами в песчаных отложениях небольшой
мощности минерализация таликовых вод увеличивается по мере усы-
хания озер, и воды становятся солоноватыми, малопригодными для
питья (см. табл. 9, № 15). Эксплуатационные запасы вод таких тали-
ков могут быть весьма значительны, дебиты скважин составляют 0,2—
0,6 л)сек при понижении уровня на 0,5—1,0 м, качество воды сравни-
тельно хорошее, и они с успехом могут быть использованы для водо-
снабжения мелких населенных пунктов.
3. Талики, сложенные переслаивающимися хорошо и слабоводопро-
ницаемыми породами. Залегают в верхней части разреза слабоводопро-
ницаемых суглинков, сменяющихся книзу на различных глубинах водо-
носными песками с одиночными прослоями суглинков. Распространены
они преимущественно под термокарстовыми озерами на различных эле-
ВОСТОЧНО-СИБИРСКАЯ СИСТЕМА АРТЕЗИАНСКИХ БАССЕЙНОВ
105
ментах рельефа Лено-Амгинского междуречья Мощность таликов раз-
нообразна и часто достигает нескольких десятков метров Этим таликам
обычно свойственна резкая смена минерализации подземных вод по
вертикальному разрезу. При усыхании озер начинается промерзание
сверху водоупорных суглинков и надмерзлотные талики переходят
в межмерзлотные, которые более подробно будут охарактеризованы
ниже
Воды подрусловых таликов распространены весьма широко
под всеми значительными реками. Их нет только под малыми реками,
имеющими непостоянный поверхностный сток*
Рнс 20 Мерзлотно-гидрогеологический профиль талика под руслом городской протоки р Лены
у г. Якутска Составили А П. Паршин и В. В. Мозговой
Четвертичные отложения 1 — покровные суглинки, 2 — песок мелкозернистый с прослойками ила,
3 —• песок мелкозернистый и среднезернистый сильиопылеватый, 4 — песок средиезерннстый и
крупнозернистый с гравием и галькой Юрские отложения 5 — песчаники с прослоями алевроли-
тов, 6 — граница распространения миоголетнемерзлых пород, 7 — лед, 8 — вода, 9 — скважина и
ее номер цифра слева — значение коэффициента фильтрация (м1сутки) по данным лаборатор
иых наблюдений, цифра справа — то же, по данным откачек
В пределах Лено-Вилюйского артезианского бассейна наиболее зна-
чительный и устойчивый талик зафиксирован в долине р. Лены. Он
впервые вскрыт под городской протокой в районе г. Якутска И М Све-
тозаровым (1934), а в последующем разведан А. П Паршиным (Ефи-
мов, 1964) Талик не выходит за пределы русла и развит в песчано-га-
лечниковых отложениях ленского аллювия и в подстилающих породах
юрского возраста (рис. 20). Удельный дебит скважин из аллювиального
водоносного горизонта составляет 0,9—1,1 л]сек Химический состав
вод — гидрокарбонатно-хлоридный натриево-кальциевый при минера-
лизации около 0,5 г]л.
Подрусловые воды р. Лены были вскрыты также скважинами экспе-
диции Ленгидэпа в 1958 г в районе пос Покровского, где аллювиальные
песчано-галечниковые отложения мощностью 27 м подстилаются трещи-
новатыми кембрийскими известняками. Здесь установлена зависимость
химического состава вод подруслового талика от состава речных вод
* Размеры водотоков, необходимых для формирования подрусловых таликов под
малыми реками, могут быть определены по методике, предложенной Ю В Дмитриевым
(1966) —Прим ред
106
ГЛАВА III. ГИДРО1 ЕОЛОГИЧЕСК.ИЕ УСЛОВИЯ
В зимний период минерализация речных и таликовых вод увеличива-
ется до 0,4—0,5 г/л (в ионном составе преобладают хлориды натрия),
а во время весеннего паводка и после минерализации тех и других сни-
жается до 0,06—0,08 г/л (Анисимова, 1962а) (см. табл. 9, № 16, 17).
Подрусловый талик установлен также в русле р. Вилюя. Талики
под мелкими промерзающими реками в центральных частях Якутского
и Тунгусского артезианских бассейнов возможны лишь под наиболее
глубокими непромерзающими до дна плесами и на расширенных уча-
стках русел, сложенных хорошо фильтрующими песчаными отложения-
ми. Примером может служить талик в среднем течении р. Тамма на
Лено-Амгинском междуречье, вскрытый в конце апреля на обсохшей
части русла. Мощность его 25—30 м, коэффициент фильтрации песчано-
галечниковых отложений 56 м/сутки, минерализация воды 0,24 г/л при
гидрокарбонатно-кальциевом составе (см. табл. 9, № 18).
На севере платформенной части Якутии подрусловые воды сохра-
няются под наиболее глубокими протоками р. Лены и под руслом
р. Оленека, имеющим круглогодичный сток. Наименее благоприятны ус-
ловия для формирования подрусловых таликов в пределах Анабарского
гидрогеологического массива, где малая водность рек обусловливает
полное их перемерзание и не способствует возникновению устойчивых
таликов.
На юге платформенной части в пределах Алданского гидрогеологи-
ческого массива и его северного склона подрусловые талики имеют ши-
рокое распространение, чему способствуют общие мерзлотные и гео-
логические условия. Здесь таликовые воды используются для водоснаб-
жения во многих небольших населенных пунктах. Глубина колодцев,
каптирующих эти воды, не превышает 20 м (поселки Витим, Пеледуй,
Сылгы-Кюэль, Нюя и др.). Подрусловые талики разведаны также в до-
линах рек Чульман, Куранах и др.
В зимний период в названных районах подрусловые талики сохра-
няются лишь в долинах наиболее крупных рек, где, по данным С. М. Фо-
тиева (1965), мощность руслового аллювия более 5 м (долина р. Чуль-
ман).
В сквозных подрусловых таликах, питающихся водами подмерзлот-
ных горизонтов, подрусловый поток сохраняется даже в самые суровые
зимы. В этих случаях подрусловые талики являются местами разгрузки
вод подмерзлотных горизонтов.
Межмерзлотные воды таликов на территории платформенной части
Якутии изучены весьма недостаточно. Имеющиеся к настоящему време-
ни фактические данные указывают, что преимущественным распростра-
нением здесь пользуются межмерзлотные воды надмерзлотного пита-
ния в отложениях террас и под озерами. Они формируются в результа-
те промерзания возникших ранее надмерзлотных таликов. Весьма благо-
приятствует этому процессу наличие в четвертичных отложениях двух-
слойного разреза, о чем уже упоминалось.
В последние годы под озерами и аласами на Лено-Амгинском меж-
дуречье буровыми работами вскрыто большое количество межмерзлот-
ных водоносных таликов. В верхней части разреза большинства из них
залегают промороженные водоупорные суглинки, реже супеси мощ-
ностью от 3—4 до 20 м, сменяющиеся книзу водоносными песками
с галькой четвертичного возраста. Часто нижняя часть талика захва-
тывает водоносные коренные породы, представленные песками неоге-
нового возраста, песками и трещиноватыми песчаниками нижнего мела
либо юры и трещиноватыми известнякими среднего кембрия. Водоупо-
ром в этих случаях служат мерзлые коренные породы.
Абсотм,
-360
100 0 100 300 500.к
1 । 1_____1 и ।_____>
Ряс. 21. Мерзлотио-гядрогеологическяй разрез талика в аласе Хомустах близ пос. Маган Составил А. М. Федоров
На плайе / — внешняя граница талика; 2 — мощность многолетнемерзлых пород более 450 м Мощность многолетнемерзлых пород над талнком (м) Л —более 15,
4 — 15—10, б — менее 10, 6 — скважина и ее номер, 7— точка ВЭЗ; 8 — линия разреза АБ
На разрезе. 9 — покровные пески и супеси; 10 — пески с гравием и галькой; 11 — суглинок, 12 — аргиллитовые глины (основной водоупор), 13 — песчаник трещинова-
тый; 14 — аргиллит, 16 — алевролит; 16 — уголь; 17 — граница распространения многолетнемерзлых пород, 18 — точка ВЭЗ; 19 — линия равных сопротивлений (ом-м),
20 — минерализация (г/л) и основные ионы, 21—скважина цифра сверху — номер, э — эксплуатационная, цифра у стрелки — положение Статического уровня в абсо-
лютных отметках, цифра слева — температура воды (°C), цифра справа первая — дебнт (л/сек), вторая — понижение (лг), цифра внизу — глубина скважины, м
108
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Мощность таликов разнообразная — от 2—3 до 50—70 м, редко
выше. Максимальные глубины, на которые опускается нижняя грани-
ца изученных таликов, не превышает 80 м. Минерализация и состав вод
этих таликов характеризуются большой изменчивостью, особенно по
вертикальному разрезу. Испарение, вызвавшее усыхание озерных водо-
емов, вплоть до полного исчезновения, и последующее промерзание та-
лика ведут к повышению минерализации и формированию солоноватых
вод. Наличие отдельных водоупорных прослоев в разрезе таликов при-
водит к очень пестрому распределению вод по вертикали; в отдельных
случаях под водоупорами сохраняются воды относительно слабой ми-
нерализации, но в большинстве случаев воды верхней части гидрогеоло-
гического разреза таликов имеют относительно повышенную минерали-
зацию. Более глубокие воды таликов, приуроченные обычно уже к до-
четвертичным отложениям, будучи изолированы от вод четвертичных
отложений водоупорами, имеют более низкую минерализацию. Приме-
ром может служить талик под оз. Хомустаах (пос. Маган), в котором
минерализация воды в верхней интенсивно промерзающей части 2—
3 г/л, состав гидрокарбонатный натриевый либо сульфатный натриевый,
а в нижней части, изолированной от верхней 10-метровой толщей плот-
ного аргиллита юрского возраста, сохранилась вода гидрокарбонатного
натриевого состава с минерализацией 0,48 г/л (см. табл. 9, № 19—22;
рис. 21). Подобная же картина наблюдалась в межмерзлотном талике
аласа Бардыллаах, в котором на глубине 1—4,5 м в четвертичных отло-
жениях встречена вода с минерализацией 0,67 г/л гидрокарбонатного
кальциево-магниевого состава, а на глубине 10—16 м в отложениях
неогена и нижнего мела — 0,3 г/л гидрокарбонатного натриевого со-
става (см. табл. 9, № 23, 24).
В отдельных случаях наблюдалась и обратная картина распределе-
ния минерализации по глубине, для объяснения которой материалов по-
ка недостаточно.
Весьма характерным для химического состава вод этих таликов
являются повышенные содержания аммония (до 100 мг)л, а иногда и
более) и железа (1,5—3,0 мг/л), значительно ухудшающие питьевые
качества их. Удельные дебиты скважин, вскрывших эти воды, изменя-
ются от сотых долей до 1,5—2,0 л/сек.
Межмерзлотные талики известны также на речных террасах, сло-
женных хорошо водопроницаемыми песчано-галечниковыми отложения-
ми, в которых межмерзлотные воды иногда по отдельным жилам дви-
жутся в направлении уклона основной речной долины. Благоприятны-
ми условиями для предохранения таких таликов от промерзания яв-
ляются хорошие фильтрационные свойства пород, значительные уклоны
потока и наличие постоянного источника питания в виде вод подозерных
таликов. Такого рода межмерзлотные воды образуют многие источники,
известные на речных террасах Лены и Вилюя и некоторых их прито-
ков. К ним можно отнести источники в долине р. Таммы: Менденский и
Мустах-Тарын с дебитом до 40 л/сек, и известный в литературе источ-
ник Улахан-Тарын (Максимов, Толстихин, 1940; Ефимов, 1952; Аниси-
мова, 1960), суммарный дебит которого составляет в осеннюю межень
около 160 л!сек, а площадь образуемой им наледи достигает 0,8 км2.
Минерализация этих вод 0,1—0,2 г/л; состав гидрокарбонатный магние-
вый и кальциевый (см. табл. 9, № 25).
Межмерзлотные воды, залегающие на речных террасах в виде не-
больших по размерам линз, иногда характеризуются весьма значитель-
ной минерализацией благодаря концентрированию солей в процессе
многократного промерзания. Так, на низких террасах р. Лены, почвенно-
грунтовые горизонты которых отличаются значительной засоленностью,
ВОСТОЧНО-СИБИРСКАЯ СИСТЕМА АРТЕЗИАНСКИХ БАССЕЙНОВ
109
под небольшими высохшими водоемами встречаются межмерзлотные
талики с минерализацией воды до 80 г/л (см. табл. 9, № 26) сульфат-
но-хлоридного натриево-магниевого состава. Такие воды имеют отрица-
тельную температуру, соответствующую температуре окружающих мно-
голетнемерзлых пород.
В других районах платформенной части Якутии межмерзлотные
талики не изучены.
Таким образом, приведенные данные позволяют отметить весьма
неравномерную обводненность четвертичных отложений Западной Яку-
тии, обусловленную как разнообразным составом отложений, так и
мерзлотными факторами, оказавшими самое непосредственное воздейст-
вие на этот водоносный комплекс, залегающий- вблизи от поверхности.
Водоносный комплекс неогеновых отложений
Водоносный комплекс неогеновых отложений распространен на срав-
нительно небольшой площади в южной части Лено-Вилюйского арте-
зианского бассейна, в основном в пределах Нижне-Алданского арте-
зианского бассейна третьего порядка. Водоносные породы представлены
песками и слабо сцементированными песчаниками значительной мощно-
сти (более 700 м), промороженными с поверхности до глубины 300—
400 м. Подмерзлотные водоносные горизонты до настоящего времени
совершенно не исследованы. Межмерзлотные воды в неогеновых отло-
жениях, приуроченные главным образом к подозерным таликам, обра-
зуют единую водоносную систему с водами нижележащих нижнемело-
вых или покрывающих их четвертичных отложений и в какой-то мере
охарактеризованы выше.
Водоносный комплекс нижнемеловых отложений *
Отложения нижнемелового возраста наиболее широко распростра-
нены в пределах Лено-Вилюйского бассейна, где выделяются под наз-
ванием батылыхской, эксеняхской и хатырыкской свит. Они представ-
лены рыхлыми песками и слабо сцементированными песчаниками с ред-
кими прослоями аргиллитов и алевролитов, а также отдельными гори-
зонтами углей и углистых сланцев.
Нижняя часть батылыхской свиты сложена часто переслаивающи-
мися мелкозернистыми песчаниками, алевролитами и аргиллитами, что
придает ей свойства относительно водоупорного горизонта. Мощность
этой части свиты возрастает в северном направлении — к центру бас-
сейна. В Кангаласских скважинах она не превышает 50—52 м, но уже
в Намской опорной скважине увеличивается до 200 м, а в районе пос. Сан-
гар по данным бурения скважин на Берге-Олойской площади достигает
500 м (рис. 22, 23). Это толща является достаточно надежным водо-
упором. Поэтому в Намеком районе подземные воды нижнемелового
комплекса изолированы от нижележащих водоносных горизонтов юры,
а также от поверхностных вод многолетнемерзлыми породами. В таких
условиях возникает аномально низкое пластовое давление, что и фик-
сируется отрицательным положением статического уровня, соответству-
ющего абсолютной отметке —50,6 м. В районе с. Борогонцы абсолют-
ные отметки статического уровня поднимаются до —14,5 м, а у пос. Хан-
дыга они принимают уже положительные значения. Судя по увеличению
здесь общей минерализации воды, можно полагать, что в данном слу-
чае решающее влияние на повышение статических уровней нижнемело-
* Отложения верхнего мела в одних районах полностью проморожены, а в дру-
гих не изучены и поэтому здесь не освещаются.
ЮВ
Якутское поднятие
Якутская
скб
рЛена
Линденская впадина
~500
-1000
-1500
-2000
-2500
3000
-3500
-4000
500
250
О
/ангарские
скОРЗиКЗ
рАена рЛена
намекая опорная
скб
Дахынайская опорная
ckS
Лунхннская впадина.
Олоиская
скДР /
уегь- Вилюйский надвит
Усть вилюиские
СкОР ЧиРЗ
сз
,, Му некое поднятие
Аос лу
Жиганская
скб К 65
До1г/л
До 1 г/л
20
40 60 км
ДоЗг/л
До 10 г/л
До 3г/л
Рис. 22. Гидрогеологический профиль по линии Жиганск — Якутск. Составил А. И. Косолапов
Водоносные комплексы / — неогена; 2 —верхнего мела; 3 — ннжиего мела; 4— верхней юры; 5 —средней юры; 6 — нижней юры; / — среднего — верхнего триаса;
8 — нижнего триаса; 9 — перми, 10 — карбонатных отложений кембрия; 11— кристаллических архейских образований; /2 — стратиграфические границы, 13 — предпола-
гаемые линии нарушений в зоне Усть-Внлюйского надвига; 14 — положение ннжней границы миоголетнемерзлых пород; 15 — граница зон минерализации подземных вод;
16 — региональные и относительные водоупоры, 17 — скважина: a — интервал опробования и минерализация подземных вод, б — приведенный пьезометрический уровень
и его абсолютная отметка (м), цифра внизу — глубина (м)
Хапчагайское поднятие
3
Су игарское
поднятие
Китчанский
Нижке-ешиайсиП ВЫСТУП
площвЗь кшмоисыя
Рис. 23. Гидрогеологический профиль по линии Сунтар
— Китчаны по Л. А. Грубову (условные обозначения те же, что и на
рис. 22>
112
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
вых вод оказывают юрские водоносные горизонты в связи с общим
ухудшением изолирующих свойств батылыхской толщи в южном на-
правлении.
Согласно данным разведочных скважин на Берге-Олойской струк-
туре (рис. 24) батылыхская свита залегает на глубинах до 3058 м.
К сожалению, ни один из водоносных горизонтов нижнемелового воз-
раста в этих скважинах не был опробован, если не считать одиночной
пробы воды, отобранной из Олойской скважины Р-1 с глубины 2500 м;
ее состав характеризуется формулой
HCO349 SO444 C17 Н7
mo,29 Na84Mg8Ca8 Рп/>°-
Во время проходки этих скважин в отложениях нижнего мела наб-
людалось постоянное поглощение бурового раствора, вплоть до потери
циркуляции, ЧТО, возможно,
указывает на наличие в
этом районе еще большего,
по сравнению с Намским
районом, дефицита пласто-
вого давления.
Иные гидродинамиче-
ские условия существуют в
тех водоносных горизонтах
нижнемелового комплекса,
которые залегают в непо-
средственной близости от
дневной поверхности, на что
указывают, например, дан-
ные В. Ф. Кузьмина и
В. М. Журкина по Сангар-
скому угольному месторож-
дению (Китчанский адар-
тезианекий бассейн третье-
го порядка).
На Сангарской площа-
ди все водоносные горизон-
Рис. 24. Обзорная карта Лено-Внлюйской газоносной про-
винции
Газовые месторождения: I — Собо-Хаинское; 2 — Усть-
Вилюйское; 3 — Бадаранское; 4 —> Неджелииское; 5 —
Мастахское; 6 —• Толонское; 7 — Средие-Вилюйское
ты представлены плотными крупнозернистыми песчаниками, алевроли-
тами и углистыми аргиллитами, для которых характерны трещинные
воды. Регионально выдержанные водоупоры отсутствуют, поэтому все
водоносные горизонты взаимосвязаны. Их статические уровни распола-
гаются на отметках от +33 до +54,6 м, причем самые высокие значе-
ния характерны для северо-восточной части структуры, наиболее уда-
ленной от р. Лены. Это указывает на региональное направление движе-
ния подземных вод в сторону р. Лены (с северо-востока на юго-запад).
По данным режимных наблюдений была установлена другая весь-
ма интересная закономерность, выразившаяся в синхронности колеба-
ний уровней в р. Лене и скважинах. При этом наиболее чувствитель-
ными оказались скважины, расположенные ближе к реке. По мере уда-
ления от нее наблюдалось общее затухание колебаний уровня подзем-
ных вод и некоторое запаздывание наступления фаз этих колебаний.
Построенная В. Ф. Кузьминым и В. Н. Никитской карта изогипс
показывает, что на отдельных участках месторождения величина гид-
равлического уклона находится в пределах 0,0026—0,01. По характеру
изолиний достаточно четко фиксируются тектонические нарушения, вы-
явленные геологическими методами.
ВОСТОЧНО-СИБИРСКАЯ СИСТЕМА АРТЕЗИАНСКИХ БАССЕЙНОВ
113
Данные о химическом составе подземных вод нижнемелового ком-
плекса приведены в табл. 10. Они показывают, что минерализация во-
ды в описываемых породах изменяется от 0,6 до 11,5 г/л; причем наибо-
лее минерализованные воды встречены в западной и юго-западной ча-
стях площади, прилегающих к р. Лене и простирающихся под ней, а бо-
лее пресные — в восточной. В соответсвии с этим изменяются и все
другие показатели химического состава вод.
Так, в восточной части площади хлоридные натриевые воды с ми-
нерализацией до 1 г/л относятся к гидрокарбонатно-натриевому (по Су-
лину)* типу, в то время как в западной части хлоридные натриевые во-
ды относятся к хлоркальциевому (по Сулину) типу и сильно насыщены
углеводородным газом, который, выделяясь в свободную фазу, вызыва-
ет в некоторых скважинах самоизлив. Наиболее минерализованные во-
ды были встречены скв. К-3, заложенной в 3,8 км выше пос. Сангар
в русле р. Лены, в 450 м от правого берега. Здесь с глубины 170—200 м
была получена вода с минерализацией 11,4 г/л. Весьма интересным яв-
ляется и анализ воды из шахтного колодца, в котором уже на глубине
15 м обнаружены воды хлоркальциевого (по Сулину) типа. Очевидно,
эти воды поступают в меловые отложения по глубоким разломам из
подстилающих пород.
Водоносность нижнемеловых отложений юго-восточной части Лено-
Вилюйского бассейна характеризуется данными колонковых скважин,
пробуренных в пос. Намцы и близ пос. Борогонцы у оз. Мюрю. Обе эти
скважины на глубинах 450—'560 м в песчаных отложениях нижней части
разреза вскрыли водоносный горизонт, статические уровни которого рас-
полагаются ниже уровня моря. Причем в Намской гидрогеологической
скважине, как уже отмечалось, абсолютные отметки уровня составляют
—50,6 ju, а у оз. Мюрю они поднимаются до —14,5 м (табл. 11). Водо-
обильность горизонта, судя по результатам пробных откачек, весьма
высокая, удельные дебиты в Намской скважине составляют 2,5 м?/ч-м.
По химическому составу воды Намской скважины хлоридно-гидро-
карбонатные кальциево-натриевые с минерализацией 0,190 г/л. В скв.
Мюрю вода гидрокарбонатно-хлоридная натриевая с минерализацией
1,170 г/л. Воды обеих скважин пригодны для питья и технических це-
лей.
Хандыгской структурной скв. Р-2 на глубине 436—510,8 м верхней
части бытылыхской свиты нижнемелового комплекса вскрыт водоносный
горизонт, статические уровни которого располагаются уже на положи-
тельных абсолютных отметках и составляют +103,5 м. Водообильность
этого горизонта достаточно высокая, удельные дебиты скважин состав-
ляют 0,2 мР/ч-м. Воды гидрокарбонатно-хлоридные натриевые с ми-
нерализацией 0,740 г/л. В Хандыгской гидрогеологической скважине
вскрыты воды с несколько повышенной минерализацией (1,325 г/л).
В северных районах Лено-Вилюйского бассейна водоносность ниж-
немеловых отложений характеризуется данными испытания колонковой
скв. 42, расположенной в 42 км ниже Жиганска и в 600 м от левого
берега р. Лены. Здесь с глубины 55—56 м были получены самоизливаю-
щиеся воды с дебитом 0,47 мУчас и общей минерализацией 0,747 г/л.
По химическому составу воды хлоридно-гидрокарбонатные натриево-
магниевые. Учитывая мерзлотно-гидрогеологические условия бассейна и
химический состав вод, можно предположить, что на указанной глубине
встречены межмерзлотные водоносные горизонты.
* В связи с высокой перспективностью мезозойских отложений рассматриваемой
территории иа нефть и газ при описании химического состава подземных вод этих от-
ложений наряду с общепринятой использована классификация В. А. Сулина, что особо
оговаривается, применяющаяся гидрогеологами-нефтяниками.—Прим. ред.
Химический состав подземных вод нижнемеловых отложений Якутского артезианского бассейна
Таблица 10*
Скважина; глубина илн интервал опробования, лс; иомер на карте** Дата отбора пробы pH Минерализация, г /л „ мг л Компоненты, %-экв
Na+K | Mg Са С1 ] so. НСО, СОа
Жиганская К-42, межмерз- 1956 г. Не опр. 0,747 133,81 73,14 66,0 54,75 15,63 809,16 Нет
лотный горизонт; 55—56; № 7 38,0 40,0 22,0 10,0 2,0 88,0
Скв. К-46, в 25 км ниже Жи- 1956 г. 0,833 134,0 97,4 66,0 54,6 15,4 931,0
ганска; с глубины 56 38,5 39,7 21,8 10,2 2,1 87,7
Сангарская K-U, при забое 1951 г. 0,591 157,0 17,74 47,88 304,39 31,27 72,37
436,05 м; с глубины 100 м; № 45 63,0 14,0 23,0 83,0 6,0 11,0
Сангарская К-2; глубина 200 1951 г. 2,860 376,0 31,4 649,3 1706,0 4,3 189,8
31,8 6,0 63,2 93,8 0,2 6,0
Сангарская К-3; глубина 200 1951 г. 11,463 2221,0 80,3 1987,0 7103,0 30,3 81,8
47,7 3,2 49,1 99,0 0,3 0,7
Шахтный колодец на берегу 28/V 1954 г. 1,230 302,2 11,9 156,4 648,8 Нет 221,4
р. Лены у пос. Сангары; с глу- бины 15 60,0 4,5 35,5 83,5 16,5
Намекая опорная; 167'1— 1681; Ks 117 9/VI 1956 г. 8,4 2,300 946,82 2,3 7,01 871,25 8,1 857,0 102,0
98,0 1,0 1,0 58,0 1,0 33,0 Й,б
Намекая гидрогеологическая; 1/VII 1961 г. Не опр. 0,190 69,89 1,09 9,42 13,01 1,65 195,2 Нет
445,4—560,5; № 117 а 84,0 3,0 13,0 10,0 1,0 89,0
Близ оз. Мюрю у с. Борогон- цы; 458,5—566,5; № 18 21/VIII 1960 г. 7,6 1,170 443,7 4,8 19,3 520,77 13,16 347,7
93,0 2,0 5,0 71,0 1,0 28,0
Хандыгская структурная Р-2; 1956 г. Не опр. 0,740 310,0 0,70 4,94 234,01 8,23 362,46
436—510,8; № 19 97,5 0,5 2,0 52,0 1,3 46,7
Хандыгская гидрогеологиче- ская; 490—511; № 19а 7/11 1954 г. 7,0 1,325 477,3 1,1 23,7 692,5 Нет 261,0
94,6 0,4 5,0 81,0 19,0
* Составлена по данным: Жиганскив скважины —Г. А. Падвы за 1956 ,г.; Сангарские скважины—В. Ф. Кузьмина и В. М. Журкина за
1951 г.; шахтный колодец у пос. Сангары—Д. П. Сидорова и др. за 1963 г.;'Намские скважины —Е. И. Сарычева за 1956 г.; скважина у с. Боро-
гонцы — В. Н. Макарова за 1962 г.; Хандыгские скважины — Р. Л. Схоля за 1956—1957 гг.
** В этой и последующих таблицах отсутствие номера на карте обозначает, что данный водопункт не нанесен на гидрогеологическую карту
Якутской АССР (прилож. 1).
ВОСТОЧНО-СИБИРСКАЯ СИСТЕМА АРТЕЗИАНСКИХ БАССЕЙНОВ
115
Таблица 11*
Характеристика водоносных горизонтов нижнемеловых отложений
Якутского артезианского бассейна
Скважина; глубина или интервал опробования, м; номер на карте Абсолютная отметка пье- зометриче- ского уровня, м Понижение динамичес- кого уров- ня, м Дебит при максималь- ном пони- жении, м3/ч Удельный дебит, лА/ч-м
Жигаиская К-42; 55—56; № 7 Перелив Не опр. 0,47 Не опр.
Сангарская К-1; с глубины 100; № 15 +38,2 0,32 0,57 1,9
Намекая гидрогеологическая; 445,4-560,5; № 17а —50,6 0,95 2,48 2,5
Близ оз. Мюрю у с. Боро- гоицы; 458,5—566,5; № 18 —14,5 7,2 2,98 0,4
Хандыгская структурная Р-2; 436—510,85; № 19 + 103,5 19,2 4,14 0,2
Хандыгская гидрогеологиче- ская; 490—511; № 19а +87,5 0,6 1,08 1,8
* Составлена по данным: Жиганская скважина — Г. А. Падвы за
1956 г.; Сангарская скважина — В. Ф. Кузьмина и В. М. Журкина за
1951 г.; Намекая гидрогеологическая скважина — А. П. Паршнна за
1961 г.; скважина у с. Борогонцы — В. Н. Макарова за 1961 г.; Хандыг-
ские скважины —Р. Л. Схоля за 1956—1957 гг.
В Усть-Вилюйском районе нижнемеловые отложения были вскрыты
39 колонковыми скважинами. В 24 из них получены подземные воды
подмерзлотного и межмерзлотного типов, залегающие на глубинах от
31 до 480 м. Водоносные горизонты представлены крупнозернистыми
песками и песчаниками с хорошими коллекторскими свойствами. Стати-
ческие уровни межмерзлотных вод, вскрытых некоторыми скважинами
на островах Собо-Хая, Таас-Тумус и в бассейне р. Лунхи, соответству-
ют уровням воды в реке, в то же время статические уровни подмерзлот-
ных водоносных горизонтов на 6—12 м выше их. При этом была под-
мечена весьма характерная особенность в поведении пьезометрических
уровней подмерзлотных водоносных горизонтов — все они обычно соот-
ветствовали уровням близлежащих озер. Это свидетельствует о том,
что питание водоносных горизонтов осуществляется за счет инфильтра-
ции озерных вод через подозерные талики.
Фильтрационные свойства подмерзлотных водоносных горизонтов
весьма высокие: в процессе пробных откачек не удавалось добиться за-
метного снижения динамического уровня. В скважинах, пройденных
в районе Усть-Вилюйского 'и Собо-Хаинского месторождений, отмеча-
лись слабые газопроявления.
Химический состав подземных вод в приустьевой части Вилюя изу-
чался только в двух колонковых скважинах. Вода, отобранная из скв.
К-21 с глубины 65 м, хлоридная натриевая с минерализацией 0,2 г!л.
По химическому составу она напоминает воду р. Лены. В скв. К-22 во-
да отобрана с глубины 106 м-, минерализация ее 0,8 г/л, а состав гидро-
карбонатный натриевый, близкий к составу воды окружающих озер: со-
держание гидрокарбонатов натрия достигает 78%-э«в.
В Намской опорной скважине на глубине 1671—1681 м были встре-
чены подземные воды, приуроченные к отложениям верхней юры и ниж-
него мела. Статические уровни этих вод располагались на 195,7 м ни-
же уровня моря, что свидетельствует о хороших изолирующих свойствах
116
ГЛАВА III ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
водоупоров. Удельный дебит скважины не превышал 0,001 л/сек. Воды
гидрокарбонатно-хлоридные натриевые с минерализацией 2,3 г/л.
При рассмотрении табл. 1G в первую очередь обращает на себя вни-
мание относительно низкая минерализация (около 1 г/л) вод описывае-
мого комплекса. В их химическом составе преобладает натрий, содержа-
ние которого обычно превышает 90% -же. Из анионов на первом месте
находятся гидрокарбонаты, которые в более минерализованных водах
замещаются хлоридами. Для комплекса в целом характерны низкая
степень метаморфизации и наличие гидрокарбонатных натриевых вод.
Исключение составляют воды в западной части Сангарской площади,
где, как уже отмечалось, обнаружены сильно метаморфизованные соле-
ные воды нефтяного облика. Но они не характерны для нижнемелового
комплекса.
Водоносность нижнемеловых отложений Анабаро-Оленекского ар-
тезианского бассейна до сих пор не изучена, несмотря на то, что эти
отложения имеют региональное распространение.
Водоносный комплекс юрских отложений
Юрский водоносный комплекс широко распространен в Якутском
(Лено-Вилюйском и Нижне-Ленском) и Анабаро-Оленекском артезиан-
ских бассейнах. В прибортовых частях этих структур отложения юрско-
го возраста выходят на поверхность, в центральных они обычно скры-
ты под чехлом более молодых отложений. Значительно меньше юрские
отложения распространены на территории Алданского кристаллического
массива, где они выполняют южно-якутские наложенные впадины. В'со-
ставе отложений юры преобладают пески, песчаники, и алевролиты,
реже встречаются аргиллиты и глины. Наиболее полно данный комплекс
изучен в Лено-Внлюйском бассейне — на Хапчагайском поднятии и на
ряде разведочных площадей к востоку от него (см. рис. 24).
В составе комплекса выделяются отложения всех трех отделов си-
стемы.
Водоносность отложений верхней и средней юры Якутского арте-
зианского бассейна изучена слабо. Они включают толщу морских (низы
J3 и J2) и прибрежно-морских (J3) осадков, представленных главным
образом мелко- и среднезернистыми песчаниками с включением обуглив-
шихся растительных остатков. В средней части этой толщи пород (в ос-
новании разреза верхней юры) расположена аргиллит-алевролитовая
пачка. Наиболее четко она намечается в центральной и северной частях
Приверхоянского прогиба, являясь относительно водоупорным горизон-
том. Другой регионально выдержанный водоупор приурочен к основа-
нию батылыхской свиты нижнего мела и отделяет юрский водоносный
комплекс от мелового.
Общая мощность отложений верхней и средней юры колеблется
в пределах 950—1150 м, из которых на долю верхней юры в районе
Хапчагайского поднятия приходится 600—800 м, а на Усть-Вилюйской
площади — 900 м.
Водоносные горизонты, приуроченные к отложениям верхней юры,
как по гидродинамической характеристике, так и по составу вод близки
к нижележащим — среднеюрским. В них наблюдаются дефициты пла-
стового давления, достигающие в отдельных случаях значительной ве-
личины. Так, в Намской опорной скважине при испытании интервала
1861—1866 м. было зафиксировано положение пьезометрического уровня
на отметке —285 м (табл. 12).
Еще больший дефицит напора выявлен в Олойской разведочной
скв. Р-1 в интервале 3107—3123 м, где пьезометрическая поверхность
ВОСТОЧНО-СИБИРСКАЯ СИСТЕМА АРТЕЗИАНСКИХ БАССЕЙНОВ
117
Таблица 12*
Характеристика водоносных горизонтов юрских отложений
Якутского артезианского бассейна
Скважина, глубина или интервал опробования, м Абсолютная отметка пьезомет- рического уровня, м Максимальное понижение уровня, м Дебнт при максимальном понижении, м* 8/ч Удельный дебит, м3/ч м
Верхнеюрские водоносные горизонты
Намекая опорная 1861-1866 —285,0 280,0 0,72 0,002
2035—2046 —67,2 10,0 3,24 0,324
2280—2284 —56,2 8,0 2,88 0,360
С р е дн е-в е р х и е ю р с к и е водоносные горизонты
Намекая опорная 2364—3003 —99,0 80,0 0,8 0,008
Бахынайская опорная 2248-2254 -52 153 3,3 0,022
Нижнеюрские водоносные горизонты
Китчаиская Р-1, 893-1354 + 140 Слабое фон- танирование 0,3 0,3
Усть-Вилюйские Р-3, 2049—2063 + 183 375,0 1,0 0,003
Р-5, 2251—2263 + 210 603,0 0,8 0,001
Р-6, 1975-1982 Не уст. 1100,0 0,03 0,001
Р-7, 2232—2236 824,0 0,1 0,001
Бахынайская опорная 2432—2439 +51 299 2,9 0,009
2448—2459 +49 217 3,5 0,016
* Составлена по данным А. И. Косолапова (1963) и Л. А. Грубова.
установилась на отметках не выше —445 м, а в интервале 3087—3095 м
даже опустилась до —454 абс. м.
О составе подземных вод верхнеюрских водоносных горизонтов
дают некоторое представление результаты химических анализов, при-
веденных в табл. 13. Обращает на себя внимание более высокая ми-
нерализация вод Намского разреза по сравнению с Олойским, что ука-
зывает на значительную разобщенность различных водоносных горизон-
тов. Кроме того, наблюдается весьма четкое снижение минерализации
вверх по разрезу, а для отдельных горизонтов юры — довольно резкие
ее колебания.
В составе вод преобладают хлориды натрия (72—98%), значитель-
но меньше гидрокарбонатов (2—23%). Содержание кальция и магния
не превышает 1%. Исключение составляет интервал 2194—2200 .м, где
встречены высокометаморфизованные хлоридные натриевые воды (хлор-
кальциевого типа, по Сулину) повышенной минерализации и с весьма
низким удельным дебитом.
Наиболее высокой водообильностью обладает водоносный горизонт
в интервале 2280—2284 м. Коэффициент фильтрации для песчаников,
вскрытых Намской скважиной, достигает 0,114 м/сутки (при 0°С).
Таблица 13*
Химический состав подземных вод юрских отложений Якутского артезианского бассейна
Скважина; условия отбора: глубина опробования, м: номер на карте Дата отбора пробы Минера- лизация, Компоненты, г— %-ЭКв Микрокомпонеиты. мг/л
г/л
рн Na+K Mg Са С1 so. нсо3 соа
Воцоносные гор изонты верхи ей юры
Намекая опорная, № 17 1861—1866 26/V 1956 г. 4,1 1 625,91 6,8 13,0 1-864,5 8,6 1043,1 87,0 Не опр.
8,2 98,0 1,0 1,0 72,0 1,0 23,0 4,0
2035—2046 1/1V 1956 г. 11,7 4 593,0 21,0 22,04 6 375,6 Нет 1391,0 Нет
8,4 98,0 1,0 1,0 89,0 11,0 п
2194—2200 17/11 1956 г. 30,1 11 298,7 50,4 456,9 18 078,3 8,3 516,1 Вг 40,0
7,5 95,0 1,0 4,0 98,0 — 2,0
Олойская, Р-1 Ml 7—3078 X 1961 г. 1,915 510,8 107,1 82,8 1 020,0 34,0 180,0 70,0 Не опр.
7,6 63,2 25,0 ' 11,8 82,8 6,6 8,4 2,2
3410—3442 1961 г. 1,207 70,7 0,5 380,8 340,0 70,0 290,0 200,0 NH4 5,0
7,5 15,0 0,0 85,0 42,6 6,6 21,2 29,6
Вилюйская опорная, № 14 1756—1774 1955 г. 0,5 166,0 5,2 24,2 209,2 33,8 140,3 Нет Не опр.
8,6 81,6 4,8 13,6 66,2 7,9 25,9
2012—2015. Из 79 свечей при подъеме испытателя 1955 г. 0,440 166,5 2,8 18,8 40,4 3,8 414,0
8,1 86,2 2,8 11,0 13,6 1,0 85,4
пластов
Китчаискне К-6, с глубины 301, сваби- рованием 1957 г. 8,786 2944,0 79,0 356,7 5 301,0 19,2 170,9
Не опр. 84,2 4,2 11,6 98,0 0,2 1.8
К-12, с глубины 674, само- излив 26/VIII 1957 г. 0,304 124,0 Нет 4,0 56,7 Нет 244,0
7,5 96,5 — 3,5 28,6 71,4
К-42, с глубины 160, само- 1957 Г. нзлив Джебарики-Хайнская структур- ная, Р-1 С глубины 110 путем от- 7/VIII 1951 г. качки В( Намекая опорная 2364—3003 3/XII 1955 г. Бахынайская опорная 2248—2254, из пробоотбор- VII 1958 г. ника (2245). № 8 0,408 158,0 3,5 4,6 101,0 6,7 268,5
Не опр. 0,384 92,9 100,0 4,0 10,0 3,1 41,0 38,6 67,0 2,0 59,4 7,0 317,0
Не опр. д о и о с г 20,8 60,0 1 ы е гор 8 279,6 12,0 И 3 о н т ы 49,8 28,0 средн 156,3 26,0 ей юры 12052,2 2,0 72,0 76.5 543,7 мн яп 1,0 2,0 ’ NH< 8'° Нет 66,3 R . .
7,8 31 267 97,0 9 451,0 1,0 185,2 2,0 2353,8 97,0 19 244,0
Не опр. 75,6 2,8 21,6 99,8 л л » DT '1U, J - °’2 NH4 3,5
Водоносные горизонты нижней юры
Бахынайская опорная 43,7 12 315,0 462,0 3848,0 27 021,0 Нет _ 61 >0 дг 70 ч- то о-
2582—0589, желонкой при 14/V 1958 г. достижении постоянства состава Китчанские Р-1, 1336—11354, желонкой I4/IX 1962 г. с глубины 1340 Р-2, 11110—1125, при пере- 24/VII 1955 г. ливе К-2, 120,3—'127,0, на устье 11/VIII 1955 г. 6,3 41,7 69,9 11 522,0 5,0 298,0 25,1 4088,0 99,9 25 808,0 °.1 к 146,0 . Вг 39,2; J 2,0; °>1 К 82,8 Следы 58,0 п , о М -от Нет J22# „ Вт 35,0 и,0 43.2 244,1 „ 8,9 39,5 ” Не °ПР'
5,5 72,932 68,6 21 237,0 3,4 608,0 28,0 5300,6 99,9 44 512,0
5,5 42,479 74,9 12 250,0 4,0 487,7 21,1 3405,8 99,9 26275,0
6,7 0,581 71,7 226,5 5,4 3,5 22,9 99,7 185,8
9,4 97,1 2,9 51,6
Продолжение табл. 13
Скважина, условия отбора, глубина опробования, м, номер на карте Дата отбора пробы Минера- лнзацня, г /л рн , мг л Компоненты, ——— %-экв Микрокомпоненты, мг!л
Na+K Mg Са С1 SO, нсо3 СО3
Усть-Вилюйские Р-3, 1587—1677, желонкой 1959 г 76,508 21671,0 729,6 6 700,0 47 162,0 74,9 341,6 Нет Не опр
6,2 70,6 4,5 24,9 99,4 0,1 0,5
Р-3, 2049—2063, из пробо- отборника (2045) 24/VI 1959 г 99,905 33 455,9 516,8 5 534,9 60 012,8 103,9 138,5 Вт 100, J 6, _NH4 25,2,
6,0 81,9 2,4 15,7 99,8 0,1 0,1
Р-5, 2133—-2142, пробоот- борником ПД-3 (1900) 31/V 1960 г 77,592 25268,0 1118,7 3 241,2 47 871,0 32,2 122,0 К 438, Sr 500 Не опр
7,0 81,2 6,8 12,0 99,8 0,1 0,1
Р-7, 2232—2236, желонкой с глубины 2000 1960 г 82,012 25201,0 372,8 5 956,8 50 353,0 Нет 256,2
6,8 76,9 2,2 20,9 99,7 0,3
Сангарская Р-2 1670—1915, испытателем пластов 30/IX 1962 г 124,87 35967,0 10,9 И 954,0 75530,0 1033,0 760,5 В г 50,6, J 1,5
9,5 73,8 0,2 26,0 98,5 0,9 0,6
1785—4912, испытателем пластов 29/IX 1962 г 27,521 8131,0 69,5 2 474,0 15 385,0 9,6 2904,6 Вг 24,0, J 0,3, К 48,6
10,0 73,5 1,2 25,3 89,8 0,4 98
Бадаранская Р-2 2076—2070, 2107—2098, ис- пытателем пластов 16/1 1964 г 23,695 6 862,2 481,5 1 584,0 14 484,0 145,3 280,6 Не опр
Не опр. 71,4 9,5 19,1 98,2 0,7 1,1
2386—2350, испытателем 5/1 1964 г 35,967 12 066,0 240,7 1 584,0 21 726,0 184,2 329,4 Вг 26,9
пластов Не опр. 84,1 3,2 12,7 98,5 0,6 0,9
Нижие-Вилюйские
Р-3, 2658—2640, испытате- 6/Х11 1963 г 50,138 16 452,0 240,8 2772,0 30 494,0 27,0 268,4 Не опр
лем пластов Не опр 81,7 2,3 16,0 99 3 0,1 0,6
Р-2, 2967—2921, испытате- 3/VIII 1963 г 54,854 16 672,0 1083,5 2 970,0 34 046,0 21,2 122,0 Вг 3,1, J 1,0
лем пластов Не опр. 75,3 9,3 15,4 99,7 0,1 0,2
Средне-Вилюйская, Р-6 1541—1520; на устье Неджелинские 27/IX 1965 г. 17,906 6 845,0 65,7 16,7 10 509,0 5,76 0,2 927,2 4,9 Нет Вг 6,4
7,0 95,6 1,7 2,7 94,9
Р-2, 1568—1584, во время продувки 6/VIII 1963 г. 21,043 8 226,0 71,0 77,0 10 383,0 83,0 4408,0 Вг 19,4
8,0 97,4 1,6 1,0 79,8 0,5 19,7
Р-3, 1672—1688, свабирова- нием 20/VIII 1965 г. 25,206 9 646,0 68,6 156,8 14 762,0 80,9 988,2 Вг 4,9
7,0 96,9 1,3 1,8 95,9 0,4 3,7
Р-3, 1790—1796, свабирова- нием 31/1 1965 г. 18,181 6 968,9 62,0 129,0 10 296,0 75,8 1288,0 Вг 24,0; J 0,6,
8,5 96,3 1,6 2,1 92,7 0,5 6,8 К 72,9
Якутские У стекольного завода, 457—530 при забое 667,2, № 21 30/IX 1962 г. 1,06 362,9 17,7 13,2 118,3 289,9 519,8 Не опр.
8,0 88,0 8,0 4,0 18,0 34,0 48,0
У материально-технической базы, 341,3—353 30/IX 1961 г. 0,7 290,7 2,8 Нет 115,8 Нет 515,2 34,8 F 3,2
Не опр. 99,0 1,0 25,0 65,0 10,0
Заложная, 286—383 12/VII 1960 г. 0,86 251,6 1,8 1,9 55,2 9,1 506,6 33,9 F 4,0
Не опр. 98,0 1,0 1,0 14,0 2,0 74,1 10,0
Структурно-поисковая у Бело- го озера, глубина 632 13/IX 1953 г. 0,69 283,6 Нет 10,0 26,0 2,05 735,5 Нет F 4,08
Не опр. 96,0 4,0 5,0 1,0 94,0 J 0,026
Скважина в с. Майя, 150—156 3/IX 1956 г. 0,69 229,9 11,0 18,5 30,3 179,8 427,9 6,0 Не опр.
7,6 84,0 8,0 8,0 7,0 32,0 59,0 2,0
Скважина в с. Беке, 165—180 1957 г. 0,75 180,3 9,0 113,0 81,6 9,0 716,7 Нет
7,7 55,0 5,0 40,0 17,0 1,0 82,0
Скважина в с. Лоомтуга, 100—110 1957 г. 0,76 120,2 66,8 92,1 50,6 4,9 841,8 F 1,4
7,7 34,0 36,0 30,0 9,0 1,0 90,0
* Составлена поданным: Намекая опорная скважина — Е. И. Сарычева и др. за 1956 г.; Олойская — А. И. Косолапова (1963); Вилюйская
опорная — Д. К. Горнштейн и др. за 1963 г.; Китчанскне — Д. П. Сидорова, Л. А. Грубова и др. за 1963 г.; Джебарнкн-Хайнская — Р. Л. Схоля за
1956 г.; Бахынайская опорная — Г. А. Падвы и др. за 1956 г.; Усть-Вилюйские—А. И. Косолапова (1963); Сангарская— Д. П. Сидорова, Л. А. Гру-
бова и др. за 1963 г., Бадаранская, Нижне-, Средне-Вилюйскне и Неджелинские — В Д Матвеева, Л. А Грубова и др. за 1966 г.; Якутские- у сте-
кольного завода и материально-технической базы — В. Н. Макарова за 1962 г.; Заложная—А. П. Паршина за 1961 г.; у Белого озера—Н. Г. Вя-
хирева за 1957 г, скважины в селах Майя, Беке и Лоомтуга — Ю. К- Ларионова за 1958 г.
122
ГЛАВА Ш. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
На Олойской разведочной площади подземные воды рассматрива-
емых отложений изучались по данным опробования скв. Р-1. Для всех
вод характерна весьма низкая минерализация, не превышающая 2 г/л.
Здесь зафиксировано самое низкое положение пьезометрической поверх-
ности, достигающее в отдельных случаях 454 м водяного столба, при ко-
тором, по-видимому, имело место значительное обводнение призабой-
ной зоны промывочной жидкостью*. Тем не менее общая минерализа-
ция верхнеюрских вод в этом районе должна быть низкой. Об этом
в какой-то мере свидетельствуют данные химического анализа воды
с глубины 3410—3442 м, где при минерализации 1,2 г/л установлен хлор-
кальциевый (по Сулину) тип с высоким коэффициентом метаморфиза-
ции (до 28). Для этих вод сильное разбавление маловероятно, посколь-
ку оно привело бы к резкому снижению степени метаморфизма.
Результаты опробования верхнеюрских водоносных горизонтов
в Вилюйской опорной скважине также свидетельствуют о некотором
разбавлении подземных вод промывочным раствором.
На Китчанской площади водоносность верхнеюрских отложений
изучалась в ряде колонковых скважин, вскрывших отдельные водонос-
ные горизонты в поднадвиговой части структуры на глубинах до 300 м.
•Отличительной чертой этих горизонтов являются их высокая водообиль-
ность и напоры. Колонковые скважины К-5 и К-6, пробуренные в русле
р. Лены, в нижней части верхиеюрских песчаников в интервале 237—
301 м вскрыли водоносный горизонт с суточными дебитами при пере-
ливе соответственно 0,17 и 2,3 м3. Скважина К-12, заложенная на пра-
вом берегу Лены, в интервале 90—150 м вскрыла другой фонтанирую-
щий горизонт с пресной водой, расход которой составлял около
12 л!сек. Во всех скважинах наблюдалось выделение углеводородного
газа с запахом сероводорода. Общая минерализация воды в скв. К-6
составляет 8,786 г/л, а в, скв. К-12 она не превышает 0,41 г/л. Воды хло-
ридные натриевые, в более глубоких водоносных горизонтах (скв. К-5)
содержат стронций, барий и другие компоненты. С уменьшением глу-
бины (скв. К-12) воды становятся гидрокарбонатными натриевыми, но
в них обнаружены денитрифицирующие и сульфатвосстанавливающие
и другие бактерии. Все это говорит о том, что в зоне Китчанской струк-
туры происходит разгрузка вод более глубоких водоносных горизонтов
по линиям тектонических нарушений Китчанского надвига. В резуль-
тате этого уже на глубинах 300 м встречены соленые хлоридные натрие-
вые высокометаморфизованные воды (хлоркальциевые, по Сулину).
В Хандыгском угленосном районе водоносность рассматриваемого
комплекса изучалась по данным структурной скв. Р-1, расположенной
в 5 км от месторождения Джебарики-Хая. Здесь, непосредственно в мер-
злой зоне мощностью до 320—340 м в интервале 49—НО м в рыхлых
песчаниках средней и верхней юры был встречен, по всей вероятности,
таликовый межмерзлотный водоносный горизонт. Удельный дебит
скважины составил 0,55 л/сек. Пьезометрический уровень установился
на +220 абс. м (на 1,9 м ниже устья скважины). Вода гидрокарбонат-
ная натриевая с минерализацией 0,38 г/л.
Сведения о водоносности отложений средней юры ограничиваются
данными единичных опробований в Бахынайской и Намской опорных
скважинах (см. табл. 12).
Для водоносных горизонтов средней юры характерны весьма низ-
кие пьезометрические уровни. В Намской опорной скважине они на-
ходятся почти на 100 м ниже уровня моря.
* Об обводненности призабойной зоны промывочной жидкостью свидетельствуют
результаты химического анализа воды из интервала 3320—3280 м, где был обнаружен
кислород в количестве 10 мг/л.
ВОСТОЧНО-СИБИРСКАЯ СИСТЕМА АРТЕЗИАНСКИХ БАССЕЙНОВ
123
В Бахынайской опорной скважине среднеюрскому водоносному го-
ризонту (2248—2254 м) также свойственны отрицательные пьезометри-
ческие уровни, но здесь пьезометрический дефицит выражен слабее и со-
ставляет —52 м.
Воды среднеюрских водоносных горизонтов отличаются относитель-
но высокой минерализацией, достигающей в Намской опорной скважине
20,8 г/л, а в Бахынайской — 31,3 г/л. В водах присутствуют -микро-
компоненты в следующем количестве: брома —40 мг!л, йода — 1,2 мг/л,
аммония — 3,5 мг/л. Коэффициент метаморфизации в них достигает
10, что указывает на хорошую закрытость недр на Бахынайской пло-
щади.
Химический состав природных газов подземных вод верхне-средне-
юрских отложений изучен настолько слабо, что для всей рассматрива-
емой территории можно привести единичные анализы, и то без раздель-
ного определения инертных газов и без разгонки углеводородной фрак-
ции. Газоносность верхнеюрского водоносного комплекса была в из-
вестной мере изучена по материалам опробования Намской, Олойской
и Китчанской скважин, в то время как газоносность вод среднеюрских
отложений изучалась только в разрезе Бахынайской опорной скважины
(табл. 14).
Таблица 14х
Химический состав природных газов подземных вод юрских отложений
Якутского артезианского бассейна
Скважина, условия отбора Пробы, интервал опробования, м Дата отбора пробы Компоненты, об-ьемн %
О о сл X О, сч 4- С вч & о + Н, N х 2+ред Аг Не
Верхнеюрские водоносные горизонты
Намекая опорная, 2093—2100, на устье 7/III 1956 г. 3,24 5,09 54,63 Нет 37,04 Не опр. Не опр.
2194—2200, на устье 10/11 1956 г. 0,48 5,30 61,92 32,32
Олойская Р-1, на устье 24/V 1961 1,52 0,0 70,8 24,68
Китчанские К-4, 39,4—41,2, на 23/IX 1953 0,75 0,25 88,9 10,10
устье (прн бурении) к-12, с глубины 400, 17/VIII 1960 0,1 0,0 63,02 37,00 0,6258 0,0102
спонтанное выделе- ние
Среднеюрский водоносный горизонт
Бахынайская опорная, 2248—2254, пробо- отборником с глу- бины 2245 14/VII 1958 Нет Нет 90,5 Нет 9,5 Не опр. Не опр
Н и ж н Бахынайская опорная е ю р с к и е воде н о с н ы е гори зои г ы
2400—2422, пробо- отборником с глу- бины 2405 5/VII 1958 0,8 0,4 97,7 1,55 5,0 0,0061 0,0177
2448—2459, пробо- отборником с глу- бины 2000 30/V 1958 0,63 Нет 98,40 0,63 0,34 0,0084 0,0207
я Составлена по данным А. И. Косолапова (1963 г.); Д. П. Сидорова, Л. А. Гру-
бова и др. (1963 г.)
124
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Как видно из данных таблицы, все газы относятся к углеводородно-
му типу со сравнительно высоким содержанием азота, а иногда и уг-
лекислого газа. Присутствие кислорода во всех случаях связано, по-
видимому, с несовершенством принятой методики отбора проб.
Водоносность отложений нижней юры Якутского артезианского
бассейна. Отложения нижней юры делятся весьма четко на две части.
Нижняя, наиболее мощная, охватывает преимущественно морские осад-
ки нижнего и среднего лейаса. Она представлена толщей переслаиваю-
щихся серых среднезернистых песчаников, алевролитов и аргиллитов
мощностью 200—300 м. В ней по всему разрезу наблюдаются включе-
ния пирита. Среди отложений нижнего лейаса устанавливается регио-
нально выдержанная глинисто-аргиллитовая пачка мощностью 40—60 м,
которая является относительно водоупорным горизонтом (см. рис. 22,
и 23).
Верхняя часть, соответствующая осадкам верхнего лейаса, сложена
темно-серыми плотными аргиллитами, содержащими прослои глини-
стых алевролитов и мелкозернистых песчаников. В них также присут-
ствуют зерна пирита. Данная толща мощностью 60—90 м, хорошо вы-
раженная в разрезах, является региональным водоупором на террито-
рии Нижне-Ленского и Лено-Вилюйского артезианских бассейнов, под
которым формируются основные промышленные залежи газа, приуро-
ченные к отложениям нижней юры.
Этот водонепроницаемый горизонт оказывает существенное влияние
на гидродинамические условия всего бассейна. Так, при испытании Ба-
хынайской опорной скважины, осуществленном А. И. Косолаповым
(1960) и Л. А. Грубовым в 1961 г., впервые было установлено, что во-
доносные горизонты, расположенные под аргиллитовой толщей, обла-
дают высокими пьезометрическими напорами, в то время как все вы-
шележащие горизонты имели более низкие пьезометрические напоры.
Как показывают данные табл. 12, водоносные горизонты, расположен-
ные в отложениях нижней юры, характеризуются весьма близкими па-
раметрами. Они не имеют достаточно надежных водоупоров и являются
в определенной мере взаимосвязанными, так как их приведенные пьезо-
метрические уровни близки по абсолютной величине. Для них характер-
ны достаточно высокие гидростатические напоры, при которых приведен-
ные уровни располагаются на 40—50 м выше уровня океана.
Гидродинамические условия разреза, вскрытого Бахынайской сква-
жиной, нашли отражение и в химическом составе подземных вод. Как
видно из данных табл. 13, общая минерализация вод водоносных гори-
зонтов нижней юры, расположенных под аргиллитовой толщей, дости-
гает 40 г/л. Все воды хлоридные натриевые, содержат бром, йод и наф-
теновые кислоты (3,5—10 мг/л). Они насыщены углеводородным га-
зом: в одном объеме воды растворено свыше 2,4 объемов природного
газа. Данные химического анализа растворенного газа, приведенные
в табл. 14, указывают также на определенную обособленность нижне-
юрского водоносного комплекса. В составе газа заметно повышено со-
держание метана и его высших гомологов, приближающееся в отдель-
ных случаях к 99%.
Водоносность отложений нижней юры в пределах Приверхоянского
прогиба изучалась также на Китчанской, Сангарской, Усть-Вилюйской
и Собо-Хаинской разведочных площадях. На всех этих структурах до-
статочно четко выделяется аргиллитовая пачка верхнего лейаса (см.
рис. 22 и 23), под которой распространены высокометаморфизованные
воды, содержащие основные скопления природного газа и.конденсата,
вплоть до промышленных залежей.
На Китчанской разведочной площади соленые воды нижней юры
ВОСТОЧНО-СИБИРСКАЯ СИСТЕМА АРТЕЗИАНСКИХ БАССЕЙНОВ
125
были вскрыты под аргиллитовой пачкой в скв. Р-1 и Р-2, заложенных
в поднадвиговой части структуры (см. табл. 12 и 13). Обе скважины
переливали через устье. Абсолютные отметки приведенных уровней во-
доносного горизонта в обеих скважинах составляли +140 м, а пласто-
вое давление и температура воды на глубине 1340 м соответственно
141,2 атм и +27°С.
В призабойной зоне на глубине 1340 м минерализация воды рав-
нялась 72,9 г)л (при удельном весе 1,0520), в то время как на устье
скважины изливающаяся вода имела минерализацию 42,5 г/л, а ее
удельный вес не превышал 1,0290. Резкое снижение минерализации бы-
ло зафиксировано в интервалах 1200—1250 и 1100—1150 м, где удель-
ный вес воды уменьшился соответственно до 1,0305 и 1,0265. Возможно,
что зона резкого изменения удельного веса воды объясняется наличи-
ем обособленных водоносных горизонтов, которые не были обнаружены
в процессе бурения.
В надвинутой, гипсометрически более приподнятой части Китчан-
ской структуры самоизливающиеся воды нижнеюрского водоносного
комплекса были обнаружены колонковыми скважинами К-2 и К-3 в ин-
тервале глубин 120—140 м. Воды эти пресные гидрокарбонатно-хлорид-
ные натриевые с минерализацией не более 0,6 г/л.
На Усть-Вилюйском месторождении природного газа водоносность
нижнеюрских горизонтов изучалась по данным бурения разведочных
скважин Р-3, Р-5, Р-6 и Р-7, в которых они вскрыты на глубинах 1260—
2300 м. Разведочная скв. Р-3 располагается на северо-восточном крыле
Усть-Вилюйской складки, глубина ее 2101 м. В интервале 2049—2063 м
(третий продуктивный горизонт) был обнаружен повышенный приток
высокоминерализованных пластовых вод. Даже при очень интенсивном
свабировании динамический уровень невозможно было понизить более
чем на 500 м. После достижения постоянства химического состава по-
ложение статического уровня находилось на абсолютной отметке +64 м
(на 2 м выше устья скважины). Приведенный пьезометрический уровень
этого водоносного горизонта соответствует отметке +183 м.
В той же скважине в интервале 1926—1936 м, соответствующем
наиболее эффективной части второго продуктивного горизонта и распо-
ложенном несколько выше глинисто-аргиллитовой пачки нижнего лей-
аса, в процессе испытания были получены небольшие притоки высоко-
минерализованной пластовой воды, аналогичной по своим химическим
свойствам водам нижележащего (2049—2063 м) горизонта. Скважиной
Р-7 были получены воды подобного же химического состава.
- Приведенные данные позволяют сделать вывод о том, что в При-
верхоянском прогибе в отложениях нижнеюрского возраста функцио-
нирует несколько водоносных горизонтов, которые по своим гидродина-
мическим свойствам существенно отличны от горизонтов средней и
верхней юры. Изоляция этих горизонтов от вышележащих надежно осу-
ществляется региональным водоупором верхнего лейаса. В основании
отложений нижней юры такого надежного водоупора нет, что находит
отражение в сходстве гидродинамических и гидрохимических парамет-
ров водоносных горизонтов нижней юры и верхнего — среднего триаса.
Возможно, что в центральной части Приверхоянского прогиба они обра-
зуют единый водоносный комплекс.
Заслуживает внимания анализ воды, взятой из скв. Р-3 на Усть-
Вилюйской площади с интервала 2049—2063 м (см. табл. 13). Вода
хлоридная натриевая, сильно метаморфизованная.
Из других разведочных площадей Приверхоянского прогиба, где
также в какой-то мере производилось опробование подземных во^ ниж-
неюрского комплекса, следует указать на Сангарскую, Собо-Хаинскую,
126
ГЛАВА 111. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Нижне-Вилюйскую и Бадаранскую структуры. Результаты химических
анализов отдельных проб* приведены в табл. 13 и могут дать ориенти-
ровочные представления о составе и общей минерализации воды рас-
сматриваемого комплекса.
В первую очередь обращает на себя внимание весьма высокая ми-
нерализация вод Сангарских скважин, достигающая 125 г/л н значи-
тельно превосходящая минерализацию вод Усть-Вилюйских скважнн (до
100 г/л). В Китчанских и Собо-Хаинских скважинах она снижается до
80—70 г/л, а в Нижне-Вилюйских и особенно в Бадаранских скважинах,
несмотря на значительные глубины (более 2000 м), до 60—40 г/л.
Подобная закономерность, вероятно, свидетельствует о том, что
движение подземных вод происходит в северо-восточном направлении
от Бадаранской к Усть-Вилюйской площади, где имеются условия для
их разгрузки, связанные с серией тектонических нарушений Усть-Ви-
люйского н Китчанского надвигов. В ряде мест подобные зоны наибо-
лее интенсивной разгрузки фиксируются наличием площадного газо-
проявления, как это имеет место в русле р. Берге и в протоке Бер-
гете.
Если обратиться к гидродинамической характеристике нижнеюрско-
го комплекса (см. табл. 12), то здесь намечается определенная зако-
номерность в расположении пьезометрических уровней подземных вод.
Наиболее высокие пьезометрические уровни установлены в скв. Р-5 (юго-
западное крыло Усть-Вилюйской структуры), имеющие +210 абс. м.
В северо-восточном направлении (в скв. Р-3) они снижаются до-
+ 183 абс. м, а на Китчанской площади не превышают +140 абс. м.
Как видно, и в данном случае намечается четкое падение напора с юго-
запада на северо-восток, вызванное общим направлением движения
подземных вод в сторону их разгрузки.
Выявленная закономерность в изменении химического состава под-
земных вод Приверхоянского прогиба в определенной степени нашла
отражение и в Вилюйской синеклизе. В процессе разведочного бурения
на Хапчагайском поднятии водоносность нижнеюрского комплекса изу-
чалась по данным бурения ряда скважин на Средне-Вилюйской (Р-2,
Р-6) и Неджелинской (Р-2, Р-3) площадях. Наиболее достоверные дан-
ные по химическому составу воды на Средне-Вилюйской площади были
получены в скв. Р-6 (интервал 1520—1541 м), когда пробы воды отби-
рались непосредственно на изливе. Вода имела минерализацию около
18 г/л. На Неджелинском месторождении общая минерализация увели-
чивается до 25,2 г/л (скв. Р-3, интервал 1672—1688 м).
Если рассматривать минерализацию воды ннжнеюрских горизонтов
в региональном плане и учесть данные химического анализа воды Кюн-
дяйской скв. 3, где общая минерализация не превышает 7 г/л, то можно
сделать вывод о том, что в пределах Вилюйской синеклизы, как и в При-
верхоянском прогибе, движение подземных вод происходит в северо-
восточном направлении. При этом области питания всех нижнеюрских
водоносных горизонтов располагаются в юго-западной части Якутского
артезианского бассейна, где отложения нижней юры трансгрессивно ло-
жатся на эродированные карбонатные породы верхнего и ннжнего па-
леозоя в условиях прерывистой мерзлой зоны. В районах, прилегаю-
щих к Кемпендяйским дислокациям, по данным Е. А. Баскова (1959а),
многолетнемерзлые породы отсутствуют под днищами глубоких кар-
стовых озер. Острова таликов, по которым может осуществляться пи-
тание всего водоносного комплекса, имеются и в юрских отложениях.
* При рассмотрении химического состава вод глубоких горизонтов необходимо
иметь в виду несовершенство средств отбора проб.
ВОСТОЧНО-СИБИРСКАЯ СИСТЕМА АРТЕЗИАНСКИХ БАССЕЙНОВ
127
Гипсометрическое положение юго-западной части Якутского артезиан-
ского бассейна весьма благоприятно для питания подземных вод, по-
скольку абсолютные отметки в этой части составляют 250—300 м и
значительно превосходят уровни выхода нижнеюрских пород на дневную
поверхность в других районах.
Вышеперечисленные факторы способствовали тому, что нижнеюр-
ский водоносный комплекс на протяжении длительного отрезка истории
развития мерзлой зоны имел относительно свободную связь с поверхно-
стными водами и в нем сохранились достаточно высокие пластовые-
давления. Это положение относится и к юго-восточной части Якутского
артезианского бассейна, где водоносные горизонты нижней юры, вскры-
тые скважинами в районе пос. Усть-Мая, имеют пьезометрические уров-
ни с абсолютными отметками +121 и +147 м. Гидрогеологическая сква-
жина у пос. Хандыга вскрыла нижнеюрский водоносный горизонт на
глубине 511 л; положение пьезометрического уровня соответствовало
абсолютной отметке +138 м. Структурно-поисковая скв. Р-2 там же
имела абсолютную отметку пьезометрического уровня +102 м.
Общая минерализация воды нижнеюрского водоносного комплекса
в юго-восточной части Якутского артезианского бассейна около 1 г/л
(см. табл. 13). Вода нередко содержит повышенное количество сульфат-
ного иона, достигающего в отдельных случаях 34 %-экв при средних
величинах порядка 5%-экв. Весьма показательным по данным бурения
якутских скважин является повсеместное присутствие в водах нижне-
юрских горизонтов фтора в количествах до 4 мг/л.
В заключение следует отметить, что с отложениями нижней юры
связаны основные промышленные залежи природного газа и конден-
сата Приверхоянского прогиба, а до некоторой степени и Вилюйской
синеклизы.
В Анабаро-Оленекском артезианском бассейне водоносность юр-
ских отложений не изучалась, несмотря на то, что они здесь распрост-
ранены широко. Имеющиеся данные по Нордвикской структуре отно-
сятся уже к Красноярскому краю и описаны в томе XVIII монографии
«Гидрогеология СССР».
Водоносность юрских отложений южноякутских
наложенных артезианских бассейнов
По литологическому признаку юрские отложения описываемых бас-
сейнов расчленяются на ряд свит, а в целом они представлены пе-
реслаивающимися разнозернистыми песчаниками, аргиллитами, алевро-
литами, углями, в меньшей степени — гравелитами и конгломератами.
Мощность пород изменяется в различных бассейнах от 100—300 до
4500 м. Так, в Юхтинско-Ыллымахском бассейне она не превышает
100 м, в Гынамо-Учурском достигает местами 200 м, а в Верхне-Якокит-
ском—А00 м. В средней части Чульманского бассейна она составляет
4000—4500 м, но вдоль северной и восточной окраин впадины сокраща-
ется до 200—300 м, а на отдельных горстах и до 100—150 м.
Наиболее изученным в геологическом и гидрогеологическом отно-
шении является Чульманский бассейн (Вельмина, Узембло, 1959; Фо-
тиев, 1965; Кондратьева и др., 1966; разведочные работы ЯГУ), поэто-
му при описании водоносного комплекса юрских пород фактический-
мате'риал приводится именно по этому бассейну. В Юхтинской и Гыны-
мо-Учурской впадинах юрские породы, имеющие, как правило, мощ-
ность не более 100 м, полностью или в большей своей части проморо-
жены.
128
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Дислоцированность и трещиноватость юрских пород, их частая
фациальная изменчивость приводят к тому, что здесь нельзя выделить
определенных выдержанных водоносных горизонтов: число их и глубина
залегания на различных участках — величины переменные.
В северной части Чульманского бассейна подземные воды юрского
водоносного комплекса относятся к трещинным и трещинно-пластовым
преимущественно со свободным зеркалом и лишь в ядрах синклиналь-
ных складок обладают напором.
На талых плоских водоразделах уровень подземных вод залегает
на глубине 70—150 м. Там, где мерзлая зона охватывает большую часть
склонов и днища долин, она затрудняет дренаж, и уровень подземных
вод находится на глубине 30—70 м (водоразделы рек Ниж. и Верх. Та-
лума — Якокит— Дурай, Талума — Дурай и др.). На площади водо-
разделов рек Чульмакан — Локучакит и Локучакит — Якокит разве-
дочными работами встречено несколько кулисообразно и линзообразно
залегающих водоносных горизонтов (верховодка) с различными поло-
жениями уровня подземных вод (от 6 до ПО м). Здесь уровень под-
земных вод по сезонам года колеблется с амплитудой до 75 м, подни-
маясь в летнее время и опускаясь в зимнее. Удельные дебиты обычно
не превышают 0,02—0,5 л/сек, а коэффициенты фильтрации 0,005—
1,2 м/сутки.
Скважинами, пройденными в днищах долин рек Локучакит и Яко-
кит (ядра синклинальных складок), встречены напорные воды; неко-
торые из скважин фонтанируют с дебитом на самоизливе от 2 до 15—
18 л!сек. Удельные дебиты увеличиваются до 10—13 л!сек, а коэффи-
циенты фильтрации — до 4,5 м!сутки.
Большинство подземных вод юрского комплекса северной части
бассейна по химическому составу относятся к гидрокарбонатный каль-
циевым с минерализацией не более 150 мг!л.
Разгрузка юрского комплекса в этой части бассейна происходит
в глубоких долинах рек Тимптона, Унгры, Дурая. В доличе р. Тимптона
вблизи правого притока, (р. Барылас) на протяжении около 3 км наб-
людаются выходы уникальных Тимптонских источников (табл. 15).
Суммарный дебит источников, многие из которых являются субак-
вальными, составляет 6—10 мг1сек, а отдельных выходов от 2—3 до
150 л!сек. Температура воды большей части источников 3—3,8° С. По
химическому составу воды источников гидрокарбонатные кальциевые
с минерализацией не более 130 мг/л. Источники дренируют обширное
Хатыми-Тимптонское междуречье.
Стационарные наблюдения, проведенные на Тимптонских источни-
ках в течение восьми лет, свидетельствуют о постоянстве химического
состава и температуры подземных вод как по сезонам года, так и на
протяжении ряда лет, несмотря на значительные колебания дебита (Фо-
тиев, 1965).
Большое количество субаквальных выходов наблюдается в долине
р. Унгры. В нижнем течении р. Дурая, в верховьях рек Чульмакан, Ло-
кучакит и Якокит отмечено большое количество источников с дебитом от
2—3 до 20—120 л)сек.
В южной части бассейна вследствие углубления фундамента водо-
носный комплекс характеризуется значительно большей по сравнению
с северной частью мощностью, сложной дислоцированностью и повы-
шенной трещиноватостью пород. Подземные воды относятся к трещин-
ным и трещинно-жильным, часто обладают высоким напором.
Юрский водоносный комплекс залегает здесь непосредственно на
породах фундамента.
ВОСТОЧНО-СИБИРСКАЯ СИСТЕМА АРТЕЗИАНСКИХ БАССЕЙНОВ
129
Таблица 15*
Характеристика источников водоносного комплекса юрских пород
Чульманского адартезнанского бассейна
Номер источника иа карте Местоположение и характер источника; абс. отм., м Темпера- тура, ° с Дебит, л!сек
Дата
156 Долина р. У игры, субакваль- ные источники; 800 0,4 Не опр. VII 1957 г.
157 Долина р. Мал. Нахот; 1000 4,2 0,1-0,2 IV 1953 г.
157 То же 17,0 70 (суммарный) III 1959 г.
160 Истоки руч. Прав. Налды; 770 5,0 0,5 VIII 1964 г.
161 В долине р. Чульмакана, в 14 км ниже устья третьего ле- вого притока; 865 2,0 0,3 VII 1963 г.
162 Тимптонские источники № 6; 550—600 3,4 850—900 IV 1952 г.
* Составлена по данным: № 156 и 157 — С. М. Фотиева (1965),
№ 157 за 1959 г.; № 162 —Н. А. Вельминой и В. В. Узембло (1959);
№ 160 и 161 —А. Н. Боголюбова, ГО. Д. Зыкова и др. (1965 г.).
Вследствие сложной дислоцированное™ породы по разрезу и по
площади обвс~нены крайне неравномерно, а уровни подземных вод за-
легают на одной гипсометрической отметке с водами рек и ручьев.
В пределах тектонических зон обводненность пород намного увели-
чивается, а воды приобретают напор, достигающий в долинах рек Ка-
бакты, Верх. Нерюнгры, Бурпалы и др. 400 м и более. Большинство
пройденных в этих долинах скважин фонтанирует с дебитом от 4,5 до
12—18 л!сек. Удельные дебиты достигают 17—18 л/сек, а коэффициенты
фильтрации 7—8 м!сутки. Породы, залегающие в удалении от тектони-
ческих зон, обводнены меньше, и удельные дебиты скважин снижаются
до 0,05—1,5 л!сек.
Сложная дислоцированное™ пород в южной части бассейна и нали-
чие в них сульфидов способствуют формированию подземных вод весь-
ма пестрого химического состава (табл. 16). Здесь наряду с гидрокар-
бонатными магниево-кальциевыми, реже натриево-кальциевыми водами
с минерализацией до 0,35 г/л встречаются сульфатные натриево-каль-
циевые воды с минерализацией до 0,8—0,25 г!л (ист. 163, скв. 33). Вы-
ходы сульфатных вод, связанных с тектоническими нарушениями, встре-
i чены в долинах рек Омули, Беркакит, Верх. Нерюнгры, Горбыллах,
Мал. Нахот (ист. 157) и др. Сульфатные воды часто содержат серово-
дород в количестве 2—2,5 мг/л, улетучивающийся при аэрации. Еще ре-
же, вероятно, только по западной окраине Чульманского бассейна (ре-
ки Унгра, Дурай и др.) встречаются хлоридно-гидрокарбонатные каль-
циево-натриевые воды (хлор-ион 30—55 %-эка) при общей минерали-
зации от 0,3 до 1,1 г/л (ист. 156).
Подземные воды водоносных комплексов приповерхностной части
гидрогеологического разреза (выше местного базиса стока) в пределах
Таблица 16*
Химический состав подземных вод юрских отложений Чульманского адартезнанского бассейна
Место отбора пробы (источник, скважина, интервал опробования, ,н). Номер на карте Дата отбора пробы рн Минера- лизация, г/л .. мгл Компоненты, —~— %-экв Микрокомпоненты, мг[л
Na+K Mg Са Cl so. нсо3
Источник в долине р. Мал. Нахот; № 157 IV 1953 г. Не опр. 1,65 117,48 3,06 397,45 23,8 1068,41 83,17 Не опр.
21 1 78 2 92 6
Истоки руч. Прав. Нахот; № 160 VIII 1964 г. 7,4 0,265 19,7 26 7,27 13 3,68 56 1,47 1 Не опр. 199,5 99 NH4 0,3
Источник в долине р. Чуль- макана; Ns 161 VII 1963 г. 6,4 0,021 4,8 0,27 0,88 2,66 12,2 Не опр.
76 8 16 28 72
Тимптонскин источник; № 162 IV 1952 г. 7,5 0,099 4,83 9,66 20,67 5,3 4,0 109,8
10 51 39 8 4 88 п
Источник у 457-го км Аму- ро-Якутской магистрали; № 163 X 1951 г. Не опр. 0,251 25,3 12,77 43,3 3,4 106,55 121,2
26 24 50 2 52 46 я
Дуранская скважина; 90— 310; № 33 X 1951 г. 0,897 185,15 9,97 108,62 5,99 429,32 316,64
56 6 38 1 63 36 м
То же V 1953 г. 0,847 185,2 20,9 78,0 10,5 390,9 322,1
59 13 28 2 60 38 >>
* Составлена по данным: № 33, 157, 162, 163 — Н. А, Вельминой,В, В. Узембло (1955); № 160, 161—А. Н. Боголюбова и др, (1965).
ВОСТОЧНО-СИБИРСКАЯ СИСТЕМА АРТЕЗИАНСКИХ БАССЕЙНОВ
131
всего Чульманского адартезианского бассейна имеют обычно свободный
уровень, подверженный значительным сезонным колебаниям. В крити-
ческий зимне-весенний период он понижается до 120—170 м, летом и
осенью поднимается до 10—30 м ниже поверхности земли. Наличие
мерзлой зоны на склонах водоразделов («мерзлотный барьер») создает
постоянный или сезонный подпор подземных вод и образование ис-
точников.
Режим подземных вод юрских отложений* верхней зоны изучен
раздельно для отложений горкитской и совместно — юхтинской и ду-
райской свит. Воды горкитской свиты изучались скважинами у гидро-
поста на Якокитском месторождении. Уровень подземных вод начинает
повышаться после начала снеготаяния, достигая максимальных отметок
в сентябре—октябре. Затем происходит снижение уровня, вплоть до
мая. Амплитуда колебаний уровня в большинстве скважин составляет
4—12 м. Лишь в одной скважине (331), заложенной на водоразделе,
в области питания водоносных горизонтов горкитской свиты она дости-
гает 43,7 м при очень резком подъеме и спаде.
Температура подземных вод колеблется в течение года от 0,3 до
7° С, достигая максимума в сентябре.
Подземные воды отложений юхтинской и дурайской свит изучались
на Нерюнгринском и Омулинском месторождениях. В районе последнего
наблюдательными скважинами вскрыты водоносные горизонты юхтин-
ской свиты. Максимальные уровни подземных вод, заключенных в ней,
приурочены к августу, минимальные — к середине декабря, амплитуда
колебаний находится в пределах 12—49 м. Интенсивность подъема уров-
ней достигает 1,7 м/сутки, спада — 0,5 м/сутки. В отдельных скважинах,
заложенных в относительно менее трещиноватых породах, подъем уров-
ней запаздывает до октября, а минимальные уровни наблюдаются в ап-
реле— июне. Температуры подземных вод в течение года остаются
постоянными (1°С).
Заложенная на водоразделе наблюдательная скв. 435 кроме песча-
ников вскрыла слабоводоносные алевролиты дурайской свиты. Годо-
вая амплитуда колебаний уровней составляет здесь только 5,8 м при
наивысшем уровне в сентябре — октябре и наинизшем — в конец мая.
Таким образом, режим подземных вод верхней части разреза юр-
ских отложений Чульманского адартезианского бассейна тесно связан
с режимом выпадения осадков и лишь сравнительно незначительные
различия определяются положением скважин в рельефе и составом
пород.
Водоносные горизонты, залегающие ниже местных базисов стока,
обладают напорами, достигающими 200 м и более. Так, скважина в до-
лине р. Бол. Дурая (№ 33 на карте), пройденная по переслаивающимся
разнозернистым песчаникам, чередующимся с алевролитами и аргил-
литами, с глубины 96 м вскрыла несколько водоносных горизонтов,
напор которых при глубине 311 м достиг такой величины, что скважина
фонтанировала с дебитом 0,6 л/сек при уровне +12 м от поверхности
земли. Высота напора возрастает с глубиной, поэтому в ряде случаев
в соседних скважинах, имеющих разные глубины, пьезометрические
уровни различны, причем разница достигает 80 м при расстоянии сква-
жин друг от друга не более 0,5 км. Удельные дебиты трещинно-пласто-
вых вод колеблются от сотых и десятых долей до 1—3 л!сек, а в тек-
тонических зонах — от сотых долей до 4—5 л/сек. Напорные подзем-
ные воды юрских водоносных горизонтов дают начало многодебитным
* Режим подземных вод юрского, а также кембрийского и архейского водоносных
комплексов описан Е. М. Дмитриевым и Ю. А. Гладким.
132
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
источникам, в большинстве случаев приуроченным к глубоким долинам.
Особенно крупные источники расположены в местах пересечения доли-
нами тектонических разломов и сопровождающих их зон повышенной
трещиноватости.
Дебиты источников обычно находятся в пределах 1—-3 л/сек, но
достигают десятков и даже 150 л!сек. Они характеризуются относи-
тельно небольшими сезонными колебаниями, коэффициент сезонной не-
равномерности равен 1,4—1,7 (Вельмина, 1959).
В постояннодействующих источниках минерализация и жесткость
воды в течение зимних месяцев постепенно возрастают, достигая макси-
мальных значений в критический период.
Температура воды с глубиной возрастает и на глубине 500—600 м
от поверхности земли достигает 10—13° С (Фотиев, 1965).
Крупные постояннодействующие источники иногда имеют повышен-
ную температуру воды (в сравнении с обычной температурой источни-
ков в области многолетнемерзлых пород). Таков, например, источник
в долине р. Мал. Нахот (№ 157). Этот источник, обнаруженный
в 1952 г. Н. А. Вельминой (1959) и обследованный С. М. Фотиевым
(1965), состоит из группы выходов, в том числе и субаквальных. Состав
воды сульфатный кальциевый с минерализацией 2,2—2,8 г/л, температу-
ратура ее +17° С. Они остаются постоянными в течение года. Расход
отдельных источников невелик (0,1—0,2 л/сек.), но суммарный, замерен-
ный в критический водный период, вероятно, не менее 70 л1сек.
Воды этого источника связаны с наиболее глубоко погруженными
частями Чульманской впадины и в процессе своего движения, вероятно,
соприкасаются с архейскими кристаллическими породами.
В табл. 17 приведена сводная характеристика юрского водоносного
комплекса, основанная на обобщении материалов по откачке из сква-
жин, пробуренных в различных частях Чульманского адартезианекого
бассейна.
Таблица 17
Сводная характеристика водоносного комплекса юрских отложений
Чульманского адартезианского бассейна (по данным 40 скважин)
Значения Мощность (разведанная), м Напор над кровлей, м Глубина залегания уровня от поверхности, м Дебит, л!сек Удельный дебит, л!сек-м
Максимальные Минимальные Наиболее распростра- ненные 430 -435 55-60 100—300 250-350 б/н 40—100 170—175 1—3 30 17-18 0,1—1,0 0,5—5,0 13,5 0,1 0,2-2,0
Примечание. Материалы таблицы подготовлены Е. Е. Жирковым; б/н—здесь
и в последующих таблицах—безнапорные.
Водоносный комплекс триасовых отложений
Состав триасового водоносного комплекса наиболее полно изучен
в процессе разведочного бурения на Хапчагайском поднятии в пределах
Лено-Вилюйского артезианского бассейна. Отложения триаса представ-
лены нижним и нерасчлененным средним и верхним отделами. В ниж-
нем триасе литологически четко выделяются три свиты — усть-кельтер-
ская, мономская и сыгынканская; разрез среднего — верхнего триаса
представлен бегиджанской свитой.
ВОСТОЧНО-СИБИРСКАЯ СИСТЕМА АРТЕЗИАНСКИХ БАССЕЙНОВ
133
В низах усть-кельтерской свиты залегает 80—100-метровая водо-
упорная пачка темных аргиллитов и алевролитов с подчиненными про-
слоями мелкозернистых песчаников. Верхняя часть свиты сложена се-
рыми среднезернистыми песчаниками с маломощными горизонтами
алевролитов и аргиллитов; мощность ее достигает 400 м. Вторым ре-
гиональным водоупором является мономская свита, представленная
главным образом аргиллитами с редкими прослоями алевролитов и
мелкозернистых песчаников. Мощность свиты 120—180 м. Перечислен-
ные водоупоры разделяют всю толщу триасовых отложений на ряд во-
доносных горизонтов, контролирующих нефтяные и газовые залежи.
Сыгынканская свита представлена часто чередующимися песчани-
ками, алевролитами и аргиллитами. В ней встречаются тонкие прослои
конгломератов. Мощность свиты 220 м. Бегиджанская свита среднего —
верхнего триаса сложена разнозернистыми песчаниками, плотными алев-
ролитами и тонкослоистыми аргиллитами. Мощность ее колеблется
в пределах 400—800 м.
Суммарная мощность пород триасового возраста на Хапчагайском
поднятии составляет 1200—1600 м.
Водоносные горизонты среднего —верхнего триаса приурочены
к песчаникам бегиджанской свиты. В верхней части они, по-видимому,
не имеют достаточно надежного водоупора, поскольку нижнелейасовая
аргиллитовая толща (мощность 40—60 м) присутствует не во всех раз-
резах. Они изучались на Средне-Вилюйской, Неджелинской, Бадаран-
ской и Нижне-Вилюйской площадях (табл. 18; см. рис. 24). Кроме того,
пластовые воды рассматриваемых водоносных горизонтов были полу-
чены в Китчанских и Сангарских скважинах, где они характеризуются
весьма высокой минерализацией и повышенными притоками.
Пластовые воды средне-верхнетриасовых водоносных горизонтов
лучше изучены на Средне-Вилюйском месторождении при испытании
разведочных скважин Р-1, Р-2 и Р-3 в интервале 1648—2117 м. Здесь
были получены хлоридные натриевые воды с минерализацией до 26,3 г/л.
Несколько повышенное содержание гидрокарбонатов натрия в водах
верхней части разреза средне-верхнетриасовых отложений свидетель-
ствует о низких изолирующих свойствах аргиллитовой пачки нижнего
лейаса. Последнее обстоятельство указывает на то, что резкой смены
генетического типа воды на Средне-Вилюйской площади, по-видимому,
не существует (см. табл. 18, скв. Р-1 и Р-3).
В самых верхних горизонтах рассматриваемого комплекса Средне-
Вилюйской площади были получены хлоридные натриевые воды со зна-
чительным содержанием гидрокарбонатов (скв. Р-1 и Р-3). То же ус-
тановлено и по скв. Р-2 на Неджелинской площади.
Таким образом, средне-верхнетриасовые водоносные горизонты Ле-
но-Вилюйского артезианского бассейна отделяются аргиллитами моном-
ской свиты от нижнетриасовых. Причем если для средне-верхнетриасо-
вых водоносных горизонтов характерны невыдержанное по простиранию
чередование пород и отсутствие явного водоупора в кровле, то нижне-
триасовым свойственны весьма четкие границы, и в их основании выде-
ляется выдержанная глинистая пачка аргиллитов подошвенной части
усть-кельтерской свиты, которая является относительно надежным во-
доупором. Под ней на Средне-Вилюйской площади были получены пла-
стовые соленые воды с растворенным газом и минерализацией до
54,3 г/л, приуроченные к горизонтам песчаников переходной зоны пермо-
триаса (скв. Р-3, интервал 2952—2962 м).
Воды этого горизонта хлоридные натриевые (хлор-кальциевые, по
Сулину), приведенное пластовое давление здесь выше на 5—6 атм,
Таблица 18*
Химический состав подземных вод триасовых отложений Якутского артезианского бассейна
Скважина; условна отбора пробы; интервал опробования, м Дата отбора кпробы Минера- лизация, г/л pH ,, мгл Компоненты, %-зкв Микрокомпоиенты, мг}л
Na+K Mg Са Cl SO, НСОз со3
Водоносные горизонты верхнего и среднего триаса
Средие-В илюйские Р-1, 1690—1740, испытате- лем пластов 13/VII 1963 г. 11,566 4 532,0 30,0 49,0 5 415,0 100,0 2879,0 Нет Не опр.
8,0 97,4 1,2 1,2 75,6 1,0 23,4
Р-2, 2006—2117, испытате- лем пластов 30/V 1965 г. 26,312 9 088,2 126,1 977,8 16005,0 17,3 195,2 Вг 0,01
5,5 86,9 2,3 10,8 99,2 0,1 0,7
Р-3, 1648—1694, испытате- лем пластов 11/VII 1964 г. 11,500 4 490,5 16,4 35,2 5 986,4 34,6 1659,2 108,0 Не опр.
7,5 99,4 0,7 0,9 85,0 0,4 13,7 0,9
Неджелииская Р-2, 1784—1794, испытате- лем пластов 31/VII 1963 г. 16,468 6274,0 61,0 145,0 9 051,0 54,0 1757,0 Нет Вг 10,6, J следы; К 12,7
8,0 95,7 1.8 2,5 89,6 0,4 1,0
2518,4—2583,4, во время продувки 30/Ш 1965 31,557 12 030,0 120,1 197,6 17 978,0 171,1 1878,8 120,0 Не опр.
6,5 96,4 1,8 1,8 93,3 0,6 5,7 0,4
Бадаранская Р-2, 2343—2613, испытате- лем пластов ' 12/Ш 1963 г. 34,858 12 206,7 108,7 1251,2 21 001,8 46,1 488,0 Нет J 20,0
Не опр. 88,1 1,5 10,4 98,5 0,2 1,3
2666—2738, свабирование 19/XI 1963 г. 55,878 17 422,0 481,5 3564,0 34 046,0 255,1 195,2 Вг 12,0
Не опр. 77,5 4,1 18,4 99,0 0,6 0,4
2955—2986, во время про- дувки 3/III 1963 г. 79,259 27 375,0 144,5 3168,0 46 834,0 1481,0 512,4 Не опр.
Не опр. 87,6 0,8 11,6 97,1 2,7 0,2
Нижне-Вилюйскан Р-2, 3158—3179, свабиро- вание 31/V 1963 г. 79,961 22 957,0 1444,6 5742,0 49 650,3 2,7 329,4 J 15,0
Не опр. 71,1 8,5 20,4 0,6 ' 0,1 0,3
2993—3016, из насосно- компрессорных труб 31/VII 1963 г. 82,084 25 670,0 361,2 5 544,0 50 359,0 39,4 219,6 J 20,0; К 5,0
Не опр. 78,4 2,2 19,4 99,6 0,1 0,3 я
Сангарская Р-2, 1915—2115, 22/IX 1962 г. 126,718 36 926,0 474,6 11 121,8 77 836,2 280,0 109,8 Вт 24,4
7,6 73,0 1,8 25,2 99,6 0,3 0,1 я
2426—2602, испытателем пластов IX 1962 г. 106,11 31 083,0 120,4 9 504,0 64 545,0 814,6 85,4 J 5,0; К следы
Не опр. 73,6 0,5 25,9 99,0 0,9 0,1 V
Водоносные гори зонты и и ж и е г о триаса
Средне-Вилюйские Р-2, 2994—3018, испытате- лем пластов 27/Ш 1965 г. 45,66 13 194,0 652,0 3 493,0 28024,0 15,0 564,0 Вт 53,3; J 0,6; К 149,9
7,5 71,5 6,7 21,8 98,8 0,1 1,1 п
Р-5, 2676—2680, при пере- ливе через устье сква- жины 9/VIII 1965 г 42,28 11 953,0 251,0 3 958,0 26 084,0 4,1 53,6 Вг 58,6; J 1,0; К 79,4
7,0 70,4 2,8 26,8 99,9 — 0,1
Р-6, 2530—2542, пробоот- борником ПД-3 (2534) 11/IX 1965 г. 33,188 9 697,0 887,0 1 833,0 20 425,0 260,0 172,0 Вт 44,2; J 1,2; К 104,4
7,5 71,9 12,5 15,6 98,6 0,9 0,5
Неджелннскне Р-2, 2415—2428, продувка 7/III 1965 г. 28,705 10 898,0 143,0 235,0 16 311,0 185,0 1865,0 Вт 33,6; К 160,2
8,5 94,6 2,7 2,7 93,0 0,8 6,2 п
Р-3, 2952—2962, на устье 13/Х 1964 г. 50,67 14 472,0 466,0 4 386,0 31 166,0 22,0 316,0 Вт 93,1; J 1,8; К 90,3
7,0 71,0 4,3 24,7 99,3 0,1 0,6
Р-4, 2926—ЗОЮ, испытате- лем пластов 9/Ш 1965 г 36,379 9 445,0 23,0 4 424,6 22 385,0 3,3 195,2 Не опр.
5,0 64,8 0,3 34,9 99,4 0,1 0,5 я
* Состанлена по материалам В. Д. Матвеева, Л. А. Грубова и др. за 1966 г.
Таблица 19*
Химический состав природных газов подземных вод триасовых отложений Якутского артезианского бассейна
Скважина; условия отбора пробы, интервал опробования, м ‘Дата отбора пробы Компоненты, объемн. %
H3S+CO2 оа сн4 CnH2n+2 н, Nj+ред. Аг Не
Водоносные комплексы верхнего и среднего триаса
Средне Внлюйские скважины Р-1, 1690—1745, испытате- лем пластов 4/1 1964 г Нет Нет 90,2 3,2 Нет 6,8 0,009 0,007
Р-3, 1681—1694, испытате- лем пластов 10/VII 1964 г. 0,1 » 97,5 0,1 и 2,4 0,031 0,008
Неджелинская скважина Р-2, 2283—2318, продувка 30/Ш 1965 г. 1,6 » 95,8 1,6 и 1,0 0,013 0,008
1784—1794, испытателем пластов 31/VII 1963 г. 0,2 я 99,1 Нет и 0,7 0,007 0,005
Бадаранские скважины Р-2, 2955—2986, испытате- лем пластов 7/V 1963г Нет » 98,5 0,5 я 1,1 0,007 0,008
Р-3, 2673—ЗОН, испытате- лем пластов 10/1II 1964 г. » п 74,3 1,1 » 24,6 0,263 0,023
Нижие-Вилюйская скважина Р-2, 2993—3112, испытате- лем пластов 4/VI 1963 г. 0,75 95,65 2,0 0,5 2,0 0,157 0,001
3158—3179, спонтанный Средне-Вилюйские скважины 4/VI 1963 г. Во/ Нет о н о с н ы е компле 76,0 К с Ы НИИ 13,8 /него тр и г Нет с а 10,2 0,157 0,001
Р-2, 2994—3018, пробоот- борником ПД-3 с глуби- ны 2700 л 7/IV 1965 г. 0,6 Нет 91,3 1,5 4,3 2,1 0,003 0,02
137
чем в вышележащей толще. Все это
наряду с повышенной минерализа-
цией воды свидетельствует о весьма
обособленном водоносном комплек-
се основания триаса, приуроченном,
по-видимому, частично уже к отло-
жениям пермского возраста.
За пределами Хапчагайского
поднятия водоносность отложении
среднего — верхнего триаса изуча-
лась на Китчанской и Сангарской
площадях, а также на Усть-Вилюй-
ском месторождении природного
газа. В Китчанских колонковых
скважинах на глубинах до 100 м
подземные воды обычно пресные с
минерализацией порядка 1 г/л. В
более глубоких скважинах минера-
лизация резко возрастает, достигая
70 г/л на Усть-Вилюйской площади
и превышая 126 г/л на Сангарской.
Скважины обычно переливают: при-
веденные пьезометрические уровни
располагаются на абсолютных от-
метках от +150 до +160 м. Кроме
Китчанской и Сангарской площа-
дей, отложения триасового возраста
наблюдаются также и в разрезе
Бахынайской опорной скважины.
Здесь непосредственно под нижней
юрой залегает аргиллитовая пачка
нижнего триаса с редкими про-
пластками песчаников, вскрытая на
глубину 75 м. При опробовании
двух горизонтов песчаников нижне-
го триаса при весьма низком дина-
мическом уровне (1816—1826 м)
суточные дебиты воды в них не
превышали 10 м3.
Газоносность отложений сред-
него— верхнего триаса изучалась
в процессе разведочного бурения на
Усть-Вилюйском, Бадаранеком, Не-
джелинском и Средне-Вилюйском
месторождениях, где из многих
опробованных горизонтов были по-
лучены промышленные и полупро-
мышленные притоки природного га-
за (табл. 19).
В химическом составе газа пре-
обладают углеводороды метанового
ряда. Он напоминает устьвилюйс-
кий газ из отложений нижней юры,
что свидетельствует о единстве этих
двух водоносных комплексов и сла-
бых изолирующих свойствах разде-
138
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
ляющего их относительно водоупорного аргиллитового горизонта ниж-
него лейаса.
Водоносный горизонт устькельтерской свиты нижнего триаса, к ко-
торому приурочены основные залежи газа в группе месторождений
Хапчагайского поднятия, изучен наиболее полно на Средне-Вилюйской
и Неджелинской площадях. Здесь были получены притоки пластовых
вод хдоридного кальциево-натриевого состава с растворенным газом и
пленками нефти. Воды, как правило, сильно газированные. Газовый
фактор составляет четыре и даже шесть объемов газа на один объем
воды. Статические уровни располагаются обычно выше устья, вследст-
вие чего наблюдается самоизлив подземных вод. Пластовое давление
в скв. Р-2 на глубине 2650 м составило 269,2 атм, а в скв. Р-6 на
глубине 2523 м равнялось 262,1 атм. Температура на этих отметках со-
ответственно составляла +63 и +53° С. Минерализация пластовых вод
на Средне-Вилюйской площади находится в пределах 33—46 г/л и по-
вышается в восточном направлении до 50,67 г/л (на Неджелинской
площади). Удельный вес воды изменяется от 1,025 в скв. Р-6 Средне-
Вилюйской площади до 1,035 в скв. Р-2 на Неджелинской.
Как было показанр при характеристике водоносности юрских от-
ложений, общее движение подземных вод во всех водоносных горизон-
тах происходит в северо-восточном направлении. Это в равной мере от-
носится и к нижнетриасовым водоносным горизонтам. Достаточно ска-
зать, что общая минерализация подземных вод на Средне-Вилюйском
месторождении в этом комплексе колеблется в пределах 33—46 г/л,
в то время как минерализация таких вод на Китчанской площади при-
мерно 105,5 г!л.
Нижнетриасовый водоносный горизонт, приуроченный к песчани-
кам устькельтерской свиты, является достаточно обособленным от
других горизонтов. Предполагается, что данный водоупорный горизонт
имеет региональное распространение.
О химическом составе природного газа из отложений нижнего
триаса дает представление табл. 19, в которой сведены анализы проб
по Средне-Вилюйскому и Неджелинскому месторождениям. Здесь весь-
ма высок процент тяжелых углеводородов, суммарное содержание ко-
торых в отдельных случаях превышает 17% (Средне-Вилюйская скв, Р-3
в интервале 2876—2881 м). В составе газа отсутствует сероводород, а
суммарная величина азота и инертных газов не превышает 1%. Газ
может быть использован как в качестве энергетического топлива, так и
сырья для химической промышленности.
В пределах Анабаро-Оленекского артезианского бассейна водонос-
ность триасовых отложений изучена весьма слабо. Отложения триа-
сового возраста обнажаются в периферийной части Оленекского подня-
тия; кроме того, они были вскрыты разведочными и колонковыми сква-
жинами в долине р. Оленека и за пределами Якутии в районе п-ова
Нордвик. В низовьях р. Лены (Булкурская антиклиналь) и в устье
р. Оленека (Улахан-Юряхская антиклиналь) известны только отложе-
ния нижнего и среднего триаса, а в Пур-Оленекском районе — одного
нижнего триаса. Суммарная мощность их в Пур-Оленекском районе не
превышает 140 м. Водоносность их в пределах Якутии не изучена.
Водоносный комплекс пермских отложений
Пермские песчаные и песчано-глинистые отложения распростране-
ны в Нижне-Ленском, Лено-Вилюйском, Анабаро-Оленекском и Тунгус-
ском артезианских бассейнах.
ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКАЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ
139
В Нижне-Ленском бассейне Джарджанской скв. 1 (на карте № 3)
в пермских отложениях на глубинах 1454—1514 м вскрыты хлоридные
кальциево-натриевые рассолы с минерализацией 48—45 г/л. Для них
характерны температуру более 25—35° С и метановый состав раство-
ренных газов (табл. 20).
Таблица 20*
Химический состав свободных газов подземных вод пермских отложений
Анабаро-Оленекского и Лено-Вилюйского артезианских бассейнов
Скважина; интервал опробо- вания или глубина, м; номер на карте Компоненты, объемн. %
CO2+H2S о3 сн4 с2н. СЛН2Л+2 N ^з+ред Аг Не
Улахан-Юряхская; 537, № 1 0,4 Нет 92,9 0,01 Нет 6,6 Не опр Не опр.
Оленекская Р-50; 664—890; № 2 2,0 3,6 69,8 0,05 24,5
Усть-Вилюнские Р-5; 2930—3020 0,4 Нет 94 4,3 1,3 0,022 0,014
Р-6; 3033-3118 0,6 91,4 7,8 0,8 0,016 0,013
* Составлена по материалам ВНИГРИ (М. К. Калинко и др.).
В Анабаро-Оленекском бассейне пермские отложения распростра-
нены повсеместно. Они сложены преимущественно прибрежно-морскими
и морскими терригенными и угленосными породами: песчаниками,
алевролитами, чередующимися с глинами, аргиллитами и углями. Мощ-
ность их колеблется от 300—500 м на южном борту впадины до 1500—
1800 м в ее внутренней части. Пермские отложения почти на всей пло-
щади перекрыты мезозойскими образованиями. Во внутренних частях
впадины кровля их погружена на глубину до 1000—1500 м и более.
В нижнем течении р. Оленека на Улахан-Юряхской структуре
скважиной (№ 1, см. прилож. 1) вскрыты на глубине 519 м в пермских
отложениях соленые трещинно-пластовые воды хлоридного натриевого
состава с минерализацией 11,1 г/л, интенсивно насыщенные метаном
(табл. 20, 21). Эти воды в течение 23 дней (10/VIII—2/IX 1952 г) са-
моизливались из скважины с расходом до 7 л/сек. Вместе с водой вы-
делялся газ метанового состава с дебитом до 0,2 л/сек. Второго сентяб-
ря 1952 г. фонтанирование из скважины прекратилось и уровень воды
установился на глубине 160 м от поверхности земли (абс. отм. —146 м).
Самоизлив вод из скважины был обусловлен их высокой газоносностью.
Горючие метановые газы установлены в ряде других скважин на Ула-
хан-Юряхской площади.
В скв. Р-50 (по карте № 2), расположенной на левобережье р. Оле-
нека, в 50 км ниже р. Пур, при опробовании пермских отложений от-
крытым забоем был получен приток метановых хлоридных натриевых
вод с минерализацией до 5—7,5 г/л. Эти воды были насыщены мета-
новым газом и изливались из скважины с расходом около 0,7 л/сек,
дебит газа при этом составлял 0,4—0,5 л/сек. Самоизлив сильно гази-
рованных соленых вод из скважины продолжался в течение нескольких
месяцев. Водоносность пермских отложений Тунгусского артезианского
бассейна на территории Якутии не исследована.
Водоносный комплекс каменноугольных отложений
Выходы терригенных и карбонатных пород с пластами гипса и
ангидрита каменноугольной системы известны в бассейне среднего тече-
ния р. Вилюя (в Кемпендяйском солянокупольном районе, на р. Вилю-
140
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Таблица 21*
Химический состав подземных вод пермских отложений Анабаро-Оленекского
и Нижне-Ленского артезианских бассейнов
Скважина; условия отбора пробы. Интервал илн глубина опробования, м', номер на карте Мине- рализа- ция, г/л Компоненты, —— %-экв Микроком- поненты, мг{л
Na+K Mg Са Cl so. НСО3
Ана б аро - О леиекска я впадина
Улахан-Юряхская; 519; № 1 11,1 4,145 0,043 0,116 6,639 0,004 0,134 Не опр.
95,1 1,9 3,1 98,8 — 1,2
Оленекская; Р-50; 664— 890; № 2 7,5 2,791 0,051 0,081 4,456 Нет 0,408
93,6 3,3 3,1 94,8 5,2
При в ерхоянский прогиб
Джарджанская скважина Р-1; № 3 1374—1382 (1314 м) при подъеме ис- пытателя пластов 1450-1480 12,7 48,5 3,04 Нет 1,78 7,66 0,03 0,24 Вт 7,5 Вг 68,0; J 3,0
60,0 9,98 40,0 8,31 98,0 30,0 0,005 2,0 0,14
51,0 49,0 100,0 — —
1505—1514 44,9 10,1 6,93 27,8 Нет 0,03 Вг 40,0; J 4,5
56,0 44,0 99,0 — 1,0
* Составлена по материалам ВНИГРИ (П. Д. Сиденко, М. К. Калнико и др.).
чане и в других пунктах), а также в нижнем течении р. Лены —в зоне
Джарджанского надвига. Мощность их достигает нескольких сотен мет-
ров. По-видимому, эти отложения широко распространены в Лено-Ви-
люйском и Нижне-Ленском артезианских бассейнах, где они залегают
в основном на глубинах более 2500—3000 м. Водоносность их не изу-
чена. В сводах солянокупольных структур Кемпендяйского района из-
вестны источники из каменноугольных отложений (табл. 22, 23). Вода
источников обладает кислородно-азотным сульфатным кальциевым со-
ставом, минерализация не превышает 0,7 г/л.
В пределах внутренней части Лено-Вилюйского артезианского бас-
сейна, где терригенные и карбонатные породы каменноугольного воз-
раста залегают на глубинах 2000—3000 м и более, содержащиеся
в них воды не изучены, так же как и в Анабаро-Оленекском бас-
сейне.
Терригенно-карбонатные и карбонатные породы с прослоями и лин-
зами гипса нижнего карбона установлены в Кютюнгдинском грабене
Оленекского поднятия. Мощность их достигает 150—200 м. Фактиче-
ские данные о водоносности их отсутствуют. Вероятнее всего, породы
полностью проморожены.
В районе Ыгыаттинской и Кемпендяйской впадин верхнекаменно-
угольные и нижнедевонские отложения не расчленены, и на карте по-
казан объединенный водоносный комплекс.
ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСДАЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ
141
Таблица 22
Химический состав подземных вод каменноугольных отложений Лено-Вилюйского
артезианского бассейна (Басков, 1953)
Место отбора пробы Дебит, л/сек Темпера- тура, °C Минерали- зация. г 1л ,, мгл Компоненты, %-же
№+К Mg Са С1 so. нсо3
pH
Левый берег р. Кем- пендяя, в 3 км выше сользавода 50—60 0,22 5 15 45 1 107 88
+0,4 7,1 5,7 33,2 61,1 — 60,6 39,4
Левый берег р. Кем- пендяя, напротив соль- завода 8 0,7 3 34 164 6 435 116
+0,5 7,1 1.2 25,4 79,4 1.5 81,4 17,1
Примечание. Состав газов приведен в табл. 23.
Таблица 23
Состав растворенного газа подземных вод каменноугольных отложений
Лено-Вилюйского артезианского бассейна (Басков, 1953)
Место отбора пробы Количе- ство газа, см3/л Компоненты, объемн. %
CO2+H3S О, сн. N.+ред. Не Аг
Левый берег р. Кемпендяя, в 3 км выше сользавода 20 4,1 22,6 Нет 73,3 0,0017 1,641
Левый берег р. Кемпендяя, напротив сользавода 14,2 4,97 15,68 » 79,35 0,0009 1,839
Водоносный комплекс девонских отложений
Девонские отложения установлены в Кемпендяйском и Ыгыаттин-
ском артезианских бассейнах (третьего порядка), где они представ-
лены чередующимися осадочными и вулканогенными породами общей
мощностью 100 м и более.
В Кемпендяйском бассейне в верхних горизонтах девонских отло-
жений содержатся пласты каменной соли, гипса и ангидрита. Выходы
их на поверхность наблюдаются в сводах солянокупольных структур
(Кемпендяйской, Багинской и др.), к которым приурочены также мно-
гочисленные соленые источники. Данные о их солевом составе
(табл. 24) свидетельствуют о том, что рассолы при очень большой ми-
нерализации характеризуются исключительной чистотой солевого сос-
тава: хлориды натрия составляют около 98% от общей суммы раство-
ренных солей. Кроме того, характерным для этих рассолов является
очень низкое содержание калия и брома. Йод в них в заметных количе-
ствах не обнаружен. Температура вод источников в течние года и кон-
центрация рассолов меняются незначительно. Важно отметить, что если
солевой состав рассолов отдельных источников весьма сходен, то газо-
вый состав их резко различен (табл. 25).
142
ГЛАВА 111 ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Таблица 24
Химический состав подземных вод девонских отложений юго-западной части
Якутского артезианского бассейна (Кемпендяйский солянокупольиый район)
(Басков, 1953)
Источник, номер на карте Минера- лизация, г] л pH K+Na г!л Компоненты, %-экв НСО3 Микро- компо- иенты, мг/л
Mg Са С1 so.
Эксплуатируемый ис- точник Кемпендяйского сользавода; № 61 317,3 122,48 0,335 1,26 188,52 4,67 0,10 Вг 1-
5,8 98,0 1,0 1,0 98,0 2,0 — К 20
Багинский соляной ис- точник; № 57 304,4 117,21 0,277 1,531 181,47 3,8 0,168 Вг 2,4; К 36
6,1 98,0 — 2,0 98,0 2,0 —
Соляной источник на левом склоне в верховь- ях р. Табасында 105,0 40,52 0,057 0,509 62,189 1,569 0,390 К 2
7,1 98,6 — 1,4 98,2 1,8 —
Источник на правом берегу р. Табасында, близ дороги из Тыса- Кыс; № 79 313,5 120,93 0,186 1,59 186,62 4,06 0,3 К 30
6,1 98,2 0,3 1,5 98,3 1,6 0,1
Таблица 25
Состав природных газов подземных вод девонских отложений юго-западной части
Якутского артезианского бассейна (Басков, 1953)
Источник, номер на карте Вид газа Количе- ство газа, смР/л Компоненты^ объемы. %
соа сн4 с2н0 Na+ред. Аг Не
Эксплуатируемый ис- точник Раство- ренный 11,97 11,8 6,5 Нет 81,7 3,0 0,057
Кемпендяйского соль- завода ; № 61 Свобод- ный Не опр. 0,4 4,7 » 94,9 1,807 0,065
Багниский соляной ис- точник; № 57 Раство- ренный 5,88 30,5 20,6 » 48,9 1,755 0,0354
Свобод- ный Не опр. 1,5 14,1 • 84,4 1,308 0,052
Соляной источник на левом склоне долины в верховьях р. Табасында Раство- ренный 15,39 45,2 22,1 32,7 1,14 0,0029
Источник на правом берегу р. Табасында, Раство- ренный 22,67 75,7 13,7 10,6 0,44 0,003
близ дороги из Тыса- Кыс; № 79 Свобод- ный Не опр. 4,2 35,5 0,3 66,2 1,22 0,027
В рассолах Кемпендяйских источников преобладают газы воздуш-
ного генезиса, содержание метана не превышает 5—7%. В рассолах
Багинских источников содержание метана возрастает до 20,6%. Весьма
показательно также и высокое содержание углекислоты. В рассолах
Табасындских источников растворенные газы имеют азотно-метаново-
углекислый состав. Здесь установлены и высшие гомологи метанового
ряда. Коэффициент гелия к аргону для различных групп источ-
ников довольно близок и колеблется в пределах 0,01—0,07. Солевой и
ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКЛЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ
143
газовый состав рассолов источников в Кемпендяйском солянокуполь-
ном районе указывает на их формирование в результате растворения
инфильтрационными водами залежей каменной соли в условиях сво-
бодного водообмена. То обстоятельство, что солевой состав отдельных
групп источников одинаков, а газовый состав их резко отличен, позво-
ляет говорить о поступлении в рассолы на Багинской и Табасындской
структурах биогенных газов из глубоких горизонтов, возможно обога-
щенных газообразными и жидкими углеводородами. Линейная форма
Багинской и Табасындской структур указывает на приуроченность их
к зонам разломов, по которым, по-видимому, проникают на поверх-
ность нефтяные газы.
Карбонатные и терригенные породы девонского возраста, содержа-
щие пласты гипса и ангидрита, выходят на дневную поверхность на
восточном крыле Нижне-Ленского артезианского бассейна в зоне Джар-
джанского надвига. В связи с этим имеются основания предполагать
их распространение и в прилегающей части Якутского бассейна, где
они не изучены.
Водоносный комплекс силурийских и ордовикских отложений
Водоносный комплекс силурийских и ордовикских отложений ши-
роко распространен в'западной и юго-западной частях Якутского арте-
зианского бассейна. Суммарная его мощность на юго-западной окраине
Анабарской антеклизы колеблется в пределах 650—100 м, а на юге —
в Нюйско-Джербинской и Березовской впадинах — в пределах 400—
800 м.
Водоносные породы представлены переслаивающимися доломита-
ми, известняками, мергелями и песчаниками с редкими линзами и про-
слоями гипсов и ангидритов преимущественно в верхней (силурий-
ской) части разреза.
Основной областью питания описываемого водоносного комплекса
служат южные окраины Нюйско-Джербинского и Березовского бас-
сейнов. Прерывистость мерзлой зоны, широкое распространение закар-
стованных пород на водоразделах и значительный врез речных долин
обеспечивают здесь хорошие условия инфильтрации атмосферных осад-
ков и поверхностных вод.
Разгрузка вод силурийско-ордовикского водоносного комплекса про-
исходит в долинах рек Лены, Нюи, Бирюка, Джербы и др. (В. М. Мак-
симов, Е. А. Басков и др.). На северо-западе Вилюйской синеклизы и
в восточной части Тунгусской разгрузка подземных вод в вышележащие
мезозойские отложения осуществляется, вероятно, через сквозные та-
лики под руслами крупных рек и, может быть, наиболее крупных озер
по зонам тектонических нарушений.
В силурийских и ордовикских отложениях распространены тре-
щинно-пластовые и реже трещинно-карстовые (преимущественно в ни-
зах разреза) подземные воды. Водоносность пород силура и ордовика
изучена недостаточно, в основном маршрутными исследованиями в юго-
западной части Якутского артезианского бассейна (В. М. Максимов,
Е. А. Басков, Е. В. Ильина и др.), и лишь в районе г. Мирного в 1965—
1966 гг. Московским государственным университетом проведены гидро-
геологические съемки масштаба 1 :500 000.
Известны многочисленные выходы подземных вод, связанные с от-
ложениями силура и ордовика. Дебиты источников, приуроченных к по-
родам силура, относительно небольшие (0,5—10 л]сек.), в то время как
источники, связанные с ордовикскими отложениями, имеют более высо-
кие дебиты, достигающие 200 л!сек. Однако преобладают дебиты 10—
20 л!сек (табл. 26).
144
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Таблица 26*
Характеристика источников водоносного комплекса отложений силура н
ордовика западной части Якутского артезианского бассейна
Номер источ- ника на карте Местоположение и характер источника; абс. отм., м Температура, воды, 0 С Дебит, л/сек Дата
42 Бассейн р. Вилюя, пресный источник в русле р. Сюльдю- кар, в 8 км от устья 4 20—30 6/VIII 1956 г.
48 Левый берег р. Нюи, в 2,2 км ниже руч. Хатыллачас; 250 2,4 28—30 6/IX 1958 г.
49 Правый берег р. Нюи, в 1,5 км ниже с. Арыылаах; 250 1,6 5 7/IX 1958 г.
65 Правый склон р. Чаайдаах, в 9 км выше устья; 275 Не опр. 400 14/VII 1964 г.
66 Водораздел рек Бакыр — Ор- то — Салаа; 400 0,1 200 1953
67 Правый берег р. Нюи, в 4 км ниже руч. Харыйа-Юрэх; 300 5 3 11/IV 1956 г.
68 Правый берег р. Нюи, в 1 км выше руч. Кэдээлэ; 330 0,2 35 21/IX 1958 г.
69 Левый берег р. Нюи, в 1,5 км выше руч. Кюргэлээх; 400 2 400 17/IX 1956 г.
72 Левый берег р. Нюи, в 0,1 км выше устья; 275 2 10 23/IX 1956 г.
74 р. Ньуучча-Таиыыта, левый берег; 400 2-4 50 4/IX 1959 г.
123 Правый берег р. Лены, в 2,7 км выше о-ва Ньилэнг; 100 Не опр. 8—10 9/VII 1958 г.
* Составлена по данным: № 42 — А. И. Косолапова за 1961 г.; № 48,
49, 68 и 123 — В. А. Цветкова и А. А. Кушнира за 1959 г,; № 65 —
М. В. Михайлова за 1964 г.; № 66 и 67 — Е. А. Баскова за 1954 и 1957 гг.;
№69 и 72 — Е. А. Баскова и Л. Г. Заварзина за 1957 г.; № 74 —
К. И. Малкова за I960 г.
Весьма интересная обводненная зона разлома, секущая отложения
ордовика, выявлена при гидрогеологических съемках экспедицией Мос-
ковского государственного университета. Она имеет северо-западное
простирание и пересекает долину р. Вилюя в 1 км ниже устья р. Бы-
сырдаах. Водоносные породы ордовика (усть-кутский ярус) представ-
лены известковистыми мергелями и глинистыми доломитами с прослоя-
ми известняков и известковистых песчаников. Ширина ее достигает
400 м, а глубина талой части 35 м.
Ниже развита мерзлая зона. Коэффициент фильтрации нарушен-
ных пород по данным откачек варьирует от 2,2—5 до 35 м/сутки. Пьезо-
метрическая поверхность полого падает от водоразделов и верховьев
ручьев, пересекаемых зоной разлома, к долине р. Вилюя и низовьям
его притоков. Глубина залегания подземных вод составляет 2—15 м.
ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКАЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ
US
а в отдельных скважинах наблюдался напор +2,3 м и самоизлив с де-
битом 0,17 л!сек. На участках пересечения указанной зоны с речными
долинами обнаружены источники, дебиты которых достигают 20 л!сек.
Воды описываемой зоны получают питание от поверхностных водотоков
и не связаны с подмерзлотными водами. Зимой некоторые из этих ис-
точников образуют наледи.
Химический состав подземных вод большинства источников суль-
фатно-гидрокарбонатный и гидрокарбонатно-сульфатный магниево-каль-
циевый. Воды пресные с минерализацией обычно от десятых долей до
1—2 г!л. Более минерализованные хлоридные натриевые воды с вели-
чиной сухого остатка до 6,4 г/д и сероводородом в газовом составе
появляются, вероятно, за счет подтока кембрийских вод. Высокое со-
держание сульфатов в водах силурийско-ордовикского водоносного ком-
плекса обусловлено присутствием гипса и ангидрита в составе водо-
ностных пород. Химический состав подземных вод отложений силура
и ордовика показан в табл. 27.
Таблица 27*
Химический состав вод, источников силурийских и ордовикских отложений
западной части Якутского артезианского бассейна
Номер Минерали- зация, г\л pH мг/л Компоненты, -г; ' %-ЭКВ
источника на карте Na + K Mg Са Cl so. [НСО3 СОз '
42 0,21 4,6 19,5 48,0 9,8 25 207,4 Нет
48 Не опр. 0,941 5 12,1 38 51,8 57 211,8 7 6,3 12 537,0 81 244,0
Не опр. 3 28 69 1 26 73
49 3,407 641,7 97,8 433,9 33,0 2000,0 402,6
Не опр. 48 14 38 2 87 11
65 0,209 6,9 18,0 41,0 3,6 25,0 195,2
7,1 8 39 53 2 14 84
66 2,75 198,0 136,7 461,7 157,4 1683,0 207,0
67 7,2 2,42 20 193,0 26 71,7 54 501,0 10 400,7 82 1089,0 8 323,0
6,9 21 15 64 29 58 13
68 1,53 147,9 72,8 244,9 60,6 846,7 307,1 6,0
Не опр. 26 24 50 7 72 20 —•
69 1,11 32,0 63,9 214,4 56,7 636,2 180,0
72 7,1 0,234 8 0,2 32 26,7 60 46,0 9 3,0 75 35,3 16 225,0
7,2 — 49 51 2 16 82
74 0,85 25,8 44,0 185,4 4,8 487,5 176,9 24,0
Не опр. 8 26 66 1 73 20 6,0
123 0,184 12,9 9,5 36,7 9,2 20,0 180,3 6,0
Не опр. 18 24 58 8 13 73 6,0
* Местоположение источников и авторы материалов указаны в табл. 26.
146
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Растворенные и свободные газы кислородно-азотные воздушного
происхождения. Присутствие в составе растворенных газов больших
количеств кислорода (до 20% объемн.) и низкие значения величины
Не
отношения (0,001—0,003) указывают на формирование этих вод
в гидродинамической зоне свободного водообмена.
Еще слабее изучена водоносность пород силура и ордовика на се-
верном крыле Тунгусского артезианского бассейна. Большая глини-
стость разреза обусловливает здесь сравнительно слабую водоносность
описываемых отложений. Дебиты источников невысоки, примерно
0,5 л/сек. В солевом составе вод преобладают гидрокарбонаты кальция
и магния. Воды в основном пресные с минерализацией 0,1—0,3 а/л и
температурой от —2 до +7° С. Большинство источников связано со сло-
ем сезонного протаивания и функционирует лишь в течение короткого
лета.
Водоносные комплексы отложений верхнего
и среднего кембрия
Отложения верхнего кембрия наиболее широко развиты на юго-
западе Якутского артезианского бассейна — в Березовском и Нюйско-
Джербинском бассейнах третьего порядка, где они объединены в вер-
холенскую свиту. Мощность их составляет 250—300 м.
В долинах рек Лены, Пеледуя, Нюи, Бирюка и др., сложенных эти-
ми отложениями, известны многочисленные источники, дебиты которых
колеблются от 0,5—1 до 100—200 л/сек и более. Преобладают источни-
ки с расходами 5—30 л/сек. Температура вод источников изменяется от
0 до 2—3° С. Очень низкая температура ряда крупнодебитных (до
100 л!сек) источников позволяет предполагать, что они связаны с меж-
мерзлотными водоносными горизонтами. Минерализация вод источни-
ков (табл. 28) колеблется от 0,13 до 3,4 г/л, а иногда и выше (ист. 46).
Состав вод источников преимущественно сульфатный кальциевый, что
обусловлено наличием в водоносных породах гипса и ангидрита. Рас-
творенные газы кислородно-азотные. Трещинно-карстово-пластовые воды
верхоленской свиты изучались также на Олекминской площади, где
они были вскрыты скважинами на глубинах 30—137 м. Эти воды име-
ют сульфатно-хлоридный кальциево-натриевый состав с минерализаци-
ей не более 11 —18 г/л. Вероятно, они связаны с водами нижнекембрий-
ских галогенно-карбонатных пород.
В северной и восточной частях Алданской антеклизы в долинах рек
Лены, Амги, Алдана, Маи и др. на дневную поверхность выходят кар-
бонатные породы (в основном известняки и глинистые известняки) сред-
некембрийского возраста, общая мощность которых достигает 800—
1000 м и более. Вода источников из этих отложений обычно гидрокар-
бонатная, кальциевая с минерализацией менее 0,3—0,4 г/л. Температура
воды колеблется от 0,01 до 2—4° С, дебиты достигают 60—100 л!сек и
более. На территории Лено-Амгинского междуречья в среднекембрий-
ских отложениях рядом скважин на глубинах 76—413 м вскрыты прес-
ные и солоноватые воды гидрокарбонатного натриевого состава (см.
табл. 28). Пьезометрические уровни устанавливаются выше местных
базисов эрозии. Скважины в с. Беттюгюттэ, у с. Сатагай на р. Суола
и др. фонтанировали.
В среднем течении р. Амги в районе Амгинской опорной скв. Р-1
несколькими колонковыми скважинами на глубинах 50—200 м. в из-
вестняках танхайской свиты вскрыты сульфатно-хлоридные магниево-
натриевые воды с минерализацией 7—9 г/л. Воды самоизливали с де-
ВЕРХОЯ НО-КОЛ ЫМСК.АЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ
147
Таблица 28*
Химический состав подземных вод отложений верхнего и среднего кембрия
Якутского артезианского бассейна
№ п/п Источник, скважина; интервал опробования или глубина, ж, номер на карте Минера- лизация, г/л Компоненты, мг/л %-экв
Na+K Mg Са Cl so. нсо8 со3
pH
1 0,572 2,4 41,7 130,2 17,0 250,1 262,0 Нет
Черендей, в 4 км выше Не опр. 1 34 65 5 52 43
устья
2 1,94 318,0 43,0 618,0 592,0 266,0 214,0
регу р. Лены, у пос. Мух- Не опр. 54 14 32 65 21 14
туя
з Источник В ПЛЛННР 0,31 9,4 17,0 63,0 1,7 179,0 76,0
р. Монуаллах, на резком 7,1 8 29 63 1 74 25
повороте ее к северу;
№ 45
4 Источник в среднем 14,2 4512 220 480 6890 1981 170
течении р. Хотого, в Не опр. 82 8 10 82 17 1
5 км ниже правого при-
тока Багисян-Юряха;
№ 46
5 Источник иа левом бе- 3,44 950 89 180 1490 620 180
регу р. Оччугуй-Мур- Не опр. 72 12 16 72 22 6
баайы, в 2 км выше
устья Оччугуй-Юрэха;
№ 63
А 0,31 36 19 52 90 28 160
склоне долины р. Тайон- Не опр. 27 28 45 44 10 46
Уйата, в 0,6 км от устья;
№ 64
7 Источник ня левом 0,89 6 76 177 7 500 170 36
берегу р. Лены, в 7 км Не опр. 2 43 55 1 71 20 8
выше устья р. Бирюка;
№ 75
8 Источник R бяссрйнс 0,27 1 14 62 6 150 70
р. Пеледуя, на правом Не опр. 2 26 72 4 40 56
берегу р. Мулисьмы, в
5 км ниже руч. Аргаш-
кит; № 120
9 1,3 42 80 250 66 760 190
регу р. Чары, в 0,8 км Не опр. 8 32 60 9 76 15
ниже о-ва Кюннээдэ;
№ 127
10 Источник ня пряном 0,13 0,4 7,0 41,0 <1 1,0 161,0
берегу р. Алдана, в 6,8 1 22 77 — 1 99
4 км ниже р. Билир
11 0,844 77 76 111 194 239 295
регу р. Амгн, в 100 км 6,7 22 42 36 36 32 32
выше р. Окто
12 7,522 2148,0 282 160 2746 2034 244
она 6,8 75 19 6 63 34 3
148
ГЛАВА III ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Продолжение табл 28*
№ п/п Источник скважина интервал опробования или глубина, м, номер на карте Минера- лизация, г! л „ мг л Компоненты, %-ЭК в
Na+K Mg Са Cl so. нсо3 со.
рн
13 Скважина у с Беттю- гюттэ, глубина 413 1,313 486,0 2,3 5,8 121,0 276,0 699,0 30,0
Не опр. 98 1 1 16 26 53 5,0
14 Скважина на левом берегу р Суола, в 200 м северо-западнее с Сата- гай, глубина 220 0,765 214,0 8,8 11,6 9,0 3,3 610,0 9,0
Не опр. 88 7 5 2 1 94 3
15 Скв 20 в с Хаатыл- ма, глубина 76 0,625 164,0 36,0 42,5 79,0 609,0
Не опр 58 24 18 18 82
16 Скв 2-Н (Моксоголох- ский куст), глубина 176, № 23 1,32 538 2 3 382 795
8,1 98 1 1 45 55
17 Скважина в с Табага, 225—235 0,99 409 3 11 39 938 64
7,9 95 2 3 6 83 11
18 Скважина в пос Бе- ке, глубина 372, № 28 1,78 367 99 119 121 729 701
7,6 53 27 20 11 51 38
19 Скв 12 в пос Амга П, глубина 138, № 8 9,25 2070 603 638 3452 2514 503
6,7 57 31 11 62 33 5
20 Правый берег р Амги, в 28 км ниже пос Ам- га, № 102 0,29 3 20 58 Нет 7 279
Не опр. 3 36 61 — 3 97
21 Скв 41 Олекминскои нефтеразведки 12,37 4520 120 530 5970 1149 190
Не опр. 82 5 13 85 13 2
* Составлена по материалам 1, 2, 9 — В М Максимова, Е А Баскова за 1952,
1953 гг , 3 — В В Спектора и В М Камышина за 1962 г, 4 — Ю Н Петрова за
1963 г, 5 —Ж К Жмыховой и В В Волина за 1961 г, 6 — А И Ушакова н П. И За-
ика за 1961 г, 7, 8 — В А Цветкова за 1959 г, 10—12 — Е А Баскова за 1960 г;
13—20 — Якутской центральной геологосъемочной экспедиции, 21—Б. Н Любомирова
и П М Охлопкова за 1962 г
битами 0,02—0,04 л!сек. Близки к ним по составу воды источника, выхо-
дящего в аласе Муона (в окрестностях с Амги-Слободы) Обращают
на себя внимание относительно высокие содержания в них брома
С1
(0,030 г1л) и соответственно низкое значение коэффициента -pj-, равного
89 Вероятно, это воды юрских морских бассейнов, поглощенные закар-
стованными породами среднего кембрия
В долине р Амги в 0,1 км выше руч Окто с породами амгинской
свиты среднего кембрия в пределах зоны разломов связаны источники,
воды которых обладают сложным солевым составом, отражающим сме-
шение вод различных водоносных горизонтов. Свободно выделяющиеся
газы из вод этих источников имеют углекисло-азотный состав и харак-
теризуются довольно высокими концентрациями гелия (табл 29).
Обобщенная характеристика производительности гидрогеологиче-
ских скважин, вскрывших водоносные горизонты среднекембрийских от-
ложений в пределах Лено-Амгинского междуречья, приведена в табл. 30.
ВЕРХОЯНО КОЛЫМСКАЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ
149
Таблица 29*
Химический состав природных газов подземных вод верхне- и средиекембрийских
отложений Якутского артезианского бассейна
Источник, скважина интервал опробования, м номер на карте Объем, см?{л Компоненты, объем % Не Аг
СО2+ H3S о2 СН4+высШ Nj+ред Аг Не
Верхний кембрий
Н ю й с к о-Д жербинская впадина
Растворенный
газ
Источник, в 4 км вы ше устья р Черендея 33,0 6,7 19,8 <0,1 73,5 1,66 0,001 0,0006
Источник и а левом бе- регу р Бирюка, в 3 км выше устья 23,31 4,6 27,2 Нет 68,2 1,58 0,0038 0,0024
Источник иа левом бе регу р Бирюка, в 12 км выше устья 11,57 9,9 17,2 73,0 1,61 0,0009 0,0005
Источник по правому берегу р Нюи, в 5,5 км ниже руч Хочуллай 38,0 8,5 26,6 0,3 66,6 1,568 0,004 0,002
Источник по левому берегу р Лены, у пос Мухтуя 15,46 10,3 Нет 0,1 89,7 2,3 0,001 0,0004
Анабарская антеклиза
Свободный газ
Трубка «Удачная», скв 42, 365,9—367,9 — 0,05 Нет 37,2 9,12 0,0081 0,0048 0,59
Средний кембрий
Северный склон
Алданской антеклизы
Растворенный газ
Источник Булус, пр а вый берег р Леиы у пос Качикатцы, № 98 35,2 4,0 13,0 Нет 83,0 1,242 0,004 0,003
Источник на правом берегу р Алдана, в 10 км ниже пос Усть Мили 51,0 3,2 17,2 79,8 1,567 0,001 0,0006
Источник иа левом бе- регу р Амгн, в 0,1 км выше р Окто 19,9 8,3 26,3 0,2 65,2 1,518 0,012 0.00&
Свободный газ
Там же — 11,3 0,8 5,2 82,7 1,086 0,372 0,354
* Составлена по материалам Е А Баскова за 1953—1955 и 1960 гг (Нюйско-
Джербинская впадина, Вилюйская синеклиза) н А И Косолапова за 1963 г (Вилюй-
ская синеклиза)
150
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Таблица 30*
Сводная характеристика водоносного комплекса отложений среднего кембрия
Лено-Амгинского междуречья по данным опробования 10 скважин
Значения Мощность (разведанная), м Напор над кровлей, м Глубина зале- гания уровня от поверхно- сти, м Дебит, л/се к Удельный дебит, л/сек-м
Максимальные Минимальные Наиболее распространенные 125 10 10—50 364,6 57,4 200-350 —18,6 +15,0 -3-10 8 0,5 1-3 3,3 0,1 0,7-1,0
' Материалы для таблицы обработаны Е. Е. Жирковым.
На Мархинском крыле Якутского артезианского бассейна отложе-
ния верхнего и среднего кембрия представлены в основном доломитами,
известняками и мергелями, содержащими пласты гипса и ангидрита.
Мощность их колеблется в пределах 300—800 м. Сведения о водоносно-
сти весьма ограниченны и относятся лишь к району верхнего течения
р. Мархи, где производилось поисково-разведочное бурение на нефть
и алмазы. Здесь в районе трубки «Удачная» в интервале 175—365 и
в гипсоносных доломитах и известняках верхнего кембрия, а /также
в прорывающих их кимберлитах вскрыты рассолы хлоридного, в ос-
новном кальциево-магниевого состава с минерализацией от 37 до 14$ г/л
(табл. 31). Рассолы залегают в пределах пояса отрицательных темпера-
тур. Температуры подземных рассолов колеблются от —1,4, —1,8 до
—4, —5° С. Статические уровни их устанавливаются в интервале 118—
144 м от поверхности земли (абс. отм. 189—196 м), т. е. ниже местных
базисов эрозии. Удельные дебиты скважин 0,1—0,25 л!сек (Устинова,
1964). Вместе с рассолами выносились часто пленки нефти и наблюда-
лось выделение углеводородных газов.
В скв. 42 с глубины 365,9 м ударил мощный фонтан газа, содержа-
щего, по данным А. И. Косолапова (1963), до 50 объемн. % водорода.
Фонтанирование продолжалось пять дней с дебитом около
100 000 м?! сутки. Вместе с газом на поверхность земли выносились
пленки нефти и изливались рассолы хлоридного кальциево-натриевого
состава с минерализацией 148,9 г/л.
В хлоридных кальциево-магниевых рассолах, вскрытых в районе
трубки «Удачная», установлены довольно высокие концентрации брома
(до 0,5—1 г/л) и калия (до 1—2 г/л). Содержание магния в них до-
стигает 4,7—7,9 г/л. Вместе с тем рассолы характеризуются низкими
концентрациями йода (до 0,001—0,005 г/л). Спектральным анализом
в них установлено наличие стронция. Обращает на себя внимание срав-
нительно высокое содержание никеля (до 150—500 мкг/л).
В пределах мерзлой зоны трещины в кимберлитах часто выполнены
льдом, химический состав которых изучался 3. Г. Устиновой (1964).
По ее данным, до глубин 100 м залегает лед сульфатно-гидрокарбонат-
ного кальциевого состава с минерализацией до 0,3 г/л, глубже зале-
гает лед сульфатного кальциевого состава с минерализацией до 1,5—
4,3 г/л.
В теплый период года довольно широкое распространение получа-
ют надмерзлотные воды, приуроченные к сильно закарстованным поро-
дам и питающие многочисленные сезоннодействующие источники. Воды
этих источников пресные сульфатно-гидрокарбонатные или гидрокарбо-
натно-сульфатные, натриевые, либо кальциевые.
ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКАЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ
151
Таблица 31*
Химический состав подомных вод, отложении верхнего и среднего кембрия
Тунгусского артезианского бассейна и Оленекского гидрогеологического массива
Скважина; глубина опробо- вания, лс; номер на карте Минера- лизация, г/л г* Компонннты, %-экв
K+Na Mg Са Cl so. нсо3
pH
Скв. 2 на водоразделе рек Далдын Сатыкан, в 4 км СЗ трубки „Удач- ная'; 280 37,7 4,290 3,390 4,530 23,570 1,25 0,06
Не опр. 26,94 40,36 32,70 96,02 3,78 0,14
Скв. 3 в долине р. Сы- тыкан, в 8 км СЗ труб- ки „Удачная"; 330; № 5 48,0 7,3 5,610 28,0 2,860 35,0 7,740 37,0 31,0 97,0 1,150 3,0 0,07 0,1
Мархинская скв. 3-К; 175 95,83 7,80 0,25 26,96 60,18 0,59 0,05
Не опр. 19,8 1,2 79,0 99,4 0,6 —
Скв. 99 на трубке „Удачная"; 218 90,77 7,3 9,94 23,6 7,97 38,0 12,52 37,4 58,22 97,9 0,964 1,2 0,097 0,1
Скв. 117 там же; 206 50,0 7,3 4,99 21,3 4,718 41,7 6,89 37,0 32,128 97,6 0,683 1,5 0,048 0,1
Скв. 60 там же; 184 97,0 8,1 11,44 27,4 8,02 36,4 13,13 36,2 63,22 99,12 0,65 0,74 Нет
Скв. 42 там же; 365; .№ 9 148,9 8,6 52,14 87,0 0,99 4,0 4,70 9,02 90,71 99,32 0,30 0,62 0,024 0,02
* Составлена по материалам 3. Г. Устиновой и А. И. Косолапова.
Водоносный комплекс отложений ленского яруса
нижнего кембрия
Отложения ленского яруса весьма разнообразны по вещественному
составу и условиям залегания, что предопределяет большие различия их
водоносности.
В Нюйско-Джербинском и Березовском бассейнах в составе отло-
жений ленского яруса преобладают доломиты, доломит-ангидриты, из-
вестняки, переслаивающиеся с пластами ангидритов (гипсов) и камен-
ной соли. Мощность отложений достигает 600—800 м. По мере продви-
жения в северо-восточном направлении из состава отложений ленского
яруса выпадают последовательно пласты каменной соли, затем ангид-
рита (гипса) и, наконец, доломитов. Мощность яруса сокращается до
20—40 м. В районах южного крыла Якутского артезианского бассейна
отложения ленского яруса выходят на дневную поверхность и подвер-
жены интенсивным гипергенным изменениям (десульфатизации, каль-
цитизации и др.). Верхние части разреза сильно закарстованы. Во
внутренних частях Якутского бассейна отложения ленского яруса по-
гружены на глубины 4000—5000 м и более.
В Березовском и Нюйско-Джербинском бассейнах в соленосных
породах ленского яруса содержатся, по-видимому, межсолевые трещин-
но-пластовые сильно концентрированные рассолы хлоридного кальцие-
вого состава с высокими концентрациями брома, калия и других компо-
нентов (табл. 32). Впервые они были установлены в Дельгейской скв. 2-Р
152
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Таблица 32*
Химический состав надсолевых н межсолевых вод отложений ленского яруса
западной части Якутского артезианского бассейна
Скважина; интервал опробо- вания, я; номер на карте Минера- лизация, г/л pH г/ г Л Компоненты, %-ЭКВ Мнкроком- поненты, мг/л
к Na Mg Са С1 so. НСО3
Солянская 2-С 41-86 200—240 358—365 Дельгейская Р-1; 1056-1067 Бирюкская 23, 293—310 Мархинская опорная, 1040—1060, № 6 1,27 0,202 0,273 0,0019 0,0116 0,431 0,1497 0,122 К 200 Вг 18,0 Вг 690,0 Нет Вг 110,0 Вг 3836,0 J 12,0
Не опр. 209,0 27 0,09 62 78,91 9 0,515 3 1,95 63 122,4 16 564 10 0,1
Не опр. 239,0 0,826 96 93,54 1 0,1 3 0,11 97 143,0 3 0,83 Нет
Не опр. 554,0 41,2 99 40 0,091 1 157,38 100 357,9 Нет 0,750
Не опр. 262 14 0,27 97,8 8 124 78 2,81 100 158,2 1,92 0,08
Не опр. 423,9 19,7 95 22,0 2 2,24 3 115,6 99 259,1 1 1,152 0,279
4,85 7 13 2 78 100 — —
* Составлена по данным: Е. И. Сарычева и др. за 1953 г. (Солянская скважина);
Р. Ф. Гуголя за 1957 г. (Дельгейская скважина); Г. А. Падвы и др. за 1954 г. (Би-
рюкская скважина) и А. И. Косолапова за 1965 г. (Мархинская скважина).
в трещинах керна, представленного доломитами толбачанской сви-
ты с глубин 1056—1059 и 1062—1067 м (Ильина и др., 1962). По-види-
мому, с межсолевыми рассолами ленского яруса связаны также рассолы
хлоридного кальциево-натриевого состава, вскрытые скв. 41 в трещино-
ватых кимберлитах на трубке «Мир». Опробование скв. 41 производи-
лось при глубине забоя 1009,3 м (на глубине 1184 м скважина вошла
в породы ленского яруса). Статический уровень этих рассолов в скважи-
не располагался на глубине 77 м от поверхности. При понижении
уровня на 68 м дебит скважины был равен 0,25 л!сек (Ломоносов, 1962).
Рассолы, вскрытые скважиной, характеризуются довольно высокими со-
держаниями калия (5,37 г/л), брома (1,35 г/л), а также хлоридов
кальция, указывающих на принадлежность их к метаморфизованным
рассолам седиментационного генезиса.
В среднем течении р. Лены, в устьевой части р. Бирюка, в скв. 23-С
на глубинах 293—310 м в доломитах, разделяющих пласты каменной
соли, вскрыты рассолы хлоридного натриевого состава с минерализа-
цией 262 г!л. Опробование этого межсолевого горизонта установило его
низкую водоносность. При понижении уровня на 45—65 м дебит сква-
жины ие превышал 0,03—0,04 л/сек. При откачке наблюдалось выделе-
ние углеводородных газов с расходом до 7—8 мУсутки. Обращает на
себя внимание наличие в них водорода (табл. 33).
Надсолевые трещинно-пластовые воды в галогенно-карбонатных от-
ложениях ленского яруса изучались в скважинах на Русско-Реченской,
Наманинской, Солянской, Бирюкской, Олекминской разведочных пло-
ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКАЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ
153
Таблица 33*
Химический состав природных газов надсолевых и межсолевых вод
отложений ленского яруса ннжиего кембрия западной части
Якутского артезианского бассейна
Скважина; глубина или
интервал опробования, м
Компоненты, объемы. % Не Аг
со2 н2 сщ С2Н6+высш. Щ+ред. Аг Не
Межсолевые воды
Бирюкская 23-С, 293-310 Солянские 0,21 3,в Наде 91 элевые 3,9 воды 6,2 0,036 0,085 2,36
1-С Нет Нет 91,2 8,38 0,42 0,023 0,176 7,6
2-С 2,0 22,0 1,4 73,8 0,849 0,079 0,093
Эимская 21, 280 2,7 0,60 63,52 1,78 31,40 Н е о п р е де- I я л и с ь
* Составлена по данным В. М. Максимова
и Е. А. Баскова за
1959 г.
щадях, на трубке «Мир», в верхнем течении р. Нюи и в других пунктах.
Глубины залегания изученных водоносных горизонтов в основном ко-
леблются от 50—100 до 200—300 м. Водообильность их обычно значи-
тельная, дебиты ряда скважины при самоизливе достигали 5—10 л!сек,
температура воды изменяется от —1 до +2—3°С.
По химическому составу надсолевые воды в основном хлоридные
натриевые с минерализацией от 1—3 до 200—239 г/л.
Наиболее полно надсолевые трещинно-пластовые и карстовые воды
изучены на Солянском месторождении каменной соли, расположенном
на правом берегу р. Лены, в 10 км ниже р. Олекмы. Скважина 2-С на
Солянской площади на глубинах 42—86 м в трещиноватых и закарсто-
ваных доломитах чарской свиты вскрыла слабонапорные межмерзлот-
ные воды хлоридного калиево-натриевого состава с минерализацией
1,27 г!л, с содержанием в них калия, равным 0,2 г!л. Пьезометриче-
ская поверхность этих вод располагается на одинаковых отметках с ме-
женным уровнем р. Лены. На глубинах 200—240 м в трещиноватых до-
ломитах встречены хлоридные натриевые рассолы с минерализацией
209 г/л. Эти рассолы насыщены углеводородными газами метанового
ряда, содержащими тяжелые углеводороды (см. табл. 33). Статический
уровень воды этого горизонта установился на глубине 70 м от поверх-
ности. При понижении уровня на 74 м дебит скважин был равен
0,18 л/сек. Близкие по составу надсолевые рассолы вскрыты в скважи-
не на глубинах 358—365 м, они характеризуются несколько большей
минерализацией и некоторым относительным увеличением концентра-
ций брома и калия. Водоносность горизонта весьма низкая; дебит
скважины при понижении уровня на 75,8 м составлял всего лишь
0,018 л/сек. При откачке происходило выделение углеводородных га-
зов метанового ряда. Газовый состав рассолов, вскрытых в интервалах
200—240 и 358—365 м, в частности наличие тяжелых углеводородов
Не по
и высокая величина отношения достигающая 3—8, указывают на
затрудненные условия взаимосвязи с дневной поверхностью.
В долинах рек Лены, Олекмы, Наманы, Нюи, Пеледуя известно
множество соленых источников хлоридного натриевого состава, часто
154
ГЛАВА ПГ. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
с высокими содержаниями сульфатов кальция. Минерализация вод ис-
точников колеблется от 1—3 до 84,1 г/л (табл. 34). Дебиты источников
достигают 50—100 л]сек, температура их изменяется от —0,8 до + 3,
+ 4° С. Растворенные в них газы имеют преимущественно азотный со-
став, иногда со значительной примесью метана (табл. 35). В водах мно-
гих источников присутствует сероводород в количествах до 10—20 мг!л.
Эти соленые источники располагаются обычно в пределах зон разло-
мов и антиклинальных структур. Они связаны главным образом с тре-
щинно-жильными водами, формирующимися в зонах новейших разло-
мов, секущих отложения ленского яруса. Важную роль в их питании
играют также надсолевые водоносные горизонты.
В долинах рек Леиы, Олекмы, Чары и др. в верхних, наиболее
промытых горизонтах разреза галогенно-карббнатных отложений лен-
ского яруса распространены солоноватые воды сульфатного кальциево-
го состава и пресные гидрокарбонатные кальциевые (магниевые) воды.
Они питают многочисленные источники с дебитами до 50—100 л!сек
и более.
На Лено-Алданском междуречье карбонатные породы ленского
яруса до глубин 300—400 м содержат пресные подземные воды. В до-
линах рек Амги, Буотомы, Алдана и др. известно большое количество
источников с дебитом до 200—500 л)сек. Температура воды большин-
ства источников не превышает 1—2° С, а у некоторых составляет всего
лишь 0,1—0,4° С. Воды источников гидрокарбонатные и сульфатно-гид-
рокарбонатные с минерализацией до 0,5—0,6 г/л. Растворенные в них
» Не
газы кислородно-азотные и азотные с величиной отношения -г- Др
О, 005.
В районе среднего течения р. Амги в отложениях ленского яруса
развиты также солоноватые воды, о чем свидетельствуют источники
в долине р. Амги у руч. Хомустах. Температура воды источников
+ 3,5° С, дебит около 5—7 л/сек. Обращает на себя внимание сложный
солевой состав вод источников, а также высокие содержания гелия
в составе свободно выделяющегося газа (см. табл. 35).
В бассейне Оленека ленский ярус представлен в основном карбо-
натными породами, содержащими в южных районах пласты гипса и
ангидрита. Мощность ленского яруса в южной части бассейна дости-
гает 600—800 м, тогда как в северной не превышает 20—30 м. На
большей площади бассейна отложения ленского яруса перекрыты поро-
дами среднего и верхнего кембрия.
Данные о водоносности отложений ленского яруса в пределах Ана-
барской антеклизы ограничиваются материалами опробования Мархин-
ской опорной скважины, пройденной в районе верхнего течения р. Мар-
хи (Вилюйской). В этой скважине из карбонатных пород ленского
яруса в интервале 1040—1060 м получены рассолы хлоридного магние-
во-кальциевого состава с минерализацией 423,9 г!л (см. табл. 32). Они
весьма близки по составу к межсолевым рассолам Ангаро-Ленского
бассейна, хотя в разрезе Мархинской опорной скважины пласты ка-
менной соли не обнаружены.
Водоносный комплекс отложений алданского яруса
нижнего кембрия
Водоносные породы алданского яруса распространены наиболее
широко на Алданском крыле Якутского артезианского бассейна. В ос-
новном они представлены карбонатными породами пестроцветной сви-
ты мощностью 150—600 м с пластами ангидрита, гнпса н каменной
ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКАЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ
1 55
Таблица 34*
Химический состав вод источников из отложений лейского яруса нижнего кембрия
южной и центральной частей Якутского артезианского бассейна
Минера- Компоненты, - мг!л %-экв Прочие
Место отбора пробы, номер иа карте лизация. компо-
г/л ~рн~ Na+K Mg Са С1 so, НС Од СОд ненты, мг!л
На правом берегу р. Чаяиды, в 1 км выше 7,89 2360 153 365 3760 1133 232 Нет Не опр.
7,2 77 9 14 79 18 3
руч. Сыалы-Сардах; № 50
На правом берегу р. Нюи, в 6 км ниже 0,169 3 20 35 2 4 210
Не опр. 4 47 49 1 2 97 я
руч. Хочулай; № 52
3,7 747 127 420 696 1598 244
На правом склоне до- лины руч. Тарын-Юрэх,
Не опр. 91 3 6 6 93 1
в 5,7 км выше его устья;
№ 53
На правом берегу р. Нюи, в 2 км ниже 1,68 14 60 413 7 1081 213
7,2 2 19 79 1 86 13
метеостанции Хамааки; № 54
На правом берегу р. Лены, в 33 км ниже 0,646 147 24 63 218 90 211
Не опр. 56 17 27 54 16 30
д. Хамры; № 71
На левом берегу р. Наманы, в 2 км выше 0,48 60 10 ПО 3 125 342
5 0,24 10 31 59 1 31 68
р. Илин-Салаа; № 82
2 29 51 13 Нет 280
На левом берегу р. Мархи, в 50 км выше
7 2 47 51 8 92
устья; №’83 На правом берегу р. Наманы, в 1,3 км вы- 6,05 1184 Нет 860 1155 2650 403
5 0,232 53 47. 34 59 7
ше ее устья; № 86
4 16 66 2 2 288
На правом берегу р. Леиы, в 58 км ниже-
4,5 4 28 68 1 1 98
устья р. Туолбачаан, № 87
2,04 232 32 393 382 900 177 12
На левом берегу р. Олекмы, в 0,6 км вы-
6 32 8 60 33 57 9 1 •
ше устья р. Дабаан; № 90
0,228 3 25 52 2 Следы 234 28
На правом склоне руч. Юёсэ-Орук, впадаю-
Не опр. 2 44 54 2 80 18
щем в р. Кучугуй-Санык-
ча слева, в 0,5 км от
устья; № 92
По р. Талаах, в 1,2 км 0,18 Нет 17 43 Нет 7 204 6
от устья; № 93 Не опр. 40 60 . 4 93 3
На правом берегу 0,246 7 21 544 3 12 270 HgSlOg 13,0
р. Буотома, в 2 км выше устья р. Дарданг, № 99 7,2 6 37 57 2 5 93
На правом берегу р. Амги, в 150 км ниже 2,67 640 50 245 579 803 676 Н2310з 11,0
6,7 63 9 28 37 38 25
руч. Хомустах; № 100
156
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Продолжение табл. 34>
Место отбора пробы; номер на карте Минера- лизация, г/л pH г, мг л Компоненты, %-экв Прочна компо- ненты, мг/л
Na + K Mg Са Cl so. нсо3 С О3
На правом берегу р. Гадала, в 3,5 км вы- ше руч. Толокой; № 117 На правом берегу р. Кэмэ, в 10 км юго- западнее ВЫСОТЫ 631 М', № 128 На правом берегу р. Токко, в 0,1 км ниже устья р. Тукулаах; № 139 На левом берегу р. Улахан-Сэргэлэх; № 144 На правом берегу р. Амги, в 7 км выше устья р. Нотая; № 168 На левом берегу р. Амги, в 200 м ниже о-ва Белкей-Арыыта; № 169 На левом берегу р. Пеледуя, в 0,1 км ни- же устья р. Аркильдина На левом берегу р. Лены, в 5 и ниже р. Бирюка На левом берегу р. Лены, в 3 и выше с. Мухтуи На левом берегу руч. Туустах, в 0,5 км выше устья На левом берегу р. Карам, в 15 км выше 0,78 135 33 98 191 181 268 Нет H2S1O3- 13,0 Не
7,1 0,115 44 4 20 12 36 25 40 2 28 25 32 140
Не опр. 0,387 8 23 40 20 52 86 2 2 2 125 96 189 36 опр.
Не опр. 0,119 14 4 24 8 62 31 1 Следы 38 4 44 141 17 Нет
Не опр. 0,21 7 6 28 49 65 3 14 4 35 96 204
7 0,18 6 7 90 21 4 37 9 2 16 6 75 226
Не опр. 2,8 8 304,0 44 127 48 421 1 437 3 1393 96 200
7 3,87 29 1186 26 62 47 145 28 1830 65 387 7 262 NH,
7,4 7,91 81 2809,2 8 50 11 220 81 4370 13 323 6 267 0,7’ Не
7,2 41 91 13918 3 466 6 1150 92 21910 5 3918 3 88 опр. Вг 26,0 H2SiOs 16,0 nh4
6,7 7 87 2209 5 161 8 343 88 3619 12 1091 94
6,7 76 11 13 81 18 1 0,7’
устья На левом берегу р. Курчах, в 2 км от устья На правом берегу р. Пеледуя, против соль- завода 50,8 17394 520 1330 27160 4350 145 Вг 3,0; H2SiOs 2,0; H2S 2 Br21,0; HgSiOs 1,0
7,4 84,1 88 31692 4 172 8 661 89 48870 11 2060 95
67 97 1 2 97 3 —
* Составлена по данным. № 50, 54 — Е. А. Баскова, Л. Г. Заварзина за 1957 г.;
№ 52, 82, 86, 87, 90— В. А. Цветкова, А. А. Кушнира за 1959 г.; № 53 — М. Л. Кокоу-
лина и др. за 1958 г ; № 71 — Н. П. Анисимовой за 1953 г.; № 83 — В. П. Шугрииа за
1953 г.; № 92 — И. А. Воздвиженского и др. за 1959 г.; № 93, 100, 168 — Е. А. Баскова
за 1955 г.; № 99 — В. С. Хана за 1956 г; № 117—Е. А. Баскова за 1956 г.; № 128 —
В. И. Войвиченко и др. за 1963 г.; № 139 — Ю. С. Нахабцева и др. за 1960 г.; № 144 —
К. И. Малкова и др. за 1959 г.; № 169 — М. Л. Кокоулина и др за 1963 г.; осталь-
ные — Е. А. Баскова и Л. Г. Заварзина за 1956 г.
ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКАЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ
157
Таблица 35*
Химический состав природных газов вод источников из отложений ленского яруса
иижиего кембрия западной н южной частей Якутского артезианского бассейна
Место отбора пробы и вид газа Содер- жание газа, см31л Компоненты, объеми. % Не Аг
СО2+ H2S о, сн4 N2+pea. Аг Не
Левый берег р. Лены, в 5 км ниже р. Бирюка, растворенный 16,2 9,8 0,1 Нет 90,1 2,04 0,0018 0,00088
Левый берег р. Лены, в 3 км выше пос. Мух- туи; растворенный 22,2 4,9 Нет 95,1 1,92 0,004 0,002
свободный — 1,6 I» 4”,5 96,8 1,048 0,018 0,017
Левый берег р. Туу- стаах, в 0,5 км выше устья, растворенный 23,2 4,3 10,1 85,6 2,006 0,087 0,043
свободный — 0,2 я 3,1 96,7 1,068 0,234 0,218
Левый берег р. Кара- ма, в 15 км выше устья; растворенный 24,3 10,1 я 0,9 89,0 1,945 0,135 0,06
Левый берег р. Кур- чаха, в 2 км выше устья; свободный 2,1 я 1,4 96,5 1,129 0,605 0,537
Правый берег р. Ал- дана, у о-ва Букачен- Арыыта; растворенный 45 3,8 2,4 Нет 93,8 1,792 0,003 0,002
Левый берег р. Амги, в 1 км выше зимовья Барылай; растворенный 27 2,7 21,8 0,4 75,1 1,681 0,005 0,003
Правый берег р. Ам- ги, напротив пос. Тогуль- та; растворенный 26,1 5,8 6,3 0,1 87,8 1,847 0,009 0,005
свободный — 0,3 Нет Нет 99,7 1,058 0,027 0,025
Левый берег р. Амги, в 0,1 км ниже руч. Хо- мустах; растворенный 71,6 58,2 2,9 0,1 38,8 0,879 0,049 0,055
свободный — 7,5 1,6 Не обн. 90,9 1,018 0,459 0,48
* Составлена по данным В. М. Максимова и Е. А. Баскова (1959 г.).
соли. В долинах рек Лены, Алдана, Туолбы и др., дренирующих карбо-
натные закарстованные породы свиты, известно множество источников
с водами гидрокарбонатного и сульфатного кальциевого состава и ми-
нерализацией от 0,2 до 3 г/л, реже 5 г/л (табл. 36). Дебиты их до-
стигают 200—500 л/сек, температура вод обычно не превышает 1—2° С.
В долине р. Джукты близ ее впадения в р. Джербу, по данным Н. А.
Грибовой, воды соленых источников обладают хлоридным натриевым
составом с минерализацией около 23 г/л. Все источники связаны с тре-
щинно-пластовыми и карстовыми водоносными горизонтами, залегаю-
щими выше местных базисов эрозии. Сведения о водоносности пород
алданского яруса на больших глубинах имеются лишь по району сред-
него течения р. Амги (Басков, 1960). В Амгинской опорной скважине
на глубинах 810—857 м в карбонатных породах алданского яруса были
вскрыты воды сульфатно-хлоридного кальциево-натриевого состава с ми-
158
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Таблица 36*"
Химический состав вод источников нз отложений алданского яруса нижнего кембрия
южной н западной частей Якутского артезианского бассейна
№ п/п Место отбора пробы; номер на карте Минера- лизация, г/л “рн .. мг л Компоненты, — %-экв Прочие компо- ненты^. мг/л
Na+K Mg Са С1 so. нсо3
1 2 Левый берег р. Лены у д. Нижний Жедай; № 76 Левый берег р. Нохо- роя, в 1,9 км выше устья, № 84 Муру на правом бере- гу р. Лены против пос. Чуру; № 85 Устье р. Эйим, право- го притока р. Туолбы, № 89 Левый берег р. Туол- бы, в 0,5 км вниз по те- чению от устья Сыалы- Сардах; № 91 Левый берег р. Хороп, в 16 км выше устья р. Сэкели; № 115 Левый берег р. Пеле- дуя, в 13 км ниже с. Нижний Алысардах; № 119 Левый берег р. Бы- строй, в 1 км к западу от высоты 318,0 м; № 121 Правый берег р. Ток- ио, между ручьями Мо- тоху и Дюган; № 129 Левый приток р. Верх. Джеге; № 130 Правый берег р. Олек- мы, против устья руч. Улахан-Елюикээн; № 135 Правый склон долины р. Тарын, в 1,5 км выше устья; № 136 Левый берег р. Туол- бы, в 150—200 м выше устья р. Сатыкан; № 137 Левый берег р. Амги, в 40 км ниже д. Серге- лях, против р. Мостаи; № 140 0,6 70,465 38,7 80,2 43,7 218,9 284,4 Не опр.
Не опр. 0,167 30 2,0 31 14,0 39 42,0 12 1 44 15.2 44 189,0
3 Не опр. 0,77 3 14,6 35 47,2 62 170,2 29,0 9 396,3 91 242,2
4 7,3 0,3 4 25,99 30 17,43 66 58,56 6 10,64 64 32,91 30 274,77
5 Не опр. 0,6 20 31,97 26 17,43 54 140,23 6 10,64 12 260,0 82 250,34
6 Не опр. 0,413 14 23,2 26 41,8 71 68,9 3 111,95 55 35,0 42 244,0 H3SiOs 10,4 СО3 60 HgSlOs, 33,28 Не опр.
7 7,3 0,53 13 114,06 43 21,4 44 65,55 40 138,54 9 40.0 51 189,1
8 Не опр 0,175 50 27,6 17 9,50 33 14,76 40 6,62 9 16,0 32 134,2
9 7,3 0,399 44 19,77 29 21,52 27 76,15 7 6,58 12 232,5 81 85,4
10 Не опр. 0,3 13 27,0 28 35,26 59 37,47 3 1,99 75 42,78 22 280,6
11 Не опр 1.131 20 30,82 48 58,73 42 234,87 1 7,0 15 715,01 84 152,5 со»
12 5,5 0,485 8 3,22 27 21,28 65 133,94 1 13,44 93 170,0 14 286,7 9,0'' Не
13 5,5 2,4 1 Нет 20 190,33 78 480,83 4 127,0 42 1490,85 54 254,59 опр.
14 Не опр 1,47 Нет 39 99,39 61 312,05 9 35,28 80 951,47 11 137,92
Не опр 35 65 10 81 9
ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКАЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ
159»
Продолжение табл. 36"
№ п/п Место отбора пробы; номер на карте Минера- лизация, г/л ~рн „ мг л Компоненты, ty-экв Прочие- компо- ненты, мг1л
Na+K Mg Са Cl so. нсо3
15 Правый берег р. Олек- мы; № 142 7,5 2071,1 133,87 498,14 3061,33 1430,5 594,86 H2SiO& 37,06
Не опр. 72 8 20 68 24 8
16 Левый берег р. Ула- хан-Самата; № 143 0,78 16,32 51,56 160,72 3,53 447,2 207,24 Не опр.
Не опр. 6 32 62 1 72 27
17 Правый берег р. Тээнэ, в 2,5 км ниже устья руч. Майачастах; № 146 2,07 8,28 111,8 458,9 5,73 1373,59 225,7
7,0 1 28 71 1 88 11
* Составлена по данным: № 76 — Н. П. Анисимовой за 1953 г.; № 84 — А. Г. Ива-
нова н др. за 1960 г.; № 85 — П. И. Мельникова и Н. П. Анисимовой за 1950 г.; № 89,.
91 и 129 — В. И. Войвиченко и др. за 1954 и 1963 гг.; № 115 и 121 —Ю. А. Дукарта,
В. Н. Макарова и др. за 1964 г.; № 119, 135, 136 и 146 — В. А. Цветкова н др. за
1959 г.; № 130 — А. Ф. Петрова н др. за 1961 г.; № 137—Л. С. Гарагуля за 1962 г.;
№ 140 — Д. К. Горнштейна за 1942 г.; № 142 — А. А. Арсеньева за 1961 г. и № 143 —
К. И. Малкова и др. за 1959 г.
нерализацией 4,8 г/л (см. карту). Дебит скважины самоизливом
0,02 л]сек.
В пределах Алданского гидрогеологического массива карбонат-
ные породы нижнекембрийского возраста слагают северный склон
Южно-Якутской депрессии и распространены в тектонических впади-
нах, в которых они погружаются в южном направлении под конти-
нентальные отложения мезозойского возраста. Представлены эти по-
роды довольно однородной толщей доломитов, доломитизированных
известняков, реже мергелями и глинистыми сланцами. Мощность ниж-
некембрийской толщи зивисит от степени размыва и от величины тек-
тонического перемещения данного участка; она изменяется от 20 до-
700 м. В бассейне руч. Сивагли мощность доломитов нижнего кембрия
составляет 100—140 м; около пос. Чульмана—60—70 м (здесь они за-
легают под 220—300-метровой толщей юрских пород), в грабенообраз-
иой Верхне-Якокутской впадине — 600—700 м..
Характерным для нижнекембрийских пород является весьма ши-
рокое развитие карста. Направление карстовых полостей и понижений
обычно контролируется направлением тектонических нарушений и обу-
словленной ими трещиноватостью пород. Нередко на закарстованных
участках наблюдается полное или частичное исчезновение речек и ручь-
ев. Особенно характерны в этом отношении бассейны рек Куранах,
Якокит, Джеконды, Лев, Ыллымах, Олонгро, Селигдар, Мал. Аям, Учур
и др. Трещинно-карстовые или карстово пластовые воды нижнекембрий-
ских отложений встречены на глубинах от 13—32 м (месторождение
Пионерское) до 220 м (район пос. Чульман) и даже до 400 м (бас-
сейн р. Якокит). Обводненность нижнекембрийских пород весьма не-
равномерна. Залегающие на высоко приподнятых блоках кристалличес-
ких пород нижнекембрийские породы сдренированы нацело или водо-
носны лишь в период снеготаяния и интенсивных дождей. В то же
время в глубоко опущенных грабенообразных впадинах сильно обвод-
ненные нижнекембрийские породы достигают мощности 300—350 м„
160
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
как это отмечено работами МГУ, например, для междуречья Селиг-
дар — Якокут.
В районе Ниж. Куранаха (по данным института «Цветметпроект»)
в нижнекембрийском комплексе по водоносности выделяются две зоны:
первая до глубины 200 м от поверхности земли малотрещиноватая,
с удельным дебитом скважин до 3 л/сек, вторая расположена ниже,
до фундамента, более трещиноватая, с удельным дебитом скважин
до 5,8 л!сек.
Водоупорным ложем комплекса служат архейские кристалличе-
ские породы, реже мезозойские пластовые интрузии, которые разби-
вают нижнекембрийскую водоносную толщу на несколько ограничен-
ных по площади «этажей».
Подземные воды нижнекембрийских отложений образуют ряд ис-
точников, обычно постояннодействующих, в большинстве случаев —
субаквальных (табл. 37).
Таблица 37*
Характеристика источников водоносного комплекса
иижиекембрийских отложений Алданского гидрогеологического
массива
Номер
источ-
ника на
карте
Местоположение источника; абс. отм., м
Темпе-
ратура,
°C
Дебит, л!сек
Дата наблю-
дений
170
173
174
175
Левый берег Алдана, в 2 км
выше р. Аппы; 100
Правый берег Алдана, в 15 км
выше р. Оны; 300
Левый берег Алдана, в 0,2 км
ниже руч. Татаринова; 300
Левый берег р. Прав. Ыллы-
мах; 995
3,8 VIII 1958 г.
2,2 50
VIII 1958 г.
2,8 200
VIII 1958 г.
3,2 0,2
VIII 1964 г.
* Составлена по данным: № 170, 173, 174 — Ё. А. Баско-
ва за 1959 г.; № 175 — экспедиции МГУ за 1964 г.
Сводные данные по 12 скважинам, расположенным на северном
крыле Алданского массива, приведены в табл. 38.
Таблица 38*
Сводная характеристика водоносного комплекса нижнекембрийских отложений
по данным опробования 12 скважии (северная окраина Алданского
гидрогеологического массива)
Значения Мощность (разведанная), м Напор над кровлей, м Глубина зале- гания уровня от поверх- ности, м Дебит, л!сек Удельный дебит, л!сек-м
Максимальные 229 94 43,3 20 2,53
Минимальные 6 б/н 205 2,7 0,3-0,4
Наиболее распростра- ненные 100—140 б/н 20—40 4-7 1—2,5
Материалы для таблицы обработаны Е. Е. Жирковым
ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКАЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ
161
В Юхтинско-Ыллымахском бассейне дренаж водоносного ком-
плекса осуществляется глубоко врезанными долинами рек Бол. Кура-
нах и Якокит в центральной части и долиной р. Алдана в северной
части. Так, р. Талая (приток р. Якокит) начинается группой источ-
ников с общим дебитом около 2000 л!сек, выходящих в днище доли-
ны и обеспечивающих этой реке устойчивый сток в течение года. Ис-
точники с дебитом около 500 л/сек выходят в долине руч. Американ-
ского, с дебитом 150 л/сек — в долине руч. Чичерки и т. д. В долине
руч. Пуричи отмечены крупные выходы подземных вод с общим деби-
том до 1500 л/сек. Высокий дебит источников подтверждает хорошую
водообеспеченность нижнекембрийского водоносного комплекса впади-
ны, особенно нижней части разреза.
В Чульманской впадине (в бассейне р. Хатыми, на Пионерском
и Комсомольском железорудных месторождениях) удельные дебиты
скважин и шахт, по данным В. Ф. Панкратова, И. Г. Артеменко и др.,
изменяются от 0,02 до 0,4 л! сек, а средние коэффициенты фильтрации —
от 0,8 до 1,2 м! сутки. Удельные дебиты скважин в районе пос. Чуль-
ман достигают 5,5 л!сек.
Подземные воды нижнекембрийских отложений обычно гидрокар-
бонатные кальциевые, магниево-кальциевые или реже магниевые с ми-
нерализацией от 0,1 до 0,3—0,4 г/л. Минерализация и жесткость воды
нередко несколько увеличиваются с глубиной. Состав растворенных
в воде газов подтверждает тесную связь водоносного комплекса с по-
верхностными водами. Так, по данным Н. А. Вельминой и В. В. Узембло,
в воде источника в долине р. Тит содержатся: СО2—4,2%; О2—3,5%,
N2 + редкие — 92,3%.
Систематические наблюдения за режимом подземных вод алдан-
ского яруса нижнего кембрия производились только на северном крыле
Чульманского адартезианского бассейна в наблюдательных скважинах
второго гидропоста Пионерского и Комсомольского железорудных
месторождений. Основное направление движения подземных вод здесь
осуществляется с севера на юг, в направлении падения кембрийских
отложений, которые постепенно погружаются под толщу угленосных
юрских осадков. Многолетнемерзлые породы прерывистые и в своем
распространении тяготеют к северным склонам возвышенностей и бор-
там долин рек. Уровень подземных вод в отложениях нижнего кемб-
рия подвержен сезонным колебаниям. Он достигает минимального поло-
жения (35—45 м от поверхности) во второй — третьей декадах мая.
После снеготаяния и оттаивания сезонномерзлых пород уровень воды
в скважинах резко повышается. В летний период уровень находится
в прямой зависимости от атмосферных осадков. Подъем уровня начи-
нается обычно спустя 2—3 дня после дождя. Интенсивность дождя
определяет величину подъема. Максимальный уровень приходится на
июль — октябрь в период наибольшего выпадения осадков. Начиная
с октября, с наступлением отрицательных температур, уровень под-
земных вод плавно падает до мая (рис. 25).
В поле развития карстовых воронок (месторождение Комсомоль-
ское) максимальный уровень отмечается весной. Годовая амплитуда
здесь равна 4 м,. Максимальное положение уровня в конце мая —
начале июня определяется свободным поглощением талых вод карсто-
выми воронками.
Водоносный комплекс отложений верхнего протерозоя
Отложения верхнего протерозоя широко развиты на юге Якутского
артезианского бассейна, где представлены в основном карбонатными
породами, содержащими прослои и пласты гипса и ангидрита. Мощ-
ГЛАВА III ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИИ
ын ‘доидпэо одшэгышоц
ность этих отложений колеблется от 200—
300 м на Алданском крыле Якутского бас-
сейна до 800—1000 м и более в Березов-
ском бассейне. В Майском артезианском
бассейне (третьего порядка) мощность кар-
бонатных и терригенных отложений верх-
него протерозоя превышает 2000—3000 м.
В южных краевых частях Якутского арте-
зианского бассейна докембрийские отло-
жения выходят на поверхность.
В долинах рек Лены, Туолбы, Амги,
Алдана, Маи и др. к отложениям верхнего
протерозоя приурочены источники с водой
гидрокарбонатного кальциевого и сульфат-
ного кальциевого кислородно-азотного со-
става (табл. 39, 40). Дебиты источников
достигают 200—500 л]сек, температура во-
ды не превышает 2—3°С. В Березовской
впадине на Наманинской и Олекминской
разведочных площадях в отложениях верх-
него протерозоя на глубинах 1300—1800м
вскрыты рассолы хлоридного кальциево-
натриевого и кальциевого состава с мине-
рализацией 360—380 г/л (табл. 41). В них
присутствуют бром, калий и др. компоненты.
Результаты опробования глубоких ро-
торных скважин на Олекминской, Нама-
нинской, Дирин-Юряхской и других разве-
дочных площадях свидетельствуют о низ-
кой водоносности пород верхнего протеро-
зоя во внутренних частях Березовской впа-
дины. В Наманинской скв. 2-Р при опробо-
вании интервала 1310—1663 м уровень во-
ды в скважине снизился до 750 м, и толька
на 19 сутки, в течение которых проводились
наблюдения, он установился на глубине
259 м от поверхности (абс. отм. —126 м),
т. е. значительно ниже отметок вреза доли-
ны р. Лены. При кратковременных (5—
7 ч) откачках из скважин на Олекминской
площади и глубинах динамического уровня
620—1040 м притоки рассолов достигали
1—1,5 л!сек В Олекминской скв. 3-Р наи-
более полно опробован откачками интервал
1267—1790 м. При испытании этот интервал
не был закреплен обсадными трубами. Ос-
новные результаты откачек приведены в
табл. 42.
За 9 суток из Олекминской скв. 3-Р
было откачано 120 м3 воды. На 5 сутки
после окончания откачки уровень в сква-
жине поднялся до глубины 323 м (абс. отм.
—136 м). На Олекминской площади рассо-
лы в отложениях верхнего протерозоя на-
сыщены углеводородными газами с тяже-
лыми углеводородами (СгНб+высшие), ко-
ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКАЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ
163
Таблица 39*
Химический состав вод источников из верхиепротерозойских отложений
юга Якутского артезианского бассейна
№ п/п Место-отбора пробы; номер на карте Минера- лизация, г/л рн Компоненты, — % -экв Прочие компо- ненты, мг/л
Na+K Mg Са С1 so< нсо3
1 На левом берегу р. Юдомы, у старого устья р. Кирбии 0,280 1 14 80 1 6 306 H2SiOs 22
7,0 — 22,0 78,0 *— 2,5 97,5
2 В верховьях нижнего правого притока р. Та- лой 0,229 7 23 46 1 16 256 H2S1O3 8
7,1 7,3 42,0 50,7 — 7,3 92,7
3 На правом берегу р. Мая, в 2 км ниже устья р. Мал. Кандык 0,251 9 26 54 1 25 263 H2SiOs 5
7,0 7,9 41,3 50,8 — 9,8 90,2
4 На правом берегу р. Мая, в 6 км выше устья р. Бол. Кандык 0,276 6 30 57 1 20 317 H2SiOs 5
7,1 4,6 44,5 50,9 —— 7,3 92,7
5 На правом берегу р. Мая, у скалы Селия 0,153 1 19 32 1 1 195 H2SiOs 5
6,7 — 50 50 — — 100
6 В 2,7 км выше устья р. Олоно (бассейн р. Ту- олбы) 1,7 205 80 221 62 1007 235 He onp.
Не опр. 27,0 39,3 33,2 6,4 75,4 14,2
7 В 0,2 км выше устья р. Сытычан (бассейн р. Туолбы) 2,72 186 96 515 144 1630 290
Не опр. 19,4 19,8 61,6 9,7 81,7 8,6
8 Нисходящий на левом берегу р. Уры, впадаю- щей в р. Лену, в 31 км от д. Джербы; № 73 0,143 12,42 8,1 34,06 2,82 Следы 159 CO3 6
Не опр 19 23 58 3 — 90
* Составлена по материалам: 1 — Г. И. Климова за 1964 г.; 2, 3, 4 — Е. А. Ба-
скова за 1962 г.; 5 — Е. А. Баскова и Г. И. Климова за 1962 г.; 6, 7 — В. И. Войви-
ченко за 1954 г.; 8 — Г. С. Борушко, 1959.
личество которых в составе свободно выделяющихся газов достигает
нескольких объемных процентов (см. табл. 40).
В Дельгейской скв. 2-Р, по данным Р. Ф. Гуголя, с глубины
2723 м. начал самоизливаться рассол с дебитом 1,5 л/сек хлоридного
натриевого состава, сильно насыщенный сероводородом. Он имел тем-
пературу на устье скважины 9° С. После прихвата инстумента на глу-
бине 2735 м. дебит скважины постепенно падал и через 15 дней само-
излив полностью прекратился. Анализом в лаборатории ВСЕГЕИ ус-
тановлено наличие в рассолах высоких концентраций калия (42,7 г/л),
брома (2,7 г/л) и аммония (около 1 г/л) при низком содержании каль-
ция (1,15 г/л).
На западном склоне Алданской антеклизы, в районах, прилегаю-
щих к Березовскому бассейну (нижнее течение рек Туолбы, Мархи-
Ленской и др.), в доломитах и песчаниках верхнего протерозоя на глу-
бинах 400—700 м залегают рассолы хлоридного кальциево-натриевого
164
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Та блиц а 40*
Химический состав газов подземных вод верхиепротерозойских отложений юга Якутского артезианского бассейна
Объем газа, см?/л Компоненты, объем. %
Источник, скважина; интер- вал или глубина опробова- ния, м H2S + CO2 О2 СН4+высш. N2+pea. Аг Не Не Аг
Растворенный газ
Источник на правом берегу р. Маи, в 2 км ниже устья р. Мал. Каи- 26,66 7,1 4,3 0,5 88,1 1,758 0,001 0,0006
дык Источник на правом берегу р. Маи, в 6 км выше устья р. Бол. Кан- дык Источник иа правом берегу р. Маи, у скалы Селия Источник на левом бе- регу р. Туолбы, в 0,2 км выше р. Сатыгая 31,33 24,66 Не опр. 5,5 3,1 24,6 2,8 22,3 1,2 0,1 0,2 7,6 91,6 74,4 66,5 1,833 1,603 Н е 0,003 0,001 О П р ( I я л и с 0,0016 0,0006 д е- ь
Свободный газ
Ылыгырская скв. 2; 232,7 Олекминская скв. 1-Р; 1723—1733 Олекминская скв. 3-Р; 1749—1755 Дельгейская скв. 2-Р; 2723—2725 — 1,82 Нет 0,31 14,1 Нет 74,41 91,88 92,58 75,7 23,77 8,12 7.И 9,8 Не 0,053 0,024 Не о п р I я л и с 0,082 0,103 о ггр I я л И ( д е- ь 1,54 4,28 д е- ь
* Данные для таблицы заимствованы 1954 г., Е. А. Баскова за 1967 г. и др. ИЗ материалов В. И. Войвиченко за
состава с минерализацией до 118 г/л. Содержание брома в них не пре-
вышает 0,86 г/л, калия 0,55 г/л (см. табл. 41). В бассейне р. Туолбы
эти рассолы насыщены метановыми газами, содержащими тяжелые
углеводороды до 5,3%. Некоторые скважины при вскрытии этих вод
самоизливали с дебитами 0,02—0,5 л/сек.
В более восточных районах северного склона Алданского мас-
сива верхнепротерозойские отложения объединяются юдомской сви-
той. Она сложена в основном доломитами с редкими прослоями ар-
гиллитов, песчаников и ангидритов. Мощность юдомской свиты
колеблется в пределах 200—300 м. В среднем течении р. Амги
в Амгинской опорной скважине на глубинах 857,4—858 м в верхнем го-
ризонте юдомской свиты были вскрыты солоноватые воды сульфатно-
хлоридного состава с минерализацией 4,8 г/л, которые самоизливались
с расходом около 0,004 л/сек. В нижнем горизонте юдомской свиты
на глубинах 899,4—1022,6 м. содержатся хлоридные кальциево-натрие-
вые рассолы с минерализацией около 36 г/л. Таким образом, в южной
части Якутского бассейна устанавливается довольно резкое изменение
минерализации подземных вод в докембрийских отложениях по мере
продвижения на восток от Березовского бассейна.
В пределах Якутского и Сунтарского поднятий минерализация
подземных вод в докембрийских отложениях понижается до 10 г/л
и менее. В районе г. Якутска на глубине 650 м вскрыты гидрокарбо-
натно-сульфатные натриевые воды с минерализацией всего 1,3—1,5 г/л.
Химический состав подземных вод верхиепротерозойских отложений Якутского артезианского бассейна
Таблица 41
№ п/п Скважина; интервал или глубина опробования, м; иомер на карте Минера- лизация, г /л pH .. г/л Компоненты, %-экв Прочие компоненты, г /л
K+Na Mg Са Cl so. нсо3
1 Мархинская опорная; 1810— 1830; № 6 392,5 28,20 8,13 108,67 246,6 0,038 0,36 Вг 6,2; J 0,0126, К 11,8
3,5 14 9 76 99,8 0,1 0,1
2 Скважина у стекольного за- вода Якутска; 650—652; № 21 1,3 0,39 0,03 0,014 0,21 0,53 0,17 СОз 0,0478; F 0,0026
7,9 84 13 3 29 49 22
з Наманинская 2-Р; 1310— 1663; № 26 381 27,2 9,8 98,04 240,66 0,11 0,50 Вг 4,6, К 3,8
6,9 16 12 72 100 —
4 Олекминская 3-Р; 1267— 1666; К» 28 361,4 21,9 6,48 99,8 228,97 0,12 0,52 Вт 3,84
6,0 15 8 77 100 — —
5 Олекминская 3-Р; 2270—2290 240,8 10,93 1,06 74,18 150,97 0,296 0,08 В г 3,39
7,2 11,0 2 87 100 — —
5 Дельгейская 2-Р; 2735 421,48 141,6 64 1,15 207,8 6,49 0,88 Вг 2,74; К 42,7
6,8 89 9 1 93 2 —
7 Амгинская опорная; 857,4— 858; № 31 4,8 0,85 0,26 0,47 1,39 1,47 0,74
Не опр. 45 26 29 48 37 15
8 Амгинская опорная; 899— 1022; К» 31 36,2 7,15 1,05 4,9 21,88 1,13 0,09
Не опр. 49 13 38 96 3 1
9 Ченкнямская 2; 540 118,31 33,95 291 8,8 71,64 0,97 0,04 Вг 0,86, К 0,55
6,6 68 10 21 98 1 1
10 Мархинская 5-К, Ленская; 119—726 65,4 18,28 1,17 2,94 40,2 2,79 Вг 0,17; К 0,36
6,7 76 9 14 94 5
* Составлена по материалам: 1—А. И. Косолапова за 1965 г.; 2 — В. Н. Макарова за 1962 г.; 3 — И. А. Воздвиженского за 1955 г.; 4, 5 —
С. С. Оксмана за 1957 г.; 6 — Р. Ф. Гуголя за 1957 г; 7, 8—Д. К. Горнштейна за 1955 г.; 9 — Г. Д. Севоиько за 1945 г.; 10 — С. С. Оксмана и
Ю. Н. Ларионова за 1960 г.
166
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Таблица 42*
Результаты откачек из Олекминской скв. 3-Р с интервала 1267—1790 м
Глубина динами- ческого уровня, м Продолжитель- ность откачки при данном понижении, час,—мни. Откачано воды при данном пони- жении, л Дебит, л}ч Дебит, л/сек
762 5—55 8064 516 1,5
700 9-20 3375 361 1,0
700 7-40 2900 376 1,0
620 9-15 2308 249 0,7
620 7-45 1860 251 0,7
* Составлена по данным С. С. Оксмана за 1957 г.
На юге Анабарской антеклизы в карбонатных и терригенных по-
родах докембрийского возраста наблюдаются скопления рассолов хло-
ридного кальциевого состава с минерализацией до 400 г/л. При оп-
робовании интервала 1810—1830 м Мархинской опорной скважины был
получен приток таких рассолов с минерализацией 392,5 г/л. Стати-
ческий уровень их располагался на глубине 154 м. При динамическом
уровне 603 м производительность была равна 0,2 л/сек. В рассолах
содержатся небольшие количества брома и калия.
Водоносный комплекс кристаллических пород
среднего протерозоя — архея
Поскольку гидрогеологическая изученность среднепротерозойских
и архейских пород очень слабая, а характер обводненности тех и дру-
гих, в общем, предполагается однородным, описание их ведется сов-
местно. На гидрогеологической карте архейские и протерозойские во-
доносные комплексы на Алданском щите* показаны раздельно.
Кристаллические породы трещиноваты. Трещиноватость весьма
неравномерна и обусловлена трещинами отдельности, тектоническими
трещинами различного возраста и направления и трещинами выветри-
вания. Наибольшее значение для гидрогеологии имеют два последних
вида трещин. Среди тектонических трещин, достигающих здесь глу-
бины в несколько сотен метров, особенно существенны трещины, свя-
занные с молодыми (послеюрскими) фазами тектогенеза. Обычно силь-
но обводненными являются участки пересечения трещин (Смульский,
Хруцкий, 1964).
Трещиноватость, связанная с выветриванием кристаллических по-
род, особенно сильно проявляется в зонах тектонического дробления.
Здесь трещины выветривания распространены на 30—50, а иногда и
на 100 м.
Кристаллические породы обводнены весьма неравномерно. Коэф-
фициенты фильтрации изменяются от 0,1 до 2 м/сутки. (Чижов, Конд-
ратьева и др., 1964).
В районах с мощностью мерзлой зоны, не превышающей мощ-
ность зоны выветривания, на глубину 60—100 м распространены обыч-
но трещинные безнапорные воды. Они приобретают напор только на
участках распространения мерзлой зоны. Глубина залегания уровня
* В пределах Анабарского щита кристаллические породы проморожены на глу-
бину более 1300 м и вряд ли водоносны. Все приведенные далее данные относятся
к территории Алданского щита. — Прим. ред.
ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКАЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ
167
этих вод обычно не превышает 60 м. В г. Алдане в зависимости от
высоты местности уровень воды в скважинах располагается на глуби-
нах от 7 до 65 м, удельный дебит скважин 0,02—0,1 л/сек. Удельный
дебит скважин, пробуренных на месторождении Таежном, не превышал
0,09 л/сек. Воды зоны выветривания проникают по тектоническим тре-
щинам в нижележащие породы или перетекают в аллювий речных до-
лин, образуя береговые и субаквальные источники, а зимой — наледи.
Температура воды источников 0,1—3°С, дебиты обычно небольшие,
хотя встречаются группы источников, приуроченные к водоносной тре-
щиноватой зоне, которые обладают суммарным дебитом до несколь-
ких сотен литров в секунду в меженный период. Минерализация тре-
щинных вод невелика (от 0,02 до 0,2—0,5 г/л), они обычно гидрокар-
бон атные кальциевые, натриевые или магниевые (табл. 43).
На глубинах 100—300 м и иногда более (530 м на месторождении
участка Зимний) распространены трещинно-жильные воды, в основном
до самоизлива. Они обычно образуют субаквальные источники с де-
битами 3—10 л! сек, групповые — до 300 л/сек, а зимой — полыньи и
наледи. Температура воды источников преимущественно 2—6°С, а
в некоторых и несколько выше (табл. 44). На Магнетитовом место-
рождении эти воды были встречены в 9 скважинах из 18. Они фонта-
нировали с глубины 75—80 м. Дебит одной из скважин (№ 160 по
отчету) при самоизливе равнялся 2,3 л/сек, удельный дебит составил
0,22—0,35 л/сек. Воды гидрокарбонатные кальциевые или магниевые,
однако встречаются повышенные содержания сульфатов и хлоридов
натрия в зависимости от состава пород и характера оруденения. Ми-
нерализация вод также невелика — до 0,2—0,3 г/л. По данным
Н. А. Вельминой, встречаются подземные воды с содержанием радона
от 15—30 ед. Махе (долины руч. Гольцового и др.) до 140 ед. Махе
(скв. 101, долина руч. Гематитового).
Сульфатно-гидрокарбонатные магниево-кальциевые воды были
вскрыты скв. 35 в пос. Канку в пегматитовых и гранат-амфиболовых
сланцах, содержащих пирит, на глубине ПО—206 м. В водах источни-
ков на Нимныро-Ыллымахском плоскогорье О. Г. Павлова и Н. И. Чи-
жова (1964) отметили наличие брома (до 22мг/л) и йода (до 4,5мг/л).
Указанные авторы считают, что присутствие брома и йода, равно как
и повышенное содержание сульфатов и хлоридов в воде этих источни-
ков, является характерным для глубоких подмерзлотных вод.
Режим трещинно-жильных вод изучался совместно с режимом
трещинных вод в районе Таежного месторождения. Скважины I поста
расположены на пологом склоне плоскогорного массива и в долине на
отметках 1081 —1159 м. Подземные воды циркулируют в верхней вы-
ветрелой зоне и по тектоническим трещинам до глубины 130—150 м.
Коэффициенты фильтрации составляют от 0,00058 до 0,0035 м/сутки,
уменьшаясь с глубиной.
Годовая амплитуда колебания уровней подземных вод изменяется
от 7 до 28 м. Наибольшая амплитуда отмечена в скв. 216, которая на-
ходится в зоне тектонического дробления, простирающейся вдоль рус-
ла руч. Гематитового. Она характеризует склоновый тип режима под-
земных вод. Наименьшие амплитуды колебания уровней имеют сква-
жины, расположенные за пределами зоны дробления.
Для всех скважин наблюдательного куста свойствен постепенный
спад уровней в зимний период времени (с октября по апрель), одна-
ко самое низкое стояние уровней (18,7—72,8 м от поверхности земли)
наступает только в третьей декаде мая — первой декаде июня. Вы;
сокое стояние уровней продолжается до октября, после чего наступает
постепенное его понижение (рис. 26).
168
ГЛАВА III ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Таблица 43*
Химический состав подземных вод кристаллических пород
Алданского гидрогеологического массива
Номер источ- ника на карте Минера- лизация, г/л мг л Компоненты, % -экв Прочие компоненты»
K+Na Mg Са С1 so4 НСОз NH,
pH
148 0,031 6,9 1,585 3,2 3,55 30,5 0,2
6,6 50 24 26 17 83 —
149 0,11 4,83 0,12 40,4 7,0 1,64 122,0
Не опр. 10 — 90 9 1 90
150 0,047 5,82 0,8 4,42 3,06 6,0 21,35 0,3 H,S1O3 16,1
6,5 45 12 40 15 22 63 3
151 0,112 33,80 1,98 5,45 17,02 30,0 48,8 0,1
6,9 77 9 14 25 33 42 —
153 0,076 16,32 4,63 7,63 2,13 8,0 75,4 0,1
7,1 48 26 26 4 12 84 —
154 0,516 78,9 0,66 21,8 74,47 80,0 24,4 0,1 H2SiO3 236
7,8 75 1 24 46 36 18 —
155 0,38 83,92 1,7 28,6 96,9 80,0 48,8 0,1 H2S1O3 68 7
7,4 70 3 27 52 32 16 —
158 0,45 32,2 8,54 98 5,34 250,0 94,55 H2S1O3 9,0
7,6 19 10 71 22 56 22
159 0,046 6,37 1,68 3,68 1,76 6,0 26,2 0,3 H9S1O312 85
6,4 46 23 29 8 20 72 2
164 0,146 21,61 1,09 29,3 11,25 51,01 64,69
Не опр. 38 3 59 13 45 42
165 0,061 3,38 2,81 11,94 1,2 2,0 54,9 H2SiO3 10,8
6,9 15 24 61 4 4 92
166 0,023 4,33 0,56 2,76 1,14 4,0 18,3 0,7
6,7 46 11 33 8 19 73 10
167 0,071 7,32 1,67 П.6 0,88 12,0 50,6 0,15 H,SiO, 12,15
6,7 29 12 59 3 22 75 —
171 0,175 3,0 19,0 36,0 <1 2,0 213,0 Не опр. H S1O3 9,0
6,9 4 45 51 — 1 99
17? 0,09 1,84 10,3 18,0 5,67 103,5 0,7
7,0 4 47 48 8 92 1
176 0,023 6,0 0,36 2,8 2,48 22,00 0,3
6,2 62 47 33 14 86 —
177 0,022 5,52 0,23 1,46 1,68 2,0 15,25 0,1 H2S1O3 3 35
6,3 71 5 23 14 12 74 1
* Составлена по данным № 148, 176 — К А Кондратьевой и др за 1964 г.;
№ 149 и 164—Н А Вельминой и В В Узембло за 1955 г; № 150, 165, 166, 167 и 177—
А Н Боголюбова за 1965 г, № 151—155 — Р С Кононовой и Е Е Жиркова за
1964 г , № 171—Е А Баскова и др за 1959 г, № 172 — Л С- Гарагуля и др за
1962 г
ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКАЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ
16»
Т а б л и ц а 44*
Характеристика источников водоносного комплекса кристаллических пород
Алданского гидрогеологического массива
Номер источ- ника на карте Местонахождение источника, абс отм м Температура, 0 С Деонт, л/сек
Дата наблюдения
148 Левобережье р Томмот, ис- ток руч Сидячего, 780 3 1 VII 1962 г
149 Долина руч Гольцового, к югу от гольца Голого, 1200 01 78—98 VII. 1952 г
150 Левый берег р Хаигас-Дьес, 860 58 12 VIII 1964 г
151 Долина р Олдоигсо, 400 Не опр 5—6 Ill 1964 г
152 Долина р Амнуиакта, бере- ювые и субаквальиые источни ки 4 Не опр II 1959 г
153 Устье первого левого прито- ка р Тэтиигиээх, в 4 км выше места слияния рек Тэтингнээх и Олекмы Не опр Не опр 111 1964 г
154 В 1,2 км выше устья р Тун- гу рчи, по правому берегу р Олекмы, 800 48 300 III 1964 г
155 Долина р Тунгурчакан, в 10 км от устья, 700 20-21 Не опр Ill 1964 г
158 Левый безымянный приток р Хатымы, 960 1 4—5 VIII 1963 г
159 Долина р Кускадай Олон- гро, наледный участок, 1080 2 90 VII 1964 г
164 Долина р Горбылях, уча- сток незамерзающих полыней 12,5 250 IV 1953 г
165 В 1,6 км к СЗ от устья руч Саваччи, 780 5—6 0,3—0,4 VII 1964 г
166 Левый берег р Иеигры, 920 1 0,2 VIII 1964 г
167 Левый берег долины руч Скабельцииского, 880 0,4 0,1—1 VIII 1964 г
171 Левый берег р Алдана, в 5 км ниже руч Курумкан, 400 3 500 VIII 1958 г
172 Правобережье р Алдана в 4 км выше устья руч Юсь-Би- лир, 266 3 10 IX 1961 г
176 Левый берег р Тимптон, в 3 км ниже устья р Амаджак, 334 0,75 22 VIII 1964 г
177 Левый безымянный приток правого истока р Оюмрак, 1510 0,8 0,2 VII 1964 г
* Составлена по данным № 148, 172, 176 — экспедиции МГУ за
1964 г, X» 149, 164 — Н А Вельминой и В В Узембло за 1959 г, № 150,
158, 159, 165, 166, 167, 177 — А Н Боголюбова, Ю Д Зыкова и др за
1964 г, № 151, 153, 154, 155 — Е Е Жиркова и Р С Кононовой за 1964 г,
№ 152 — С Е Суходольского за 1959 г, № 171 —Е А Баскова за 1959 г
170
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Годовая амплитуда колебания темпе-
ратуры воды составляет 1°С (от 0 до ГС).
Из сопоставления хода кривой уровня
и осадков видно, что основная роль в пита-
нии подземных вод принадлежит летним
осадкам.
В долине руч. Гематитового на глуби-
не 75—85 м от поверхности земли были
вскрыты напорные воды зоны тектоничес-
кого нарушения. Все 13 скважин, пробу-
ренные в долине, оказались самоизливаю-
щими с дебитами до 5 л/сек. Наблюдения,
проводимые за фонтанирующей скв. 138,
показали, что ее дебит в течение года
остается постоянным. В остальных сква-
жинах зимой дебит значительно снижает-
ся. Близким режимом характеризуются
воды Сиваглинского месторождения.
Из кристаллических и метаморфиче-
ских пород известны и выходы термальных
вод. Термальные источники в долинах
р. Олекмы (ист. № 154) и в долине ее не-
большого притока Тунгурчакан (ист.
№ 155) были обследованы в 1958 г.
П. Н. Луговым (Луговой, 1962), а в 1964 г.
Р. С. Кононовой и Е. Е. Жирковым (см.
табл. 44). Источник № 154, приуроченный
к тектоническому разлому в мраморовид-
ных кристаллических известняках и слан-
цах протерозоя, имеет температуру 48° С,
дебит около 300 л)сек (март 1964 г.). При
небольшой минерализации и сульфатно-
хлоридном натриевом составе вода его
характеризуется высоким содержанием
кремнекислоты — до 236 мг/л и слабым
запахом сероводорода. Субаквальный
источник № 155 из гнейсов нижнего проте-
розоя имеет температуру 17—20° С, сходные
с предыдущим источником состав и мине-
рализацию воды, но кремнекислоты со-
держит 68,7 мг!л.
Субтермальные источники, располо-
женные в приконтактовой полосе архейских
и юрских пород, были обследованы в
1953 г. Н. А. Вельминой и В. В. Узембло
(Вельмина, Узембло, 1959), затем С. Е. Су-
ходольским, С. М. Фотиевым (Фотиев,
1965) и др. Субаквальный источник № 164
выходит в области распространения ар-
хейских кристаллических пород. В русле
р. Горбылях он образует ряд незамерзаю-
щих полыней. Температура воды в источ-
нике 12,5°С (март, 1953 г.), но в неболь-
ших шурфах, пройденных поблизости от
источника, достигает 15—17° С. Вода источ-
ника слабо минерализованная, гидрокар-
ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКАЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ
171
бонатно-сульфатная натриево-кальциевая. Однако минерализация воды
изменяется в течение года и, по данным С. М. Фотиева (1965), зимой
достигает 0,8—0,9 г/л.
Н. А. Ведьмина, а вслед за ней С. М. Фотиев считают, что крупноде-
битные источники, обнаруженные в приконтактовой полосе архейских
кристаллических пород с юрскими породами, достигающей ширины 3—
10 км, «... генетически связаны с подземными водами Чульмаканского
артезианского бассейна. Тектонические разломы в архейских кристалли-
ческих породах — только водовыводящие каналы» (Фотиев, 1965,
стр. 198). Это положение подтверждается весьма значительными расхо-
дами источников в долинах рек Горбылях, Олонгро, Олекмы и др., а
также специфическим химическим составом вод этих источников — зна-
чительным содержанием сульфатов и хлоридов. Сводная характери-
стика рассматриваемого водоносного комплекса приведена в табл. 45.
Таблица 45
Сводная характеристика водоносного комплекса кристаллических
и метаморфических пород протерозоя и архея по данным опробования 39 скважин *
(Алданский гидрогеологический массив)
Значения Мощность (разведанная), м Напор над кровлей, м Глубина зале- гания уровня от поверхно- сти земли, м Дебит, м3!ч Удельный дебит, м31ч
Максимальные Минимальные Наиболее распростра- ненные 280-290 12-18 50—100 205 б/н б/н 112 1,15 1-20 36 0,72—1,44 3,6-18 22 0,004—0,04 0,4—1,8
* Материалы для таблицы обработаны Е. Е. Жирковым.
Следует еще раз подчеркнуть весьма неравномерную обводненность
кристаллических и метаморфических пород, обусловленную не только
неоднородной их трещиноватостью, но и сложным распространением
мерзлой зоны, мощность и прерывистость которой здесь определяется
вертикальной поясностью (см. главу II).
ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКАЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ
МАССИВОВ, КРИОГЕННЫХ И АРТЕЗИАНСКИХ БАССЕЙНОВ
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКОЕ РАЙОНИРОВАНИЕ
Верхояно-Кодымская система охватывает всю севро-восточную часть
Якутии и простирается в Магаданскую область. Она включает в себя
ряд структур (первого порядка, в том числе артезианские бассейны (Ко-
лымский, Индигиро-Колымский), криогенные напорные бассейны (Яно-
Индигирский и Приомолонский) и гидрогеологические массивы (Верхо-
янский, Полоусненско-Верхнеколымский, Приколымский и Анюйский).
Незначительной частью в пределы Восточной Якутии простирается
Охотско-Чукотский пояс вулканогенных супербассейнов.
Колымский артезианский бассейн приурочен к одноименному сре-
динному массиву. В орографическом плане он ограничен с северо-за-
пада и юго-запада горноскладчатыми сооружениями кряжа Полоус-
ного и цепи Черского, с востока — Приколымским поднятием, на севере
открыт в сторону Индигиро-Колымского бассейна.
172
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Основная часть бассейна дренируется долинами р. Колымы, ее ле-
вых притоков и р. Алазеи, а крайняя юго-западная часть — р. Индигир-
ки. Мощность сплошной мерзлой зоны 300—500 м.
Гидрогеология бассейна не изучена. По геоструктурным особенно-
стям в его пределах могут быть выделены Алазейский и Индигиро-Зы-
рянский артезианские бассейны второго порядка; граница между ними
проходит по оси Алазейского поднятия.
Индигиро-Колымский артезианский бассейн занимает территорию
Приморской низменности, Кондаковского плоскогорья и северного скло-
на кряжа Полоусного. В орографическом плане бассейн ограничен с юга
кряжами Полоусным и Улахан-Тас, на север бассейн простирается под
акваторию Восточно-Сибирского моря, охватывая восточную часть Но-
восибирских островов. В пределах суши он приурочен к Полоусному
синклинорию.
Бассейн дренируется долинами рек Индигирки и Колымы, их при-
токов, а также долинами мелких рек, впадающих непосредственно
в море. Мощность сплошной мерзлой зоны превышает 500 м.
В пределах бассейна намечаются следующие гидрогеологические
структуры второго порядка: артезианский бассейн Восточно-Сибирского
моря, Ольджойский и Кондаковский адартезианские бассейны, приуро-
ченные к одноименным впадинам. Глубинное геологическое строение
Индигиро-Колымского бассейна не изучено. Подмерзлотные воды вскры-
ты только в юрских отложениях на месторождении Депутатском — са-
мой южной окраине Ольджойского крыла Индигиро-Колымского арте-
зианского бассейна в интервале 269—271 м. Повышенная минерализа-
ция этих вод (2,6 г/л) при сульфатном кальциевом составе свидетель-
ствует о влиянии процессов окисления сульфидов и позволяет предпо-
ложить, что вне зоны месторождения верхние подмерзлотные воды бу-
дут минерализованы в пределах до 1—2 г/л.
Мало исследована водоносность четвертичных отложений. Обилие
озер, сравнительно большая мощность снегового покрова и неравномер-
ное его распределение по площади, обусловленное сильными ветрами,
могут способствовать формированию межмерзлотных таликовых зон,
приуроченных к хорошо фильтрующим отложениям погребенных долин.
По устным сообщениям геологов Янской ГРЭ, обводненные межмерз-
лотные талики отмечались севернее хр. Полоусного и в некоторых дру-
гих местах. Питание таких таликов в краевой части бассейна может
осуществляться по глубоким разломам, водоносность которых в ряде
случаев установлена по наледям, например в долине р. Уяндины. Кро-
ме того, водоносность отложений может быть связана с образованием
таликов под дном термокарстовых озер. В случаях проникновения вод
подозерных таликов в хорошо фильтрующие породы и благоприятных
условий разгрузки возможно образование межмерзлотных горизонтов,
питающихся водами озер и подозерных таликов по схеме, разработан-
ной Н. П. Анисимовой (1960) по территории Центральной Якутии.
Яно-Индигирский криогенный напорный бассейн приурочен к об-
ширной одноименной синклинальной зоне. Он ограничен на севере и
западе склонами хр. Кулар и Верхоянской цепи, на востоке цепью Чер-
ского, на юге хр. Сунтар-Хаята. Орографически территория бассейна
представлена Яно-Оймяконским нагорьем. Основной дренирующей ар-
терией является долина р. Яны, на юго-востоке — долина р. Эльги.
Мощность многолетнемерзлых пород достигает 400 м, снижаясь в осе-
вой части бассейна до 300—210 м (в долинах рек). Под руслами наибо-
лее крупных рек возможно наличие сквозных таликов.
Процессы промерзания здесь наложены на складчатые плато, при-
чем мощность мерзлой зоны немного превышает мощность трещинова-
ВЕРХОЯ НО-КОЛ ЫМС КАЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ
173
той зоны выветривания и глубину вреза речных долин. В этом случае
подземные воды в процессе промерзания должны были отжиматься как
в дренирующие долины, так и по нормали к поверхности плато, не-
посредственно в породы, подстилающие многолетнемерзлые, где и воз-
никла зона повышенной трещиноватости, единая в пределах всей струк-
туры (см. рис. 17, б). Возможно, что под речными долинами трещино-
ватость и обводненность этой зоны будут относительно выше, нежели
в районах водоразделов, где отдельные участки наиболее глубокого про-
мерзания могут быть практически безводны. Однако в общем единая зо-
на трещиноватости, возникшая непосредственно под воздействием про-
цессов промерзания и протаивания, позволила выделить подобные струк-
туры как криогенные бассейны напорных трещинных вод или криоген-
ные напорные бассейны*.
Термин «криогенный напорный бассейн» применен к отрицатель
ным структурам (синклинориям, межгорным впадинам), в формирова-
нии которых как бассейнов напорных подземных вод оказали решающее
воздействие процессы криогенеза, т. е. процессы становления и разви-
тия мерзлой зоны **. Ведущая роль подмерзлотной трещиноватой водо-
носной зоны не исключает в криогенных напорных бассейнах проявле-
ние локальных трещинно-жильных вод, связанных с разломами.
Таким образом, типичный мерзлотно-гидрогеологический разрез
криогенного напорного бассейна представляется в следующем виде
(сверху вниз):
1) мощные водоупорные толщи миоголетнемерзлых пород, преры-
ваемые редкими сквозными таликами. В краевой части бассейна талики
являются возможными путями питания, а в центральной, наиболее по-
ниженной, путями разгрузки подземных вод,
2) основная трещинная водоносная зона мощностью 10—50 я (воз-
можно, несколько больше), расположенная непосредственно ниже мно-
голетнемерзлых пород,
3) монолитные слабоводоносные породы, локально обводненные
лишь по разломам
Схематический разрез Яно-Индигирского криогенного напорного
бассейна приведен на рис 27 (центральная часть)
Приомолонский криогенный напорный бассейн в геоструктурном
отношении приурочен к западной части Омолонской системы наложен-
ных впадин. Гидрогеологическое строение его не изучено.
Охотско-Чукотский пояс вулканогенных супербассейнов представ-
ляет собой сложную гидрогеологическую область, совпадающую в струк-
турном отношении с одноименным вулканогенным поясом, приурочен-
ным, по К. Я. Спрингису (1958), к Приохотской зоне глубинных раз-
ломов. Граница пояса определяется полем развития верхнемезозойских
и кайнозойских эффузивов.
Судя по обилию наледей, Охотско-Чукотский пояс вулканогенных
супербассейнов является структурой, благоприятствующей скоплению
значительных ресурсов пресных подземных вод, подобно аналогичным
бассейнам Камчатки и других районов СССР.
* Понятие «криогенный трещннно напорный бассейн» было предложено еще
в 1957 г А И Калабиным, а затем принято в 1962 г Н И Толстихиным на основании
материалов А И Калабина, Н В Губкина н других исследователей Однако четкие
критерии его применения из-за недостатка материалов не могли быть определены
В последующем этн структуры были неудачно выделены как криогенные артезианские
(О Толстихин, 1965),
** Вопросы влияния промерзания н протаивания горных пород на раскрытость и
закрытость гидрогеологических структур разрабатывались н изложены Н А Вельминой
в 1964 г в докладе на IV совещании по подземным водам Сибнрн н Дальнего Востока
и при дальнейших исследованиях в 1966 г
174
ГЛАВА III ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Верхоянский гидрогеологический массив является одной из круп-
нейших систем бассейнов стока трещинных вод Северо-Востока СССР.
В орографическом плане основная часть массива предсталяет со-
бой сложную горную цепь и делится на две основные области стока —
р. Лены и р Яны. На юге выделяется область стока р. Индигирки.
Мощность мерзлой зоны в пределах массива составляет более 500 м,
она существенно не одинакова на водораздельных участках и в речных
долинах.
Процессы промерзания наложены на горноскладчатую область,
характеризующуюся интенсивным и глубоким расчленением рельефа.
Подземные воды трещиноватой зоны выветривания по мере промерза-
Q' V7A2 И-7 ЕЕ П~1*
Рис 27. Схематический гидрогеологический профиль по линии Батагай — Эге-Хая
(по материалам Янской ГРЭ)
/ — четвертичные отложения, 2— отложения триасового возраста, 3— граница рас-
пространения многолетнемерзлых пород н подмерзлотная трещиноватая зона, 4 —
уровень р Яны, 5 — скважина (зачернеиа обводненная часть ствола от кровли
водоносной зоны), 6 —точки ВЭЗ
ния массива должны были отжиматься в дренирующие долины, на-
капливаясь в русловых отложениях и подрусловых трещиноватых зо-
нах. И только при максимальном промерзании они окажутся отжаты
значительно ниже глубины вреза долины Следовательно, в этом слу-
чае формирование зоны повышенной трещиноватости, связанной с про-
цессами отжимания и промерзания подземных вод, наиболее вероятно
именно под речными долинами. На участках сквозных таликов эти
трещиноватые зоны могут получить достаточное питание (см. рис. 17,г).
Такие гидрогеологические массивы в условиях ограниченной совре-
менной тектонической нарушенности могут не иметь единой водонапор-
ной системы, а несколько относительно самостоятельных систем, каж-
дая из которых связана с бассейном какой-то реки. Водоносные зоны
в пределах таких систем распространены не равномерно по территории
бассейна, а наследуют конфигурацию речных долин. Возможно, что
в какой-то мере аналогичные условия имеют место и в пределах ос-
тальных гидрогеологических массивов северо-востока и юга Якутии,
там, где распространены сильно измененные терригенные мезозойские
породы или кристаллические и метаморфические древние породы.
Прямых исследований водораздельных участков подобного масси-
ва не проводилось А. В. Львов (1916), Н А. Вельмина (1952), А. И. Ка-
лабин (1960) отмечают, что наибольшая трещиноватость и обводнен-
ность пород всегда наблюдаются на участках речных долин, вне зави-
симости от прочих условий. Рассматривая условия питания наледных
ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКАЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ
175-
ИСТОЧНИКОВ, П. Ф. Швецов подчеркивал (1951), что питание и разгруз-
ка подземных вод осуществляются нередко в пределах одной и той же
долины.
По характеру распространения подземные воды подобных струк-
тур могут быть отнесены к трещинно-жильному типу, хотя формирова-
ние трещинно-жильных зон в данном случае обусловлено особыми крио-
генными условиями разрушения пород. Подобную структуру следовало
бы назвать гидрогеологическим массивом, переработанным криогенезом,
т. е. таким гидрогеологическим массивом, формирование подземных вод
и водоносных зон которого тесно связано с явлениями глубокого про-
мерзания.
Трещинно-жильные воды Верхоянского гидрогеологического мас-
сива приурочены к терригенным водоносным комплексам верхнего па-
леозоя, а в пределах хребтов Хараулах и Сетте-Дабан распространены
трещинные и трещинно-карстовые воды в терригенных и карбонатных
образованиях кембрия и среднего — верхнего протерозоя. Значительно
меньше распространены терригенные водоносные комплексы триаса
(хр. Кулар).
В соответствии со структурным планом и преобладающим типом
водоносных комплексов в пределах Верхоянского гидрогеологического
массива намечаются следующие гидрогеологические структуры второго
порядка: Новосибирский (островной) гидрогеологический массив, Ана-
баро-Оленекский гидрогеологический массив, Куларский гидрогеологи-
ческий массив, Яно-ОмолойсКий криогенный напорный бассейн, Запад-
но-Верхоянский гидрогеологический массив, Сетте-Дабанский гидрогео-
логический массив и Южно-Верхоянский гидрогеологический массив.
Большинство перечисленных структур в гидрогеологическом отно-
шении не изучены и могут быть выделены только иа основании гео-
структурных признаков. Сведения о подземных водах трех последних
структур ограничены данными о распределении наледей, фиксирующих
основные водопроявления на поверхности (см. главу II).
В пределах Новосибирского островного гидрогеологического мас-
сива выходы на поверхность подземных вод не установлены. В. П. Не-
хайчик и Г. П. Смирнов (1963) указывают, что реки там полностью
перемерзают, за исключением устьевых участков.
В Яно-Омолойском криогенном бассейне в основании мерзлой
зоны могут быть встречены трещинные воды. Косвенным подтвержде-
нием этого являются результаты бурения скважины в Тикси, западнее
рассматриваемого бассейна, но в близких геоструктурных условиях.
Подземные воды были выведены с глубины 650 м.
Полоусненско-Верхнеколымский гидрогеологический массив с нало-
женными артезианскими бассейнами объединяет несколько гидрогеоло-
гических структур второго порядка, приуроченных к горноскладчатому
обрамлению Колымского артезианского бассейна.
Полоусненский гидрогеологический массив представлен одноимен-
ным горст-антиклинорием, в поднятых блоках которого выведены на
поверхность терригенно-карбонатные водоносные комплексы палеозой-
ского возраста.
Гидрогеологический массив Черского представляет собой в струк-
турном отношении систему антиклинориев и горст-антиклинориев, раз-
деленных синклинальными структурами. Последние являются межгор-
ными артезианскими и адартезианскими бассейнами. Гидрогеология их
не изучена.
Момский гидрогеологический массив морфологически выражен
Момским хребтом. На северо-западе массива развиты терригенные во-
176
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
доносные комплексы юрского возраста, на юго-востоке — терригенно-
карбонатные комплексы палеозойского возраста.
Момо-Селенняхский межгорный артезианский бассейн приурочен
к весьма значительной по размерам системе межгорных впадин, сло-
женных различными по возрасту и составу отложениями: юрскими, тер-
ригенными и вулканогенными, меловыми угленосными и плиоцен-чет-
вертичными молассового облика. В основании их залегают палеозой-
ские терригенно-карбонатные породы.
Мощность многолетнемерзлой зоны достоверно не установлена. По
аналогии со сходными массивами она может достигать для водоразде-
лов 500—800 м, снижаясь в долинах до 200—300 м. Распространение
мерзлой зоны сплошное, однако в благоприятных литолого-тектониче-
ских и гидродинамических условиях возникают сквозные талики значи-
тельной протяженности.
Различия в структурно-тектоническом плане рассматриваемых мас-
сивов сводятся к следующему: Полоусненский гидрогеологический мас-
сив представляет собой сравнительно монолитное узкое блоковое под-
нятие. Гидрогеологический массив Черского характеризуется интенсив-
ной блоковой тектоникой и высокой контрастностью неотектонических
движений. Последние обусловливают формирование системы наложен-
ных впадин, приуроченных к различным абсолютным отметкам и яв-
ляющихся местными областями питания и разгрузки подземных вод.
Представления о гидрогеологии массивов можно составить исходя
из общей геологической обстановки, анализа распределения наледей, хи-
мического состава воды источников и анализа величин речного стока.
Примечательно, что в пределах Полоусненского гидрогеологического
массива водопроявления, фиксируемые наледями, неизвестны, а подзем-
ный сток в реки всегда незначителен. Наоборот, в пределах гидрогеоло-
гического массива Черского сосредоточены основные наледные бассей-
ны Якутии и известны крупные источники, свидетельствующие о сущест-
вовании здесь надежных и устойчивых сквозных таликов. Момский гид-
рогеологический массив по своей обводненности занимает промежуточ-
ное положение между вышеописанными массивами.
Региональные зоны разгрузки подземных вод, вытянутые иногда
на сотни километров, напоминают в какой-то мере обводненные текто-
нически активные зоны Урала (Буданов, 1964). Подземные воды таких
зон поглощаются рыхлыми миоцен-плиоценовыми и четвертичными от-
ложениями речных долин или наложенных артезианских бассейнов меж-
горного типа, например Момо-Селенняхского. Отдельные наледные поля
этого бассейна достигают по площади 40—70 км2, а образующие их
источники подмерзлотных вод обладают дебитами, измеряемыми ты-
сячами литров в секунду.
Приколымский гидрогеологический массив расположен восточнее
долины р. Колымы, в ее среднем течении, и морфологически представ-
лен Юкагирским плоскогорьем. В строении массива принимают участие
весьма разнообразные по составу и сложению водоносные комплексы
(от верхнего протерозоя до юры).
Гидрогеологические условия бассейна исследованы мало. Прове-
денные здесь региональные гидрогеологические маршруты показали
лишь незначительные, очевидно, сезонные водопроявления. В то же
время тополевые и ольховые рощи на террасах речных долин, дрени-
рующих массив, свидетельствуют о существовании обводненных та-
ликов. Наледи весьма редки.
Анюйский гидрогеологический массив представляет собой крайнюю
северо-восточную гидрогеологическую структуру, распространяющуюся
ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСК.АЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ
177
за пределы Якутии. Весьма сложная и слабо изученная структура при-
мечательна проявлениями четвертичного вулканизма и широким разви-
тием полыней в долине р. Анюя и его притоках.
ВОДОНОСНЫЕ КОМПЛЕКСЫ
Водоносный комплекс четвертичных отложений*
Водоносные четвертичные отложения на рассматриваемой террито-
рии представлены коллювиальными, делювиальными, элювиальными,
озерными, озерно-болотными, аллювиальными, флювиогляциальными и
пролювиальными типами, в распространении которых обнаруживается
определенная зависимость от рельефа местности.
Коллювиальные и коллювиально-делювиальные
отложения развиты преимущественно в высокогорных районах Вер-
хоянского и Черского хребтов и характеризуются преобладанием круп-
нообломочного материала, накапливающегося у подножья склонов или
на выположенных участках водоразделов, где часто образуются нагро-
мождения из крупных глыб пород («каменные россыпи»).
Делювиальные и элювиально-делювиальные отло-
жения имеют преимущественное распространение в среднегорной ча-
сти хребтов. На крутых склонах они представлены грубообломочными
разностями, на выложенных — мелкообломочными и суглинистыми, ча-
сто льдистыми. Во многих случаях последние переходят в делюви-
ально-солифлюкциоиныеотложения.
Мощность вышеописанных отложений колеблется в пределах перво-
го десятка метров, редко в подножьях склонов увеличивается до не-
скольких десятков метров (40—50 jit).
Водоносность коллювиальных, коллювиально-делювиальных и элю-
виально-делювиальных отложений связана в основном с сезонноталым
слоем, мощность которого обычно невелика (см. главу II). Водоупор-
ным основанием являются многолетнемерзлые породы. По характеру
циркуляции — это поровые воды. Продолжительность существования —
3—4 месяца (VI—VIII) в зависимости от широтного и высотного поло-
жения местности и экспозиции склонов. Основное питание этого типа
вод происходит на местных водоразделах за счет атмосферных осадков,
в меньшей степени — конденсации водяных паров в грубообломочных
отложениях. На высокогорных участках питание осуществляется за счет
таяния ледников и гольцового льда. Разгружаются эти воды в местных
отрицательных формах рельефа. В горных районах в период оттаива-
ния сезонноталого слоя и после дождей образуются многочисленные
источники с весьма непостоянным дебитом, изменяющимся от несколь-
ких литров в секунду до десятых и сотых долей литра в секунду. Ресур-
сы вод незначительны и непостоянны во времени. При промерзании источ-
ников часто образуются небольшие наледи, до 200—500 м3 льда. Рост
их прекращается в первой половине зимы в результате полного промер-
зания надмерзлотного горизонта. В горных долинах наледи часто име-
ют вид «ледопадов». Более постоянны во времени и, возможно, более
высокодебитны источники, питающиеся за счет таяния ледников. На-
леди, формируемые этими водами, могут иметь значительно большие
размеры. Подобного рода источники в горах Сунтар-Хаята описаны
М. Н. Корейшей и Г. Ф. Грависом.
По химическому составу большая часть вод сезонноталого слоя при-
надлежит к группе гидрокарбонатных кальциевых либо натриевых
* Комплексы описаны по материалам А. И. Калабина (1960), М. Н. Бородулина,
А. Г. Гущина, В. Ф. Шишкиной, Е. А. Трофимова и Н. Ф. Григорьева (1966).
178
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
с минерализацией от 20—30 до 100—200 мг/л. На участках пирити-
зации и сульфидного оруденения возможно появление сульфатно-гидро-
карбонатных либо гидрокарбонатно-сульфатных вод. Характерный со-
став воды по формуле Курдова (данные А. И. Косолапова):
Mq,058 Na 52 Са 29 Mg 19 (бассейн р. Момы).
Практического использования эти воды не имеют.
На отдельных участках повышенной мощности делювиальных от-
ложений в крупнообломочных каменистых россыпях — «курумниках» —
воды могут быть связаны с локальными несквозными таликами, мощ-
ности которых, по данным В. Ф. Шишкиной, составляют от 4—5 до
10 м, а иногда более. Эти талики являются коллекторами надмерзлот-
ных вод, запасы которых сохраняются еще долгое время после пре-
кращения питания.
Озерные и озерно-болотные отложения характерны для
обширных низменностей Яно-Индигирской и Колымской, а также для
межгорных впадин и широких речных долин Яны, Индигирки, Колымы.
В их составе преобладают тонкозернистые и дисперсные разности: су-
глинки, супеси, илы, торф, лессовидные супеси и реже пески. Все по-
роды многолетнемерзлые и включают жильные льды. Мощность этих
отложений невелика и измеряется единицами метров. Водоносность их
связана с подозерными таликами, размеры которых зависят от глуби-
ны, ширины и времени существования водоемов.
По данным Н. Ф. Григорьева (19Еэ9, 1966), большинство озер при-
морской части Яно-Индигирской низменности мелководные. Участки
с глубинами более 2 м занимают около 1/3, а с глубинами более 6 м —
около 1/10 площади зеркала озер. Несквозные подозерные талики про-
слеживаются под дном всех озерных водоемов, глубина которых пре-
вышает 2—2,5 м. Большинство же озер промерзает до дна. В отличие
от таликов Центральной Якутии подозерные талики здесь сложены
мелкодисперсными отложениями, водоотдача которых весьма незначи-
тельна. Воды этого типа отложений также практического значения не
имеют.
Аллювиальные отложения в горных районах, где распро-
странены массивнокристаллические породы и развиты эрозионные кань-
онообразные речные долины, состоят главным образом из песчано-га-
лечникового материала с отдельными валунами; мощность их 2—4 м.
На низменных и равнинных территориях, где развиты корытообразные
широкие долины с многочисленными террасами, аллювиальные отложе-
ния представлены в нижней части разреза галечником, песком, илом,
а в верхних частях— суглинками, супесями, реже песками. Общая мощ-
ность аллювиальных отложений от нескольких десятков до 100 м и
более (долины рек Яны, Колымы, Индигирки и их крупных притоков).
Зоны локальной аккумуляции аллювия и озерно-аллювиальных отло-
жений повышенной мощности (свыше 100 м) наблюдаются в межгор-
ных впадинах цепи Черского, нижние горизонты которых сложены
галечником с участием грубозернистых песков.
Водоносность аллювиальных отложений связана в основном с тали-
ками речных долин. Эти воды наиболее изучены на территории северо-
востока Якутии. В связи с отработкой золотоносных аллювиальных
песков в горных районах в бассейнах рек Яны, Индигирки, Колымы их
изучали начиная с 1945 г., геологи и гидрогеологи Дальстроя —
С. А. Трофимов, В. Ф. Шишкина, М. Н. Бородулин, А. С. Белов,
А. Г. Гущин, а в бассейне р. Аллах-Юнь—Н. А. Ведьмина (1959).
Встречаются воды таликов в подрусловом и пойменном аллювии, но
ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКАЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ
179
могут быть встречены и в отложениях террас. Для крупных рек ха-
рактерны сквозные талики. В мелких и средних реках, частично или
полностью перемерзающих, водоносные талики наиболее развиты в пре-
делах русла и современной поймы.
Надмерзлотные воды этого типа приурочены преимущественно к со-
временным аллювиальным отложениям. Размеры таликов и запасы
в них вод непостоянны. Максимального своего развития водоносные
талики достигают в конце летне-осеннего периода, когда они протяги-
ваются сплошной полосой вдоль долины (Калабин, 1960). В долинах
небольших рек наибольшая ширина таликов близка к ширине современ-
ной поймы и может изменяться от 40 до 200—250 м, реже до 300—400 м
(реки Бол. и Мал. Тарын и др.), достигая в среднем мощности 1,5—3 м.
По данным А. И. Калабина, под малыми водотоками, площадь водосбо-
ра которых не превышает 20—30 кл<2, талики располагаются только
под действующим руслом, имея мощность 1,5—2 м.
В долинах более крупных рек с площадью водосбора до 3000 км2
(р. Ольчан), полностью или частично промерзающих, ширина замкну-
тых таликов в средних и нижних течениях достигает 500—700 м при
усредненной мощности 6 м. Основное питание описываемого типа вод
осуществляется за счет инфильтрации атмосферных осадков и поверхно-
стных вод.
В процессе промерзания, начинающегося в октябре и интенсивно
развивающегося в декабре — январе, некоторые талики разобщаются
мерзлотными перемычками на ряд замкнутых бассейнов. Перемычки
возникают на участках долин с неглубоким залеганием поверхности
многолетнемерзлых пород. Общая длина таликов зависит от размеров
реки и условий питания. Так, по реке Бол. Тарын длина разобщенных
таликов составляет 1/2—1/3 длины реки. При промерзании таликов обыч-
но идет непрерывное и равномерное падение уровня подземных вод.
Со второй половины ноября при интенсивном промерзании таликовые
воды могут обрести напор.
Следствием частичного промерзания подруслового потока являются
источники, действующие только зимой и образующие сравнительно не-
большие наледи. Среди них встречаются источники, не меняющие свои
места из года в год, и источники, мигрирующие в течение зимы или в те-
чение ряда лет. Такие источники описаны М. Н. Бородулиным в долине
р. Еченки. Там же выявлены две группы постоянно действующих ис-
точников, приуроченных к современной пойме, сложенной галечниками.
Дебит отдельных источников 5—10 л!сек, а температура воды зимой
1—1,5° С. По мнению М. Н. Бородулина, происхождение этих источни-
ков связано с выходами надмерзлотных таликовых вод. Наледи растут
до марта — апреля.
Расходы подрусловых потоков в долинах средних промерзающих
рек типа Мал. и Бол. Тарына к концу зимы снижаются до 10 л/сек
(табл. 46). Многие источники в критический период перестают действо-
вать.
Запасы надмерзлотных вод речных долин колеблются в зимнее
время в широких пределах в зависимости от размеров реки. В частно-
сти, в речных долинах бассейна р. Индигирки зафиксировано около
50 таликовых участков протяженностью от 210 м до 37 км. Общая дли-
на их превышает 300 км при длине долин около 1800 км, суммарные
статические запасы в критический период достигают 107,5 млн. м3
(табл. 47).
Температура надмерзлотных вод изменяется в зависимости от вре-
мени года и мощности талика от 3—4 до 0,1—0,2° С.
180
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Таблица 46*
Изменение расходов вод подрусловых таликов
Расход по времени года, л/сек
Долины рек X XI XII I II in IV V
Арангас (руч. Аляк- 14,2-10,7 6,9 1,1 Пер е мер з а е т
ситовый) Туора-Тас Ольчан 0,4 0,02 130 0,0 72—37 П е р < з а 21,6 i м е р- е т 4,8 3,8 2,9 3,0
* Составлена по материалам р. Арангас — А. Г. Гущина за 1945 г.; реки Туора-
Тас и Ольчан — М. Н. Бородулина за 1945—1946 гг.
Таблица 47*
Естественные запасы подрусловых вод в критический период (на апрель)
в бассейне р. Индигирки
Река Длина реки, км Суммарная длина таликов, км Суммарные статические запасы воды, тыс. м3
Тихон-Юрягэ 105 45 14 770
Учча 50 7,65 473
Еченка 47 40,5 40130
Хатыинах 20 20 4500
Мал. Куобах-Бага 24 7 3 080
Бол. Куобах-Бага 55 47 8 330
* Составлена по материалам
В. Ф. Шишкиной за 1963 г.
Надмерзлотные воды таликов речных долин обычно гидрокарбонат-
ные или сульфатные кальциевые; минерализация их редко превышает
0,1—0,2 г/л.
В районах Восточной Якутии эти воды в ряде случаев являются
надежной базой питьевого и промышленного водоснабжения (табл. 48).
Несквозные талики речных долин встречаются также на низмен-
ных участках, как правило, под дном довольно крупных рек, глубина
которых превышает 2 м, а дно слагают либо рыхлые аллювиальные
отложения, либо коренные трещиноватые породы (Григорьев, 1966).
При термозондировании в апреле 1963 г. дна протоки р. Яны
у пос. Нижне-Янска было установлено, что при глубине реки 10—12 м
в русле расположен талик, в котором температура верхнего слоя ал-
лювия изменялась от 1,7 до 2,8° С.
Межмерзлотные воды в аллювиальных, отложениях могут быть
встречены в долинах крупных рек на высоких террасах, на площадях
перестройки речной сети в четвертичное время, в переуглубленных доли-
нах, где вследствие пестрого литологического состава аллювия возмож-
но существование слоистых многолетнемерзлых пород.
Подмерзлотные воды могут быть развиты на территориях мощ-
ной аккумуляции аллювия в межгорных впадинах типа Момо-Селен-
няхской и более мелких впадинах горной цепи Черского. Однако оба
типа вод не изучены.
ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКАЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ
181
Таблица 48*
Сводная характеристика вод подрусловых таликов Яио-Иидигирского криогенного
бассейна напорных вод
Место отбора пробы, номер на карте Дата отбора пробы Темпера- тура, °C Дебит, л)сек Формула химического состава воды
Дата на- блюдений
Бассейн р. Тобычан; р. Конгычан, в 50 м вы- ше впадения руч. Жак 18/VI 1959 г. 7,0 7,0 НСОз 78 CI 12 SO, 10
25 IV т0,02 Са 47 Na 39 Mg 13
Р. Бол. Куобах-Бага; мигрирующий источник близ впадения руч. Ма- лины, в вершине нале- ди; № 23 26/1П 1949 г 0,2 3,0 Мл НСО3 50 SO, 36 Cl 14
25 XI до 75,6 т0,057 Са 82 Mg 18
Р. Эльга; подрусловый поток близ впадения руч. Горностах; № 26 22/V 1950 г 1,8-2 В начале мая —100 АЛ Cl 47 НСОз 28 SO, 12
т0,05Т Na 44 Ca 38 Mg 18
Р. Арангас; близ впа- дения руч. Аляскитового 29/V 1945 г. Не опр. Не опр. Mr пл- НСОз 68 SO, 26
"’о,ОЗУ Ca 59 Na 23 Mg 18
Шурф в долине р. Люнкидэ CI 66 НСОз 34
lvl0,050 Mg 56 Na 32 Ca 12
* Составлена по данным М. Н. Бородулина за 1949 г. и В. Ф. Шишкиной за
1960 г.
Ледниковые отложения наибольшее распространение имеют
в верховьях горных рек, в троговых долинах на высоких абсолютных
отметках. Представлены они моренными разностями, состоящими из
валунов, глыб и гальки с небольшой примесью песчаного и глинистого
материала при весьма разнообразной мощности, достигающей местами
сотен метров. Эти отложения полностью проморожены и водоносность
их связана в основном с сезонноталым слоем. Практического значения
воды этих отложений не имеют.
Флювиогляциальные отложения весьма часты в ряде реч-
ных долин верхнего течения рек Колымы, Индигирки, Яны и имеют
мощность до 100 м и более. П. Ф. Швецов (1951) указывает на наличие
флювиогляциальных отложений в Оймяконской впадине. Водоносность
их, связанная с таликами в речных долинах, может быть весьма зна-
чительной. Конкретных данных по водоносности флювиогляциальных
отложений нет, но эти воды, по-видимому, могут иметь большее прак-
тическое значение для водоснабжения.
Пролювиальные отложения, представленные мощными ко-
нусами выноса, широко распространены в межгорных впадинах и сло-
жены песчано-галечниковыми отложениями с примесью глинистого ма-
териала. Водоносность их не изучена, но можно предполагать значи-
тельные скопления подземных вод, приуроченных к надмерзлотным и
межмерзлотным таликам повышенной мощности. Косвенным свидетель-
ством тому являются многие крупные наледи и наледные линии, образу-
ющиеся в основании горных хребтов, например Момского, Тас-Хаяхтах
и некоторых других. Положение пролювиальных конусов выноса в осно-
вании горных склонов позволяет предполагать возможность питания
182
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
пролювиальных отложений глубокими водами тектонических разломов,
обрамляющих горные хребты.
В заключение следует подчеркнуть, что из-за весьма слабой изу-
ченности четвертичных отложений Восточной Якутии невозможно дать
ни оценки запасов и качеств того или иного типа вод, ни прогноза
их использования.
Более или менее изучены воды таликов речных долин, которые
часто служат одним из основных источников питьевого и промышленно-
го водоснабжения. Перспективными для водоснабжения могут быть
воды предгорных конусов и аллювиальных равнин.
При проходке горных выработок на участках увеличенной мощно-
сти аллювия приходится предусматривать изоляцию вод надмерзлотных
и межмерзлотных таликов.
Водоносные комплексы неогеновых
и палеогеновых отложений
Терригенные и вулканогенные водоносные комплексы неогеновых
и палеогеновых отложений имеют весьма ограниченное распространение
и в гидрогеологическом отношении ие изучены. Можно лишь предпо-
лагать, что грубые миоцен-плиоценовые отложения, слагающие верх-
нюю часть ряда межгорных артезианских бассейнов, обладают высокой
водообильностью, если их мощность превышает мощность мерзлой зоны
или имеются талики.
Водоносные комплексы меловых отложений
В отложениях мелового возраста может быть выделено не менее
двух водоносных комплексов — комплекс преимущественно терригенных
отложений и комплекс вулканогенных отложений.
Водоносный комплекс преимущественно терригенных отложений ме-
лового возраста наиболее распространен в пределах Колымского арте-
зианского бассейна и в некоторых межгорных бассейнах, в частности
в Момо-Селенняхском. Водоносные породы комплекса представлены
преимущественно песчаниками, иногда — угленосными отложениями
(нижний мел).
Сведения о водоносности терригенных меловых отложений крайне
ограниченны. В нижнемеловых отложениях Зырянского угольного ме-
сторождения скважины не встретили подмерзлотные воды. По данным
А. А. Зеленкевича, дебиты источников, вытекающих из этого водонос-
ного комплекса, находятся в пределах 0,05—2,7 л/сек, наиболее распро-
странены с дебитом 1 л/сек. Вероятно, они отражают водоносность слоя
сезонного протаивания меловых отложений. Единственный обследован-
ный Тарын-Юряхский источник (рис. 28), питание которого можно уве-
ренно связать с водами меловых отложений, детально обследован
в 1946—1947 гг. П. Ф. Швецовым (1951) и в 1966 г. В. М. Пигузовой и
В. М. Шепелевым. Он расположен в основании третьей левобережной
террасы р. Момы (№ 13 на карте). Его дебит варьирует от 1250 л/сек
(октябрь) до 343 л)сек (апрель).
Косвенным свидетельством высокой водоносности описываемого
комплекса являются многие крупные наледи, в формировании которых
можно ожидать значительного участия вод терригенных меловых от-
ложений наряду с водами юрских и неогеновых пород. К ним относятся,
в частности, гигантская наледь (Момский Улахан-Тарын), образование
которой может быть обусловлено только подтоком подмерзлотных вод
производительностью не менее 10000 л!сек (Швецов, 1951). Источник
ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКАЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ
181
Ейемю, участвующий в образовании этой наледи и питающийся заведо-
мо водами юрского водоносного комплекса, обладает дебитом только
247 л/сек. По-видимому, остальная часть потока, питающего эту наледь,
формируется преимущественно в отложениях мелового и неоген-четвер-
тичного возраста.
В пределах распространения меловых отложений расположена так-
же крупная зона разгрузки подземных вод, обрамляющая с севера
Момский хребет (О. Толстихин, 1966а). Суммарный дебит источников,
образующих наледи этой зоны, составляет не менее 3700 л/сек. Питание
подземных вод осуществляется в пределах Момского хребта, сложен-
ного юрскими отложениями, однако транспортировка и разгрузка вод
происходят уже в меловом водоносном комплексе (см. главу II, раздел
Химический состав подземных вод описываемого комплекса изучен
так же слабо, как и водоносность. О нем можно судить лишь по анализу
воды Тарын-Юряхского источника, приведенному ниже.
Гсв[(Ы2+ред.)-91,47; О2-7,59; Аг-0,936; (СО2 + H2S) - 0,74;
Н2- 0,2; Не - 0,0028]
•д НСО357 SO437 Cl 6 цсо. О
Мо,И8 Na 54 Mg 23 Са 23 РН 6’8’ S1°2“ 2‘
Вода источника пресная сульфатно-гидрокарбонатная натриевая.
Состав растворенных в воде газов указывает на формирование ее в зоне
свободного водообмена.
Водоносный комплекс вулканогенных образований мелового возра-
ста распространен преимущественно за пределами Якутии. Он приуро-
чен к Охотско-Чукотскому вулканогенному поясу. На территории Якутии
меловые эффузивы развиты лишь по периферии Охотского массива,
где ими сложена Куйдусунская верхнемезозойская впадина. Водонос-
ность меловых вулканогенных пород на территории Якутии исследова-
на крайне слабо. Дебиты источников составляют от 5 до 8 л/сек при
преобладании 2 л!сек*. В. Ф. Шишкиной в бассейне рек Куйдусун и
Лабынкыр описаны три крупных источника, образующие наледи (ист.
№ 106, 107, 108). Дебиты двух первых источников, расположенных
на высоте более 1000 м, составляют соответственно 1400 и 1600 л!сек
(по замерам в августе 1960 г.). Немногочисленные данные о дебитах
источников Якутии и Магаданской области свидетельствуют о высокой
водообильности меловых вулканогенных пород. На значительную водо-
* При характеристике дебитов учтены также данные А А Зеленкевича по смеж-
ным районам Магаданской области — Прим авт
184
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
косность меловых эффузивов указывают также высокие величины на-
ледного питания. В частности, около 20 наледей, питание которых свя-
зано с верхнемеловыми эффузивами, формируются в верховьях рек
Куйдусун, Агаякан и Делькю (Охотская). Суммарный дебит источни-
ков, образующих эти наледи, рассчитанный с учетом вероятного уча-
стия снега в питании высокогорных наледей, составляет около
9000 л!сек.
Химический состав подземных вод описываемого водоносного ком-
плекса может быть охарактеризован на основании результатов анали-
зов * воды лишь двух упоминавшихся выше источников, вытекающих
из верхней, наиболее промытой части разреза.
Источник № 106 М004
SiO342 НСО333 SOJ7
Na 67 Са27 Mg 6
Источник № 107 Мпп,
v,u4
НСО337 SiO3 37 SO416 Cl 10
Na 71 Са 21 Mg 8
Преобладание сульфатов над хлоридами в водах рассматривае-
мого комплекса отмечается также А. А. Зеленкевичем (1963а) и явля-
ется типичным для мезозойских и посгмезозойских вулканогенных об-
разований Северо-Востока СССР.
Водоносные комплексы терригенных и вулканогенных отложений
юры и триаса**
Водоносные комплексы терригенных и вулканогенных отложений
юрского и триасового возраста широко распространены на востоке
Якутии, где образуют ряд крупных гидрогеологических структур: Яно-
Индигирский криогенный бассейн напорных трещинных вод, Конда-
ковский и Ольджойский адаргезианские бассейны, Куларский гидро-
геологический массив и др. Лучше изучена водоносность нижней ча-
сти разреза — триаса и нижней юры, слабее — водоносность терриген-
ных отложений верхней юры и всех вулканогенных пород, входящих
в состав описываемых комплексов.
Водоносные породы представлены в различной степени дислоциро-
ванными трещиноватыми песчаниками, сланцами и алевролитами, ре-
же конгломератами. Породы подверглись сильному диагенезу. Цирку-
лирующие в них подземные воды относятся к трещинному и трещин-
но-жильному типам. Маловероятно, хотя и не исключено, наличие тре-
щинно-пластовых вод в районах пологого залегания осадочных обра-
зований.
Водоносность терригенных триасовых и юрских отложений уста-
навливается по ряду гидрогеологических скважин, пройденных и опро-
бованных при разведке месторождений полезных ископаемых (Агыл-
кы, Эге-Хая, Буоргачан, Арангас, Кестер, Улахан-Эгелях, Депутат-
ское, Илин-Тас) или заложенных специально для целей водоснабже-
ния (поселки Багагай и Эге-Хая). Всюду скважинами вскрыты под-
мерзлотные воды в трещиноватых песчаниках и сланцах. Обводнена
сравнительно маломощная трещиноватая зона, залегающая, по дан-
ным буровых работ и гермокарогажа, ниже мерзлой зоны. Мощность
* Химический состав вод этих источников дан В Ф Шишкиной лишь в виде фор-
мулы — Прим. ред.
** Некоторые слабо изученные водоносные комплексы для лучшего отображения
гидрогеологических структур показаны на карте раздельно, но из-за недостатка факти-
ческих материалов описаны совместно. Такое описание допускалось только в тех слу-
чаях, когда водоносные комплексы оказывались близкими по составу пород и условиям
формирования подземных вод.
ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКАЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ
185
обводненной зоны, связанной с повышенной трещиноватостью песчани-
ков и сланцев, не превышает первых десятков метров, и поэтому даль-
нейшее углубление скважин обычно не приводило к заметному увели-
чению притоков воды. Основной приток воды в горные выработки от-
мечен непосредственно в основании многолетнемерзлых пород Прито-
ки воды в скважины оказались небольшими. В большинстве случаев
они не превышают 1 л!сек, и лишь в скважине, пробуренной в долине
руч. Аляскитового (на карте № 11), приток достиг 4,12 л/сек, что от-
вечает удельному дебиту 0,1 л)сек (табл. 49). На Улахан-Эгеляхском
месторождении на глубинах 44, 72 и 101 м вскрыты межмерзлотные
воды, а на глубине 323 м— подмерзлотные
Таблица 49*
Сводная характеристика подземных вод юрских и триасовых отложений
Ольджайского адартезианского н Яно-Иидигирского криогенного бассейнов
Скважина, абс отм., л, номер на карте Водовмещающие породы, геологи- ческие индексы Мощность многолетне- мерзлых пород, м, глубина появления воды, м, уста- новившийся уровень, м Дебит, л! се к Пониже- ние, м Формула химического состава воды
Депутатская 7; Трещиноватые 270 1,0 Мп -л SO, 64 Cl 34 НСО3 2*
Не опр ‘2,59 Са 56 Mg 24 Na 20
№ 4 песчаники и сланцы с суль- фидами, li 269-271, 80
Эге-Хайская Трещиноватые 200—249, 1,05 М0,13 НСО3 65 CI 25 SO, 10
124, 186; № 9 песчаники, сланцы, Т3 265, 56 17,2 Na86 Ca 14
Батагайская 2; Трещиноватые 260. 0,90 ^0,17 HCO3 68 Cl 27
85,5 Mg 37 Ca 34 Na 23
137, № 1 песчаники, сланцы, Т3 280,7 4,5
Буоргачинская; 826; № 10 Песчаники, 223, 0,5 Мо 1з HCO3 44 Cl 42 SO, 14
сланцы, Т3 244, 12,4 Само- излив Na 57 Mg 25 Ca 18
Арангасская 1, Орговикован- 168, 4,12 Мо,36 SO, 34 HCO,34 Cl 32
Mg 58 Na 23 Ca 19
932, 44; № 11 иые песчаники, брекчии, Т3 168, 11 41
Скважина в Песчано-гли- 150, 0,47 М0,19 HCO373 Cl 17 SO, 10
Агылках; 646, 4, № 16 нистые сланцы, песчаники, алевролиты, Т3 239, 3,5 47 Na 53 Mg 31 Ca 16
* Составлена по данным № 4 — В Н Никитина за 1961 г; № 9 и б/№ —
О Н Кодииец за 1961 н 1965 гг, № 10 — В А Лаврухина за 1954 г, № 11 —
Е А Трофимова за 1951 г , № 16 — Т М Билинкиса за 1960 г.
Водоносность юрских и триасовых отложений может быть оха-
рактеризована также источниками, многие из которых обследованы
В. Ф. Шишкиной в бассейне р. Индигирки Дебит подавляющего боль-
шинства источников, исследованных преимущественно в бассейне р. Ин-
дигирки, измеряется десятками литров в секунду, в отдельных случаях
достигает 400 л!сек (табл 50). Температура воды обычно не превы-
186
ГЛАВА III ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Таблица 50*
Характеристика источников, питающихся водами юрских и триасовых отложений
Источник, абс отм , м геологический индекс, номер иа карте Темпера- тура ° С Дебит, л/сек
Дата наблюдения
Руч Арга-Тарыннах, правый приток руч Эгелях, выше руч Кюретер, вблизи русла, 1200, J3, № 35 0,5 50 25/V 1959 г
В бассейне р Мюреле, на левом притоке в верховье наледи, 1000, Ji+г—yMz, № 16 1 5 19/VIII 1959 г
Река Таскан, на склоне левой террасы, в 60 л выше русла рч Волны, 1400, Ja, № 17 0,5 3 5/VII 1959 г
Река Таскан, у подножия правой 80—90 метровой террасы, в 0,5 км ниже русла руч Ясного, 800, J2, № 20 1 400 7/VII 1959 г
В бассейне р Тобычан, р Эпнзотнйная, на поверхно стн левой 1—3-метровой террасы, в 0,35 км ниже устья руч Бокового, 1200, J2—Т, № 22 0,4 40 20/VI 1959 г
Река Гырбынья, у подножия левой террасы, в 1,3 м выше устья руч Кылпас, 1300, J2—у, № 41 1.2 10 5/VI 1959 г
В бассейне р Кур, руч Ирегенья, вблизи бровки правой террасы, 1000, Т3—J2, № 32 1,2 10 5/VI 1959 г
В бассейне р Утачан, руч Ненкат, в верховьях на- леди у левой террасы, 1200, Т3—J, № 19 0,5 56 31/VIII 1959 г
У подножия левой 5-метровой террасы, в 1 км ниже устья руч Сухого, 1500, Т3, № 24 2 170 16/V 1945 г
В бассейне р Тарын-Юрях, в верховьях наледи, на дне ложбины, 1200, Т3, № 113 0,5 40 26/VII 1958 г
Сытыган-Сылба, в бассейне р Буор-Юрях, в вер- ховье наледн на склоне небольшого холма, 1050, Ti+2 № 112 26 0,25 9/VI 1958 г
* Составлена по данным № 24 — Е И Тимофеева за 1961 г, остальные —
В Ф Шишкиной за 1960 г
шает 1,5—2° С, однако к этому же комплексу относится и субтермаль-
ный источник Сытыган-Сылба (см главу V, раздел «Бальнеологиче-
ские ресурсы»)
Косвенные представления о водообильности пород дают крупные
наледи Большинство наледей, располагающихся в поле развития от-
ложений юры и триаса, сосредоточено в юго-западных отрогах цепи
Черского, по периферии Момского хребта и в Верхоянской цепи Об-
щий дебит источников, образующих наледи в бассейнах рек Иньяли,
Чаркы, Дебин, не менее 300 л/сек, тогда как дебиты отдельных источ-
ников, формирующих наледи, измеряются сотнями литров в секунду
Значительная наледиая линия приурочена к разлому, простирающему-
ся вдоль южного склона Момского хребта Ее протяженность не менее
150 км Суммарный дебит источников, образующих наледи в долинах
левых притоков р Момы близ участков пересечения этих долин с раз-
ломом, не менее 570 л/сек, что обеспечивает дебит около 40 л!сек
«с 1 км наледной зоны
ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКАЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ
187
Существенное различие между дебитами источников (включая ис-
точники, формирующие наледи) и величинами притоков подземных вод
в скважины, на первый взгляд, трудно объяснимое, становится понятно
при сравнительном анализе участков расположения источников и сква-
жин и условий питания подземных вод на этих участках. Подавляю-
щее большинство источников расположено в пределах горных соору-
жений цепей Черского, контрастных в неотектоническом отношении,
с характерной для них блоковой морфоструктурой. Все это способству-
ет формированию устойчивых областей инфильтрации подземных вод
и питания рассматриваемых водоносных комплексов. В отличие от ис-
точников подавляющее большинство гидрогеологических скважин рас-
положено в пределах синклинальных структур и зон, морфологически
выраженных плоскогорьями или плато. В неотектоническом отноше-
нии это сравнительно стабильные области, интенсивность неотектони-
ческих движений здесь не обеспечивает благоприятных условий форми-
рования таликовых зон — возможных путей инфильтрации поверхно-
стных вод. Незначительные превышения верховьев долин над низовья-
ми в свою очередь не способствуют формирования высоконапорных
вод интенсивной циркуляции.
Анализируя соотношение пьезометрических уровней подмерзлот-
ных вод с Меженными уровнями рек, А. И. Ровицкий пришел к выво-
ду, что в одних случаях положение пьезометрического уровня в раз-
ведочной скважине контролируется меженным уровнем воды в реке,
расположенной в сравнительной близости от скважины или наследую-
щей ту же зону разломов, к которой приурочена скважина. В других
случаях отмечаются более высокие или, наоборот, низкие пьезометри-
ческие уровни, что, по мнению А. И. Ровицкого, может быть связано
с глубинными водами. Последнее предположение маловероятно из-за
сравнительно стабильного тектонического состояния, в условиях кото-
рого не приходится ожидать значительных зон глубинных разломов.
Здесь либо влияют процессы промерзания пород, либо пути движения
подземных вод от области питания более велики, чем эго представля-
ется.
Химический состав подземных вод водоносного комплекса юры и
триаса сравнительно разнообразен, хотя он формируется в довольно
однородных по литологическому составу породах. Вода источников от-
носится к очень пресной. Сумма минеральных веществ в ней обычно
варьирует в пределах первых десятков миллиграммов на литр, редко
возрастает до 100 мг/л или немного более. Состав воды гидрокарбо-
натный кальциевый при SO4 > Cl и Na > Mg. Иногда встречаются
сульфатные натриевые воды (табл. 51). Подземные воды, вскрытые
скважинами, имеют большую минерализацию, чем воды источников.
В связи .с приуроченностью скважин к сульфидным месторождениям
чаще встречаются сульфатные воды.
Особый интерес представляет химический состав межмерзлогных
вод, вскрытых скважинами на месторождениях Депутатском и Ула-
хан-Эгелях. Эти воды, заключенные в толще многолетнемерзлых пород,
обладают весьма высокой минерализацией. В некоторых случаях они
относятся к рассолам. Так, на Улахан-Эгеляхском месторождении су-
хой остаток межмерзлотных вод, вскрытых одной из скважин на глу-
бине 44 м, составил 92 г/л. На Депутатском месторождении сухой ос-
таток межмерзлотных вод превысил 250 г/л. К сожалению, химических
анализов этих вод не произведено.
Летом 1966 г. отрядом Института мерзлотоведения СО АН СССР
близ пос. Маршальского в дорожном карьере, вскрывающем зоны вы-
ветривания лимонитизированных (вероятно, по пириту) алевролитов
188
ГЛАВА 111. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Таблица 51*
Химический состав подземных вод юрских и триасовых отложений
Верхояно-Колымской системы
Номер источников и скважин на карте Минера- лизация, г/л рн .. мг л Компоненты, %-экв Прочие компоненты, мг/л
Na+K Mg Са Cl SO, НСО3
Источники
10 0,123 7,4 26,44 54 3,16 12 14,43 34 7,09 10 35,06 34 73,22 56 H2SiO3 0,5
11 0,069 9,43 6,93 8,22 5,32 1,9 73,22 H2SiO3 0,5
6,8 29 41 30 11 3 86
12 0,058 4,14 8,26 3,21 7,09 24,98 18,31 Не опр.
5,9 18 67 15 20 51 29
97 0,115 29,66 1,95 11,42 10,64 24,98 73,22
6,8 ! 64 8 28 15 26 59
33 0,3 74 10 20 4 120 158,0
6,6 63 17 20 3 47 50
Скважины
4 2,59 193,9 120,3 469,2 506,88 1289,6 36,6
Не опр. 20 24 5б 34 64 2
9 0,13 43,0 Нет 8,9 21,1 15,6 85,4 H2SiO3 19,0
Не опр. 86 14 25 10 65
10 0,13 29,9 7,2 8,2 34,63 16,0 61,0 Не опр.
5,4 57 25 18 42 14 44
П 0,36 31,0 42,0 22,4 63,0 98 128 H2SiO3 11,17
Не опр. 23,0 58 19 32 34,0 34
16 0,193 43,1 13,5 10,9 21,1 18,0 156 Не опр.
Не опр. 53,0 32,0 15,0 17,0 11,0 72,0
* Составлена по данным: А. И. и М. Н. Косолаповых за 1964 г. (источники 10,
11, 12, 27); А. А. Житецкого и др. за 1960 г. (ист. 33); О. Н. Кодинец за 1961 г,
(скв. 9); В. А. Лаврухина за 1954 г. (скв. 10); Е. А. Трофимова за 1960 г. (скв. 11) и
Г. М. Билннкнса за I960 г. (скв. 16).
и сланцев триасового возраста, опробованы надмерзлотные рассолы,
минерализация которых достигала 149 г/л при отчетливо выраженном
сульфатном магниевом типе вод.
SO495 НСО3 4 Cl 1 „ с „ с.~ .
Mg85 Na8 CT7-PH/'5’ H2Sl°34.
Аналогичные по соотношению ионов, но менее минерализованные
воды были встречены также в ряде штолен, пройденных по породам,
содержащим сульфиды. Предположение о глубинном происхождении
этих рассолов, высказываемое иногда в литературе, в описываемых
случаях неприемлемо, поскольку речь идет о надмерзлотных водах
выветрелой зоны.
ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСК.АЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ
189
Водоносные комплексы терригенных отложений
перми и карбона
Комплексы включают преимущественно песчаники, алевролиты,
конгломераты и глинистые сланцы, интенсивно дислоцированные и
диагенетически измененные. Широко распространен водоносный ком-
плекс в центральной и южной частях Верхоянского гидрогеологического
массива.
По характеру циркуляции подземные воды водоносных комплексов
верхнего паЛеозоя относятся к трещинному и трещинно-жильному ти-
пам. Источников, непосредственно связанных с отложениями перми и
карбона, на территории Восточной Якутии не отмечено. Единствен-
ный куст скважин, вскрывших подземные воды в пермских песчаниках
и сланцах, расположен в Южном Верхоянье в бассейне р. Дыбы (скв.
20 на карте). Однако здесь выведены на поверхность своеобразные ми-
неральные углекислые воды, не отражающие региональную гидрогео-
логическую и гидрохимическую обстановку (см. главу V).
Характеризуя пермский водоносный комплекс, А. А. Зеленкевич
(1963а) указывает, что дебиты источников находятся в пределах 0,1—
6,1 л/сек, а наиболее распространенные — до 3 л!сек. Вероятно, эти
дебиты отражают лишь водоносность верхней выветрелой зоны — слоя
сезонного протаивания.
Глубоким водам трещинно-жильного типа обязаны своим проис-
хождением многочисленные наледи, формирующиеся на склонах Вер-
хоянской цепи. Суммарный дебит источников, образующих наледи за-
западного склона Верхоянской цепи (бассейн р. Лены), достигает
43 000 л/сек при дебите отдельных источников сотни литров в секунду.
Крупная зона разгрузки подземных вод описываемого комплекса рас-
положена между водоразделами хребтов Орулган и Сиетенджинского.
Наледи этой зоны развиты в бассейнах рек Куранах, Сиетенджа, Буху-
рук и Улахан-Саккырыр (левые притоки Омолоя и Яны). Общая про-
тяженность наледной зоны, вытянутой в меридиональном направлении
составляет около 250 км, а суммарный дебит источников более
22 000 л/сек. Значительное количество наледей располагается южнее
отмеченной зоны разгрузки на восточных отрогах Верхоянской цепи,
в бассейне р. Яны. Суммарный дебит источников, формирующих нале-
ди этой части территории, составляет 36000 л!сек. Немало наледей,
связанных с подземными водами описываемых пород, зафиксировано
также в Южном Верхоянье. В Приколымском поднятии источников,
связанных с верхнепалеозойскими отложениями, не встречено.
Все эти немногочисленные сведения о водоносности отложений
перми и карбона указывают на определенную неравномерность распро-
странения в них подземных вод, что, возможно, объясняется особыми
условиями питания подземных вод в зоне многолетнемерзлых пород и
глубоким промерзанием междуречных пространств горных сооружений.
В таких условиях подземные воды неизбежно должны быть локализо-
ваны в отдельных трещиноватых зонах, находящихся в аномальной
геотермической обстановке, под отепляющим воздействием речных
вод.
Химический состав подземных вод описываемых комплексов не
изучен. Лишь исходя из существенного преобладания терригенного со-
става водоносных пород и общих гидрогеологических условий, можно
ожидать, что в них развиты преимущественно пресные подземные воды
гидрокарбонатного кальциевого или натриевого состава.
190
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Водоносный комплекс девонских отложений
Водоносный комплекс отложений девонского возраста распростра-
нен в Сетте-Дабанском, Тас-Хаяхтахском, Омулевском и Полоусном
гидрогеологических массивах, в Алазейском поднятии Колымского ар-
тезианского бассейна и в Приколымском гидрогеологическом массиве.
Комплекс сложен в основном пестроцветными и сероцветными карбо-
натно-терригенными породами, в пределах Алазейского плоскогорья
преобладают эффузивные породы. Тип вод трещинный, трещинно-пла-
стовый, реже трещинно-карстовый. Водоносность комплекса изучена
слабо. Несколько источников в Западном Верхоянье, питающихся, ве-
роятно, водами девонских отложений, описаны А. Н. Толстовым и
П. Ф. Швецовым. Один из них — Россомахинский (№ 104)—имеет
дебит около 100 л/сек.
На территории Гармычанского хребта и смежных впадин с водами
комплекса, по-видимому, связаны семь крупных наледей, образованных
источниками с дебитом от 130 до 330 л/сек при суммарном дебите
не менее 1440 л/сек.
Химический состав подземных вод не изучен. Некоторые представ-
ления о нем может дать лишь анализ воды Россомахинского источни-
ка, формула солевого состава которой приводится по данным П. Ф. Шве-
цова (1951).
НСО3 63 SO4 30 Cl 7 ucn
Мо,25 Ca87Mg7Na6 РН 6’9‘
Водоносные комплексы отложений силура, ордовика
и кембрия (нижнего палеозоя)
Водоносные комплексы нижнего палеозоя сложены терригенно-
карбонатными породами с преобладанием в одних разрезах карбонат-
ного, а в других — терригенного материала. Описание их производится
совместно в силу сложных пространственных взаимоотношений в склад-
чатых и складчато-глыбовых структурах, где затруднительно, а подчас
и невозможно установить, водами какого именно комплекса нижнего
палеозоя питается тот или иной источник или группа наледей. Гидро-
геологическая изученность нижнепалеозойских водоносных комплексов
весьма слабая. Водоносными породами являются песчаники, сильно-
трещиноватые сланцы, известняки и доломиты.
Наиболее широко терригенно-карбонатные водоносные комплексы
нижнего палеозоя распространены в Сетте-Дабанском и Полоусненско-
Верхнеколымском гидрогеологических массивах (хребты Тас-Хаяхтах,
Омулевский, Догдо-Чемалгинский) и кряже Полоусном. Распростра-
нены они и в пределах Юкагирского плоскогорья.
Повсеместно породы описываемых водоносных комплексов дисло-
цированы и тектонически нарушены. Особенно интенсивные разрывные
нарушения развиты в пределах цепи Черского, где молодые подвижки
по зонам разломов привели к возникновению разновысотных блоков,
имеющих весьма существенное значение для питания подземных* вод.
Подземные воды принадлежат к трещинному, трещинно-жильному или
трещинно-карстовому типам. Они питают многодебитные источники,
расположенные в основании горных склонов, или выходят субаквально.
Источники, обычно фиксируемые по наледям, являются единственными
объектами наблюдений, позволяющими судить о водоносности пород,
качестве и свойствах воды. Наибольшее количество источников, появ-
ление которых может быть связано с нижнепалеозойскими водоносными
ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКАЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ
191
комплексами, сосредоточено в бассейне р. Индигирки и ее притоках
(Мома и Селениях). Два из них (Ойегордахский и Лагерный) описаны
П. Ф. Швецовым и В. М. Седовым (1941), несколько источников ис-
следовано В. Ф. Шишкиной, А. И. и М. Н. Косолаповыми. Краткая
характеристика некоторых источников приведена в табл. 52.
Таблица 52’
Характеристика источников, питающихся водами нижиепалеозойских водоносных
комплексов (гидрогеологический массив Черского)
Номер на карте Источник, местоположение; абс. отм., м Температура, ° С Воды Воздуха Дебит, л/сек Время замера
0,8
10,8
1400
IV 1939 г.
7
8
37
39
Ойегордахский источник.
Расположен в основании СВ
склона хр. Тас-Хаяхтах, на
правом берегу р. Ойегордах
(правый приток р. Селеиняхи),
в пойме ручья; 325
Источник Лагерный иа СВ
склоне хр. Тас-Хаяхтах, в ос-
новании уступа террасы р. Кы-
ры, иа контакте гранодиоритов
со сланцами и песчаниками;
350
Ручей Илии-Юрях в бассей-
не р. Момы
На левой террасе р. Тире$-
тях, в 20 м выше уровня во-
ды, в 1,5 км выше впадения
р. Джапкачаиа; 800
0,6
4
0,7
23,4
1—2
Не изм.
0,5
Не изм.
1440 1510
11/V 1939 г.; 18/V 1939 г.
300
VI 1959 г.
10
VI 1959 г.
Помимо перечисленных источников в зоне вероятной разгрузки
подземных вод и непосредственно в пределах распространения пород
комплекса обнаружено большое количество крупных наледей. В част-
ности, зона разгрузки подземных вод, расположенная в основании гид-
рогеологического массива Черского (хребтах Тас-Хаяхтах и Догдо-Че-
малгинского), является одной из крупнейших на Северо-Востоке СССР.
Наледи этой зоны в долинах правых притоков р. Селениях представ-
ляют собой две кулисообразные наледные линии протяженностью 50
и 200 км (см. гидрогеологическую карту, прилож. 1). Суммарный де-
бит источников, питающих наледи, составляет не менее 25 000 л/сек,
что отвечает дебиту 100 л/сек на' 1 км линии разгрузки подземных вод.
На территории Юго-Западного Верхоянья в пределах распрост-
ранения отложений нижнего палеозоя выявлено 17 крупных наледей.
Образование их может быть обеспечено источниками с дебитом от 100
до 650 л/сек при суммарном дебите примерно 2 л/сек. В пределах
Юкагирского плоскогорья и кряжа Полоусного источников и наледей-
не встречено.
Приведенные данные позволяют предположить, что обводненность
пород описываемых комплексов велика и весьма неравномерна по пло-
щади. Это связано, по всей вероятности, с условиями питания подзем-
ных вод в различных районах, определяющимися в свою очередь гео-
структурной, геоморфологической и мерзлотной обстановкой. Детальнее-
192
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
эти вопросы рассмотрены в разделе формирования естественных ре-
сурсов подземных вод.
Химический состав подземных вод изучен слабо. Представления
о нем можно составить лишь на основании анализов воды нескольких
источников (№ 7, 8 и 9), опробованных П. Ф. Швецовым, и поверхно-
стных водотоков (№ 10, 11). Анализы приведены в табл. 53.
Таблица 53*
Химический состав подземных вод нижнепалеозойских отложений
(Полоусненско-Верхнеколымский гидрогеологический массив)
Место отбора пробы. Номер источника на карте Темпера- тура, 4 С Дебит, Минера- лизация, г/л ,, м гл Компоненты, — %-экв
Na + K Mg Са Cl SO, НСО3 + СО3
л/сек pH
Источник Ойегордах- ский; № 7 0,8 0,11 0,4 15,0 20,5 3,2 4,8 126,0
1400 5,9 1 54 45 4 4 92
Источник Лагерный; № 8 0,7 0,16 11,0 15,0 24,0 6 37,0 122,0
1510 6,1 17 42 41 6 26 68
Источник Ходороп; № 9 1,8 0,18 0,7 10,1 41,7 1,4 68,4 98,2
Не опр. 6,1 1 28 70 2 44 54
Река Тэбэтэй, у нале- ди (поверхностный во- доток); № 10 То же 0,16 2,5 7,6 49,7 1,8 3,3 182,9
Не опр. 4 19 77 1 2 97
Левый приток р. Хол- бочоон, у наледи (по- верхностный водоток); № 11 0,115 1,6 11,6 25,6 3,2 13,1 118,9
Не опр. 3 42 55 4 12 84
* Составлена по данным:
Н. А. Леоненко и др. за 1960 г.
№ 7—9 — П.
Ф. Швецова эа
1941 г.;
№ 10 и 11 —
Исключение составляют результаты опробования руч. Мезон — пра-
вого притока р. Улахан-Тумул (бассейн р. Момы). Анализ пробы воды
из ручья, отобранный сотрудниками Далыгдинской партии Верхне-Ин-
дигирской геологоразведочной экспедиции летом 1965 г. и выполненный
в лаборатории Института мерзлотоведения СО АН СССР, показал от-
носительно высокую минерализацию и хлоридный натриевый состав.
Выход воды был расположен среди широкого поля развития чер-
ных алевролитов верхней юры и приурочен к небольшой выемке в пра-
вом борту 10-метровой террасы второго уровня. В июне 1965 г. место
выхода источника представляло собой неглубокое воронкообразное по-
нижение, на дне которого имелись два подводящих канала. Основной
канал диаметром 3—4 см действовал непрерывно, второй диаметром
1,5—2 см — пульсациоино. Дебит источника составлял 0,5 л/сек. В зим-
нее время источник образовывал небольшую наледь, остатки которой
в июне 1965 г. имели размеры 30x80 м и мощность льда 0,4 м. Выше
источника, ближе к склону, на поверхности наледи имелся небольшой
бугор диаметром 4—5 м.
В июне 1966 г. руч. Мезон посетили сотрудники Института мерз-
лотоведения СО АН СССР. В. М. Пигу зова и В. В. Шепелев, ио этого
источника уже не обнаружили. Местность оказалась вытоптанной ди-
кими животными, на месте бывшего выхода имелось несколько моча-
ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКАЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ
193
жин, две из которых, меньшие по размеру, имели солоноватую воду.
Несколько выше находился небольшой гидролакколит диаметром 3—
4 м и высотой 1,2—1,4 м. Остатков наледи не сохранилось (рис. 29).
Проведенное О. Н. Толстихиным летом 1969 г. повторное обсле-
дование руч. Мезон подтвердило отсутствие здесь постоянного выхода
подземных вод. Таким образом, природа минерализации вод в бас-
сейне руч. Мезон не ясна.
Газовый состав подземных вод нижнепалеозойских комплексов из-
вестен лишь на основании одного
показал сравнительно высокое
содержание гелия, свидетель-
ствующее о глубинном проис-
хождении газов.
Водоносный комплекс
отложений верхнего
протерозоя
анализа (табл. 54, № 7), который
100 0 100 200.И
Рис. 28. Схема источника Мезои
/ — мочажины; 2 — гндролакколит: 3 — наледный
участок сухого леса; 4—заболоченный участок
Водоносный комплекс от-
ложений верхнего протерозоя
развит в Сетте-Дабанском,
Полоусненско - Верхнеколымс-
ком и Приколымском гидро-
геологических массивах. Пре-
обладающими в составе комп-
лекса являются терригенные
разности пород: кварциты, пес-
чаники, сланцы, но сравни-
тельно широко развиты и кар-
бонатные отложения: известняки, мраморизованные известняки и мер-
гели. Породы комплекса интенсивно дислоцированы и тектонически
нарушены.
Таблица 54
Газовый состав вод источников Полоусненско-Верхнеколымского
гидрогеологического массива
Компоненты, объем. %
Номер источника на карте* CO2 + HaS О2 Н2 сн. СпН2л+2 Na+ред. Аг Не
7 8 9 Нет 1,5 Нет 81 Не опр 0,05
12 0,46 12 Нет 0,37 87,17 0,8673 00032
13 0,74 7,59 0,2 Нет 91,47 0,936 0,0028
27 1,13 16,39 0,13 » 81,81 0,9408 0,0007
* № 7 — Ойегордахский источник (Pzy, по П. Ф. Швецову); № 12 — среднее те-
чение р. Арга-Тирехтях, у правого берега (J—Т); № 13—источник Тарых-Юрях (Ст);
№ 27 — правый приток р. Момы у верхнего конца Хайырдахской наледи (J — Т по
А. И. Косолапову).
Водопроявлений, связанных с описываемым комплексом очень
мало, поэтому невозможно составить 'более или менее полного представ-
ления о водоносности пород. Небольшие источники, по-видимому, кон-
денсационного происхождения описаны в 1963 г. О. Н. Толстихиным
в основании склонов долин (правых притоков р. Каменки), сложенных
мраморизованными известняками и сланцами. Дебит этих источников
измерялся долями литров в секунду, минерализация воды не превы-
194
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
шала 0,3 г/л, состав сульфатно-гидрокарбонатный калиевый (за счет
выщелачивания вторичных гипсов в зоне выветривания сланцев). Не-
сколько сравнительно крупных наледей зафиксировано лишь в Юго-
Западном Верхоянье. Эти наледи общей площадью 3240 км2, располо-
женные в бассейнах рек Дима и Чухоноя, свидетельствуют о вероят-
ном суммарном дебите образующих их источников около 100 и 200 л/сек.
Исходя из общей гидрогеологической обстановки, можно предполо-
жить, что подмерзлотные трещинные и трещинно-карстовые воды рас-
пространены достаточно широко в условиях, благоприятных для обра-
зования подрусловых таликов, и в зонах тектонических разломов.
Водоносность интрузивных образований разного возраста
Интрузивные образования Восточной Якутии представлены глав-
ным образом гранитоидами верхнемезозойского йозраста. Наибольшее
распространение получили они в пределах хребтов Черского и Полоус-
ного, где сильно вытянутые по простиранию структур интрузии грани-
тоидов слагают многие водоразделы. Отдельные интрузии отмечены в
других районах Северо-Востока Якутии — на Куларе, в Южном и
Западном Верхоянье. Меньше развиты интрузивы основного состава,
обычно небольшие по размерам и поэтому не имеющие существенного
гидрогеологического значения.
Водоносность гранитоидов исследована слабо. Немногие скважины,
которыми пройдена на всю мощность мерзлая зона в пределах гранит-
ных массивов, оказались безводными.
А. А. Зеленкевич (1963а), кратко характеризуя водоносность интру-
зивных пород крайнего Северо-Востока СССР, включая и некоторые
районы Якутии, отмечает наличие в них трещинно-жильных и трещин-
ных вод коры выветривания. Дебиты источников, образуемых этими
водами, варьируют от 3 до 22 л/сек при наиболее распространенных
10 л]сек. В. Ф. Шишкина констатирует весьма слабую обводненность
гранитоидов верхней части бассейна р. Индигирки, но приводит сведе-
ния о трех источниках, расположенных непосредственно в поле разви-
тия гранитоидов, два из которых обладают значительными дебитами
(табл. 55).
Вероятно, приведенные данные не характеризуют должным обра-
зом водоносность гранитоидов. Действительно, интрузии, расположен-
ные в водораздельных частях горных сооружений, должны быть'весьма
глубоко проморожены. Мощность мерзлой зоны в пределах гранитных
массивов не менее чем в 3—6 раз превышает мощность зоны выветри-
вания, измеряющейся обычно в таких породах первой сотней метров.
Следовательно, источники со сравнительно небольшими дебитами вряд
ли относятся к подмерзлотной зоне выветривания, вероятнее всего, они
образованы либо верховодкой, либо водами гольцовых льдов.
Глубокое промерзание гранитных массивов препятствует также
накоплению значительных ресурсов подмерзлотных вод. Оно позволяет
предположить, что немногочисленные многодебитные источники непо-
средственно связаны с глубокими разломами. Питание трещиноватых
зон разломов может осуществляться поверхностными или подрусло-
выми водами высокогорных долин, на участках, где последние пересе-
кают или наследуют соответствующие тектонические нарушения. Кос-
венным подтверждением этого является крайне низкая минерализация
вод, по которой можно судить о сближении областей питания и раз-
грузки подземных вод. Ниже приведены сведения о химическом составе
воды нескольких наиболее характерных источников (по В. Ф. Шишки-
ной).
ЕСТЕСТВЕННЫЕ РЕСУРСЫ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
195
Таблица 55
Характеристика источников, питающихся водами гранитов
(Полоусненско-Верхнеколымский гидрогеологический массив)
Номер источника на карте Местоположение источника; абс. отм., м Темпера- тура, 6 С Дебит, л/сек
Дата опробования
15 Бассейн р. Чибагалах, р. Аччугей- Юрынья у подножия левобережной 80—100-метровой террасы, в 1,1 км выше руч. Хэтит-Юрях; 1400 0,5 100
VII 1959 г.
25 Индигирка, руч. Юрбэ, вблизи увала, на 3,3 км выше устья ручья; 600 Бассейн р. Кур, руч. Сияющий, на левом берегу поймы выше наледи; около 1000 0,5 Не опр.
300
34 1 VII 1959 г.
38 Ручей Наледиый, вблизи неболь- шого моренного холма; 1400 0,5 20
VI 1959 г,
Источник №
15
,д НСО3 71 С120 SO49
Мо.°2 Na71Ca20Mg9 ‘
Источник №
25
м СО3 50 НСО3 37 С113
Na 88 Са 12
НСО3 40 С131 SO4 29
Источник № 34 МПП7--------—4—
°.°7 Na 69 Са 31
Преобладание гидрокарбонатов натрия и низкая минерализация-
свидетельствуют о тбм, что степень метаморфизации воды источников-
крайне незначительная — состав ее мало отличается от состава атмос-
ферных осадков (см. главу IV).
ЕСТЕСТВЕННЫЕ РЕСУРСЫ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Под естественными ресурсами понимается обеспеченный питанием
приток или отток подземных вод («Подземный сток на территории
СССР», 1966). Наиболее целесообразным методом региональной оценки
естественных ресурсов подземных вод Якутии является комплексный
гидролого-гидрогеологический метод, основанный на генетическом рас-
членении гидрографа общего стока рек (Куделин, 1948, 1960). Однако
применение этого метода сопряжено с определенными трудностями,
вызванными крайне слабой гидрогеологической изученностью террито-
рии (один гидроствор на 100000 км2), широким распространением мно-
голетнемерзлых пород и особыми условиями формирования подзем-
ного стока, к которым относятся:
1. Локальное распространение подземных вод в пределах развития
мощной мерзлой зоны и линейный характер таликовых зон, связанных
либо с речными долинами, либо с зонами тектонических нарушений.
2. Регулирование подземного стока наледями, которые аккумули-
руют сток зимой и отдают его в летне-осенний период.
3. Отсутствие летней межени. Общий сток образуется стоком вод.
наледей, атмосферных осадков и сезоннопротаивающего слоя.
196
ГЛАВА III ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Состояние гидрогеологической изученности и гидрометрического
материала позволяет в настоящее время дать лишь самую общую оцен-
ку естественных ресурсов подземных вод и выделить для территории
Якутии три основные схемы гидрографа реки, расчленение которых
ведется по периодам устойчивого стока. Учитывается доля подземного
питания за счет подмерзлотных вод и вод подрусловых таликов к на-
чалу наступления устойчивых ледовых явлений (критический период).
Считается, что в этот период влияние поверхностного стока и стока
сезоннопротаивающего слоя минимально и может не приниматься во
внимание.
Большое значение, особенно для гидрогеологических массивов Вер-
хояно-Колымской системы, имеет наледная составляющая. Так, в бас-
сейнах рек Тарын-Юрях, Буор-Юрях, Куйдусун (приток Индигирки)
объем наледного льда равен 500 млн. м3. Наледное регулирование как
особый вид подземного питания рек наглядно иллюстрируется расчле-
ненными гидрографами (Пигузова, Щебренева, 1966). В основу оценки
наледной составляющей положены площади наледей (О. Толстихин,
19666). Введение в расчеты подземного стока в реки наледной состав-
ляющей позволило уточнить величины естественных ресурсов подзем-
ных вод, полученные при схематизированном приеме расчленения гид-
рографов.
Величины подземного стока в реки Якутии получены на основании
результатов расчленения около 2000 гидрографов и нанесены на основ-
ную гидрогеологическую карту в форме изолиний стока.
В случае, когда гидрогеологические условия оказывались однород-
ными, а плотность размещения расчетных гидрологических створов по
территории недостаточной, допускалась интерполяция величин. При
резкой смене и сложности гидрогеологических условий, носящих узко
локальный характер, интерполяция не проводилась.
Чтобы выбрать расчетные схемы для оценки естественных ресур-
сов подземных вод комплексным гидролого-гидрогеологическим мето-
дом, потребовалось на основании схемы гидрогеологического райониро-
вания разделить территорию Якутии на несколько расчетных районов.
В отдельные районы включено по нескольку гидрогеологических струк-
тур. Основанием для этого являются общий характер подземного пита-
ния и близкий гидрологический режим рек. Полученные величины есте-
ственных ресурсов подземных вод по выделенным районам приведены
на рис. 30 и в табл. 56.
I. Якутский район охватывает Якутский артезианский бассейн.
Широкое развитие многолетнемерзлых пород большой мощности обус-
ловливает относительно небольшую долю в подземном стоке глубоких
артезианских вод. В формировании подземного стока участвуют воды
палеозойских, мезозойских и кайнозойских отложений. Наиболее благо-
приятны условия формирования подземного стока в южной и юго-
западной частях Якутского бассейна, особенно на Алданском его крыле
и в Средне-Ленском бассейне, где обширное карстовое плато и преры-
вистая мерзлая зона способствуют инфильтрации атмосферных осадков
в водоносные горизонты. Последние обладают свободным уровнем,
залегающим часто ниже глубины вреза речных долин, в связи с чем
многие притоки Амги и Алдана большую часть года остаются безвод-
ными. Помимо атмосферных осадков в питании подземных вод района
немалую роль играют реки, истоки которых простираются в область
распространения кристаллических и метаморфических пород Алданского
и Байкало-Патомского нагорий, что увеличивает внешнюю область
питания подземных вод Алданского крыла Якутского бассейна и Сред-
не-Ленского бассейна. Модули стока подземных вод измеряются здесь
ЕСТЕСТВЕННЫЕ РЕСУРСЫ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
197-
литрами в секунду, достигая наибольшей величины (5 л!сек с 1 км2)
на юго-западе рассматриваемой территории.
В северном направлении по мере погружения карбонатных кемб-
рийских водоносных комплексов под терригенные мезозойские вели-
Рис. 30. Схема подземного стока. Составила В. М. Пигузова
Величины подземного стока (в % от общего) 1 — меиее 10, 2—10—20, 5 — 20—30, 4 — 30—40, 5 —
40 50. 6—• номер расчетного района и величина естественных ресурсов (кл3/год), 7—изолинии
модулей подземного стока (л!сек с 1 км2) Расчетные районы / — Якутский, // — Алданский,
/И ~~ Тунгусский, IV — Анабаро-Олеиекский, V — Оленекский, VI — Анабарский, VII — Верхоян-
ский, VIII — Ииднгиро-Колымский, IX — хр Черского, X— Яно Индигирский; XI—'Приколымский,
XU — Охотско-Чукотский, XIII — Аиюйский, XIV — Новосибирские острова
чина модулей подземного стока снижается, что на первых порах обу-
словлено не истощением естественных ресурсов, а неблагоприятными
условиями дренирования водоносных комплексов.
В пределах развития поля мезозойских отложений условия форми-
рования естественных ресурсов подземных вод резко ухудшаются. Это
ухудшение связано в первую очередь с увеличением сплошности и мощ-
ности мерзлой зоны и с уменьшением количества выпадающих осадков.
Кроме того, анизотропность геологического разреза мезозойских пород,.
198
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Таблица 56
Показатели подземного стока и естественных ресурсов подземных вод
расчетных районов Якутии
Номер района на рис. 30 Нанмеиоваиие района Расчетная площадь* Подземный сток Естественные ресурсы
тыс. км3 \© о О «5 О® ® ф я Модуль Л1С6ККМ? Доля в общем речном стоке, % у кмА/год Доля в объеме ре* сурсов, %
Западная Якутия
I Якутский 1157,9 63 0,01—1,0 <10 570,4 18 45
(на юго- (на юго-
западе западе
ДО 5) 40—50)
II Алданский 229,5 12 2-3 10—30 590,7 18,6 47
III Тунгусский 219,7 12 0,2—0,4 <10 49,2 1,6 4
IV Анабаро-Оленекский 163,0 9 -0,2 <10 40,8 1,3 3
V Оленекский 24,0 1 до 0,5 <10 10,8 0,3 <1
VI Анабарский 47,1 3 7> 0,5 0,02
Итого 1841,2 1262,4 39,8 100
Восточная Якутия
VII Верхоянский 247,7 19 0,5-3,0 0,2—1,0 10-20 (на юго- востоке до 30) 333,0 10,6 37
VIII Индигнро-Колымский 538,5 43 <10 213,1 6,7 24
IX Район хр. Черского 134,4 11 1—2 10-30 204,7 6,4 22
X Яно-Индигирский 220,6 17 0,3 <10 93,5 2,9 10
(ближе к (ближе к
краевым краевым
частям частям
0,5—1,0) 10—20)
XI Прнколымский 59,9 5 0,2—1,5 <10 32,1 1,0 4
(на от- (на от-
дельных дельных
участках участках
0,8) 10-20)
хи Охотско-Чукотский 12,9 1 0,5-2 10-30 16,1 0,5 <2
XIII Анюйский 10,0 1 0,5 <10 5,0 0,2 <1
XIV Район Новосибирских островов 38,0 3 -0,1-0,2 <10 4,4 0,1 <1
Итого 1262,0 901,9 28,5 100
Всего по Якутии 3103,2 2164,3 68,3
* Площади районов подсчитаны Н. М. Никитиной.
проявляющаяся в чередовании водоносных комплексов с водоупорами
локального и регионального плана, существенно затрудняет питание
подмерзлотных вод даже по тем сравнительно редким таликовым окнам,
которые имеются под озерами и руслами крупных рек. Все это пред-
определяет весьма неблагоприятные условия питания и разгрузки под-
земных вод и находит отражение в значительном снижении модулей
подземного стока, измеряемых в центральной части Лено-Вилюйского
бассейна сотыми долями литра в секунду с 1 .км2 (см. табл. 56).
ЕСТЕСТВЕННЫЕ РЕСУРСЫ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
199
Разгрузка подземных вод здесь осложнена еще и весьма низкими
пьезометрическими уровнями подмерзлотных вод, залегающими значи-
тельно ниже глубины вреза речных долин. Природа низких пьезомет-
рических уровней рассматривается в работах Н. И. Толстихина (1955),
А. И. Ефимова (1959а), Н. В. Черского (1959), Л. А. Грубова (Ильина
и др., 1962), Е. А. Баскова (1958; Басков и Зайцев, 1963), А. И. Косо-
лапова (1963).
II. Алданский район в гидрогеологическом отношении соот-
ветствует Алданскому гидрогеологическому массиву с наложенными
артезианскими и адартезианскими бассейнами. В формировании под-
земного стока принимают участие в основном подмерзлотные воды
архейских, нижнекембрийских и юрских отложений. Области питания
подземных вод приурочены к участкам прерывистого распространения
мерзлой зоны: средневысотным плоскогорьям и плато, сложенным
преимущественно карбонатными толщами кембрия и верхнего проте-
розоя, реже юрскими дислоцированными осадками (Гонамо-Гыным-
ское плоскогорье, Сиваглинское плоскогорье, северная окраина Чуль-
манского плоскогорья, Токкинское плато). В пределах этих участков
на значительных площадях, Свободных от многолетнемерзлых пород,
происходит интенсивная инфильтрация атмосферных осадков. Кроме
того, намечаются участки, где инфильтрация атмосферных осадков со-
четается с разгрузкой подземных вод. Они представляют собой части
плоскогорий и горных хребтов (не выше 1300—1400 м), сложенные
различными комплексами пород (Чульманское плоскогорье, юго-восточ-
ная часть Гонамо-Гынымского плоскогорья, система горных хребтов
и мелкогорий Учуро-Майского, Алданского и Станового нагорий).
Разгрузка подземных вод Алданского гидрогеологического массива
осуществляется, как правило, на пересечении региональных разломов
с долинами боковых притоков крупных рек и непосредственнее в до-
линах последних (Олекма, Тимптон, Алдан). Кроме того, характерные
зоны разгрузки связаны с дренированием карбонатных отложений реч-
ными долинами до подстилающих кристаллических пород или пласто-
вых интрузий, являющихся местными водбупорами.
Многочисленные источники, связанные с тектоническими наруше-
ниями, обладающие суммарными дебитами до нескольких тысяч литров
в секунду, образуют большое количество наледей, а наледный сток в
реки составляет 30—40% величины подземного стока (Лифшиц и др.,
1966). Рассматривая этот район в целом и сравнивая его с другими
районами, нельзя не отметить здесь общую благоприятную обстановку
формирования значительных естественных ресурсов подземных вод, что
находит отражение в сравнительно высоком модуле подземного стока
в реки (см. табл. 56).
Обращает на себя внимание то обстоятельство, что по площади
этот район меньше Якутского в пять раз, а по естественным ресурсам
несколько превосходит его.
III. Тунгусский район представляет собой восточную окраину
Тунгусского артезианского бассейна, находящуюся целиком в зоне рас-
пространения многолетнемерзлых пород большой мощности. В форми-
ровании подземного питания рек принимают участие воды ордовикско-
силурийских отложений и трещинные воды траппов. Район в гидрогео-
логическом отношении изучен слабо. Ресурсы подземных вод незначи-
тельны.
IV. Анабаро-Оленекский район совпадает с Анабаро-Оле-
некским артезианским бассейном. В гидрологическом и гидрогеологи-
ческом отношении район изучен очень слабо, поэтому подсчет ресур-
сов по этой территории крайне приближенный.
200
ГЛАВА III. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
V. Оленекский район в структурном отношении целиком
занимает Оленекский гидрогеологический массив. В отличие от окру-
жающей территории здесь вследствие интенсивной тектонической нару-
шенное™ пород можно предположить увеличение подземного стока до
0,5 л/сек с 1 км2 и формирование трещинно-карстовых вод.
VI. Анабарский район соответствует Анабарскому криогео-
логическому массиву. Изучен район очень слабо. Подземные воды
находятся в твердой фазе в условиях мощной мерзлой зоны. Водоносен
лишь маломощный сезонноталый слой.
VII. Верхоянский район представляет собой в структурном плане
Верхоянский гидрогеологический массив. Подземные воды представ-
лены трещинно-жильными скоплениями в породах верхнего протерозоя
и трещинно-карстовыми скоплениями в породах кембрия и протерозоя.
Для района характерно развитие наледей, которые для большей части
территории являются единственными указателями источников подзем-
ных вод.
VIII. Индигиро-Колымский район по схеме гидрогеологического
районирования включает Индигиро-Колымский и Колымский артезиан-
ские бассейны и небольшие участки Верхоянского и Полоусненско-
Верхнеколымского гидрогеологических массивов (собственно Полоус -
ненский гидрогеологический массив).
Указанные гидрогеологические структуры объединены в один рас-
четный район в связи с весьма слабым участием подземных вод в пита-
нии рек и низкими показателями подземного стока.
IX. Район хр. Черского охватывает центральную часть Полоус-
ненско-Верхнеколымского гидрогеологического массива с наложенными
артезианскими бассейнами. Основными дренами района являются ле-
вые притоки р. Индигирки — реку Иньяли, Чибагалах, Селениях (сред-
нее течение), правый приток Индигирки — р. Мома и верхнее течение
р. Рассохи (левый приток р. Колымы). Условия питания и разгрузки
подземных вод относительно благоприятны: здесь развиты мощные мо-
лодые тектонические разломы. В гидрогеологических массивах Чер-
ского, Момском и Момо-Селенняхском межгорном артезианском бас-
сейне, расположенном между ними, отмечаются максимальные модули
подземного стока. В региональном плане они достигают 2 л/сек
с 1 км2, однако для отдельных речных долин, 'берущих начало в пре-
делах хр. Тас-Хаяхтах и формирующих свой сток в карбонатных палео-
зойских водоносных комплексах, возрастают до 7—8 л/сек с 1 км2
в зимнее время.
Эти величины получены прямыми замерами дебитов источников
в критический период (Швецов, 1951) и по расчетам питания наледей,
поэтому являются достаточно достоверными. Они указывают на то, что
поверхностный сток этих рек не совпадает с подземным. Несовпадение
поверхностного и подземного стоков обусловлено наличием разновысот-
ных межгорных тектонических впадин. В этих условиях впадины явля-
ются своеобразными аккумуляторами поверхностных вод, а талики под
руслами рек — окнами питания подмерзлотных вод. Наличие водораз-
делов, сложенных водоупорными гранитными породами, обусловливает
возможность концентрирования подземных вод со значительно больших
площадей, чем занимают палеозойские водоносные породы (рис. 31).
Сочетание интенсивной трещинной тектоники с карбонатными карстую-
щимися разностями пород определяет благоприятную обстановку для
инфильтрации поверхностных вод по подрусловым таликам, а глубокое
погружение Момо-Селенняхской системы впадин создает возможность-
возникновения устойчивой области разгрузки подземных вод по зонам
обрамляющих разломов. Здесь насчитывается большое количество нале-
ЕСТЕСТВЕННЫЕ РЕСУРСЫ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
201
дей. Дебиты источников, образующих эти наледи, достигают несколько
тысяч литров в секунду.
Из сравнения двух последних районов следует, что район х_р. Чер-
ского почти в два раза меньше Индигиро-Колымского района, а есте-
ственные ресурсы подземных вод в них почти одинаковые.
X. Яно-Индиг1ирский район относится к Яно-Индигирскому
криогенному напорному бассейну. Основными дренами являются реки
бассейна р. Яны и верховья р. Индигирки. Водоупорная зона многолет-
Рис 31. Схема формирования естественных ресурсов подземных вод Момо-Селенняхской системы
наложенных впадин. Составил О. Н. Толстихин
1 — четвертичные отложения, 2 — терригенные отложения мезозойского возраста, 3 — терригенно-
карбонатные отложения палеозоя, 4— граннтоиды мелового возраста, 5 — лннин разломов, 6 —
наледи, 7 —. линнн разгрузки подземных вод, 8 — водораздел подземных вод, 9 — направление
движения подземных вод а — на схеме, на разрезе /0 —выходы подземных вод на поверхность,
11 — граница многолетнемерзлых пород
Сводная характеристика гидрогеологических структур
Таблица 5?
Структура второго порядка (см. врезку, прнлож. 1) Наименование гидрогеологической структуры второго порядка Мощность (л) и прерыви- стость многолетнемерзлых пород Тнпы/возраст (индекс) и мощ- ность водоносных комплексов, м Водопроявления, дебиты источников (преобладающие, л/сек), удельные дебиты (^), пределы ма1ч-м, модули наледиого питания (М) и подземного стока (М')> л!сеК‘КМ* Преобладающий состав и минерализация подземных вод, г!л Структуры третьего порядка
ВОСТОЧНО-СИБИРСКАЯ СИСТЕМА АРТЕЗИАНСКИХ БАССЕЙНОВ И ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ
I. Якутский артезианский бассейн
11 Лено-Вилюйский артезианский бассейн 300—600, в районах геотермических анома- лий до 200—100 (Санга- ри), талики редкие, под руслами крупных рек и некоторых больших озер 1. Терригенные (N, Ст, J, Т), содержащие тре- щинно-пластовые, реже порово-пластовые воды. Мощность по периферии бассейна — менее 100, во внутренней части — 7000—9000. 2. Вулканогенно-тер- ригенные и галогенные (Р, С, D) с трещинно- пластовыми водами. 3. Терригенно-карбо- натные-, гипсоносные и галогенные (Cm, Pt3) с трещинно- и карстово- пластовыми водами Водоносные комплексы меловых и юрских отло- жений вскрыты скважи- нами в юго-восточной части бассейна; </=0,01— 2,8, в триасе — до 0,01. В отложениях кембрия и докембрия вскрыты там же; q преимуще- ственно 0,01—3; М'= =0,2—0,01 Преимущественно ги- дрокарбонатного натрие- вого с минерализацией от 1—2 в верхней части разреза (подмерзлотные воды первых от поверх- ности горизонтов) до со- леных хлоридных на- триевых с минерализа- цией 124 в отложениях триаса, в интервалах более 1500 м КА — Кнтчан- ский адартезиан- ский бассейн, при- уроченный к одно- именному подня- тию, в пределах ко- торого мезозойские отложения сущест- венно дислоциро- ваны н тектониче- ски нарушены НА — Нижне-Ал- данский артезиан- ский бассейн, при- уроченный к од- ноименной впади- не, выполненной неогеновыми отло- жениями
>2 Нижне-Ленский артезианский бассейн 500—600, талики воз- можны на отдельных участках под руслом р. Лены /. Терригенные (Ст, J, Т), содержащие трещин- но-пластовые воды. 2. Терригенные, карбо- натные и гипсоносные Не изучены. М'<0,5 На глубине ниже 1200 м вода хлорндная натриевая, минерализа- ция 19—48 Не выделены
(Р, С и более древине), преимущественно с тре- щинно-пластовыми вода- ми
Is Оленекский артезианский бассейн 200—500, мощность зо- ны отрицательных тем- ператур до 1000, редкие локальные несквозиые талики под руслами рек Терригенно-карбонат- иые (Ст н Pts), содер- жащие трещинно- и кар- стово-пластовые воды
u Мархинское крыло 200 и более, мощность зоны отрицательных тем- ператур до 1300, редкие локальные несквозные талики под руслами рек Терригенные и карбо- натные Типсоиосные га- логенные (S, О, Cm, Pts) с трещинно-пластовыми водами
I5 Средне-Ленский артезианский бассейн От 50—100 на юге до 200 на севере, прерыви- стая иа юге, мерзлая зо- на переходит к северу в сплошную 1. Вулканогенно-тер- ригенные, гипсоносные и галогенные верхнего — среднего палеозоя (С, D), содержащие трещин- ио-пластовые воды. 2. Терригенно-карбо- натиые, гипсоносиые и галогеииые отложения нижнего палеозоя и верхнего протерозоя (S, О, Cm, Pts) с трещиино- и карстово-пластовыми водами
Не изучены; M'<0,2 Не исследованы (зона пресных вод полностью проморожена) Не выделены
Не изучены; М'<0,2 Зона пресных вод пол- ностью проморожена. Подмерзлотные и меж- мерзлотные воды — соле- ные и рассолы хлорид- ного кальциево-магнне- вого состава с минерали- зацией 30—100 вскрыты на глубине 175 м, ни- же— рассолы с минера- лизацией до 400 То же
Дебиты источников из- меряются десятками, ре- же первыми сотнями ли- тров в секунду, по сква- жинам водопритоки сла- бые. М'=5—0,5 Воды верхней части разреза обладают пе- стрым химическим соста- вом и минерализацией от гидрокарбонатных кальциевых и натриевых пресных до высококон- центрированных рассо- лов. Подмерзлотные во- ды преимущественно со- леные и рассолы ЫГ — Ыгааттин- ский и КМ — Кемпендяйский артезианские бас- сейны. Верхний структурный этаж этих бассей- нов сложен вулка- ногенными, терри- генными и соле- носиыми отложе- ниями среднего па- леозоя (С—D);
(Продолжение табл. 57)
[ Структура второго * порядка (см. врезку, прнлож. 1) Наименование гидрогеологической структуры второго порядка Мощность (л) н прерыви- стость многолетнемерзлых пород Типы, возраст (индекс) н мощность водоносных ком- плексов, м Водопроявления, дебиты источников (преобладающие, л1сек), удельные дебнты (q), пределы м3/ч-м, модули наледного питания (М) и подземного стока (М'), л] се к-км2 Преобладающий состав и минерализация подземных вод, гл Структуры третьего порядка
НД — Нюйско- Джербииский и БА — Березов- ский артезианские бассейны, чехол которых сложен терригенными и кар бонатными отложениями нижнего палеозоя
16 Алданское крыло От 100 на юге до 300 на севере, мерзлая зона на юге прерывистая, на севере сплошная с ред- кими подрусловьгми и подозерными таликами Терригенно-карбонат- ные и карбонатные, на северо-западе галогенные (Cm, Pts), с трещинно- и карстово-пластовыми водами Дебиты источников — десятки литров в секун- ду, реже достигают 100; q до 1; М'=2—0,5 Воды гидрокарбон ат- ные кальциевые и на- триевые, на юге — прес- ные, на севере — солоно- ватые, соленые и рассо- лы (в глубоких частях разреза) Толбинский-Ам- гинский и Майский артезианские бассейны
II. Хатангский артезианский бассейн
И, Анабаро-Оленек- Более 500, сплошная Терригенные (Cr, J, Т)
ский артезианский многолетнемерзлая зона, с трещинно-пластовыми
бассейн талики неизвестны и ма- ловероятны водами. Терригенные и галогенные (Р, С) с тре- щинно-пластовыми вода-
ми
Не исследованы. Про- Подмерзлотные воды Не выделены
изводительность скважин солоноватые, хлоридные
при самоизливе достига- натриевые с минерализа-
ла 7 л/сек, М'<0,5 цией 10; на западной ок- раине и в глубоких во- доносных горизонтах возможны рассолы
Ill Артезианский бассейн моря Лаптевых (гидрогеология бассейна не изучена)
IV. Тунгусский артезианский бассейн
IV, Оленекское крыло До 500, мощность зо- ны отрицательных темпе- ратур более 1000, сплош- ная многолетнемерзлая зона Преимущественно кар- бонатные (Cm, Pta) Производительность Сытыканской скв. 5 2,8 л«3/ч, по данным Мархинской скв. 6 <? = = 0,004—0,0006. Модули подземного стока весьма невелики — М' менее 0,5 Зона пресных вод про- морожена, подмерзлот- ные воды — соленые и рассолы Не выделены
IV2 Верхне-Вилюй- ский артезианский бассейн 200—500, сплошная многолетнемерзлая зона, редкие сквозные талики возможны под руслами наиболее крупных рек 1. Вулканогенно-тер- ригенные водоносные (Р, С) с трещинно-пласто- выми водами. 2. Терригенно-карбо- натные гипсоносные (О, Ст) с трещинно-пласто- выми и карстово-пласто- выми водами Водопроявления редки. Дебиты отдельных ис- точников, связанных с зонами разломов, дости- гают 20, производитель- ность скважин 0,17 л!сек при самоизливе; М'= = 0,5—0,2 Пресные воды разви- ты только в подрусло- вых таликах и обводнен- ных зонах разломов. Подмерзлотные воды — соленые и рассолы Не выделены
V. Ангаро-Ленский артезианский бассейн (гидрогеологические условия бассейна охарактеризованы в XIX томе
«Гидрогеологии СССР. Иркутская область»)
VI Оленекский гидрогеологический массив
Не выделены Более 500, сплошная 1. Терригенно-карбо- Не изучены; М'= Наличие пресных под- Не выделены
многолетнемерзлая зона, талики маловероятны натные (С) (Кютюнгдин- ский грабен) с трещин- но- и карстово-пластовы- ми водами. 2. Преимущественно карбонатные (Спи, Pt3) с трещинно-карстовыми водами. =0,5 (?) земных вод маловероят- но из-за большой мощно- сти многолетнемерзлой зоны
(Продолжение табл. 57)
Структура второго порядка (см. врезку, прнлож. 1) Наименование гидрогеологической структуры второго порядка Мощность (ж) и прерыви- стость многолетнемерзлых пород Типы, возраст (индекс) и мощность водоносных ком- плексов, м Водопроявления, дебиты источников (преобладающие, л/сек), удельные дебнты (q), пределы м^ч м, модули наледного питания (М) н подземного стока (М')« л}сек км* Преобладающий состав и минерализация подземных вод, г /л Структуры третьего порядка
VII Анабарский геокриологический массив
Не выделены Более 1000, сплошная Водоносен только се- Неизвестны; М'=0 Р) Нет сведений Не выделены
многолетнемерзлая зона зонноталый слой, суще- ствование подмерзлотных
вод весьма маловероят- но из-за значительной
мощности мерзлой зоны, превышающей глубину
р а спр остр а н ен ия откр ы- той трещиноватости
наложенными артезианскими бассейнами
V III
VIII. Алданский гидрогеологический массив с
Не выделены На отметках ниже Кристаллические и ме-
900—1000 многолетне- таморфические породы
мерзлая зона прерыви- с трещинными и трещия-
стая, мощность ее пре- но-жильными водами
имущественно менее 200, на высоких отметках — сплошная мощностью до 800 (A, Pt)
Дебиты источников из-
меряются обычно едини-
цами, редко 10 л/сек
в отдельных групповых
выходах достигают
300 л/сек, q — от 0,004
до 22; М'=3—2
Подземные воды пре-
имущественно гидрокар-
бонатные натриевые
пресные с минерализа-
цией до 0,2 в карбонат-
ных кембрийских и юр-
ских терригенных отло-
жениях, гидрокарбонат-
ные кальциевые н на-
триевые с минерализа-
цией до 0,5, в глубоких
зонах наложенных впа-
дин и сопряженных с
ними зонах разломов —
гидрокарбонатиые и хло-
ридно-гидрокарбонат-
ные натриевые, слабосо-
лоноватые
Чульманский адар-
тезианский бас-
сейн, Токкинский
адартезианский
бассейн, Юхтнно-
Ыллымахский ар-
тезианский бас-
сейн, Гонамский
бассейн грунтовых
пластовых вод
БАЙКАЛО-ПАТОМСКАЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ И МЕЖГОРНЫХ АРТЕЗИАНСКИХ БАССЕЙНОВ
IX. Витимо-Патомский гидрогеологический массив. Состав подземных вод неизвестен
ВЕРХОЯНО-КОЛЫМСКАЯ СИСТЕМА ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ МАССИВОВ, КРИОГЕННЫХ И МЕЖГОРНЫХ
АРТЕЗИАНСКИХ БАССЕЙНОВ
X. Колымский артези а некий бассейн
Xi х2 Алазейский арте- зианский бассейн Индигиро-Зырян- ский артезианский бассейн 300—500, сплошная многолетнемерзлая зона. Снижается до 185—240 в районах угольных ме- сторождений юга Инди- гир о-З ыр янского бассей- на. Сквозные талики маловероятны Терригенный (угленос- ный; Сг) с порово- и трещинно-пластовыми во- дами. Терригенно-вулка- ногенные (J, Pz) гидро- геологически не изучены Удельный дебит сква- жин в меловых отложе- ниях не превышает 0,072 при глубоком (ниже 180 м) залегании н низ- ких (15—20 .«) напорах подземных вод, М'<0,5 Не изучен Не выделены
XI. Индигиро-Колымский а ртезианский бассе йн
XI, Артезианский бассейн Восточно- Сибирского моря 500—600, сплошная многолетнемерзлая зона, сквозные талики крайне редки Преимущественно тер- ригенные (Kz (?), Сг, J), возможно, кайнозоя с трещинно-пластовыми водами Водопроявлеиия неиз- вестны, модули подзем- ного стока (М') менее 0,5 Не изучен Не выделены
Х12 Х13 Кондаковский адартезианскнй бассейн Ольджойский адартезианскнй бассейн Более 250, сплошная многолетнемерзлая зона, сквозные талики весьма маловероятны Терригенный (J, Т), содержащий преиму- щественно трещинно- жильные, в меньшей сте- пени — трещинно-плас- товые воды <7=0,07 (месторожде- ние Депутатское), моду- ли подземного стока (М') менее 1 и лишь в южной части Ольджой- ского бассейна дости- гают 2 Подмерзлотные воды преимущественно прес- ные, гидрокарбонатные натриевые, минерализа- ция до 1, часто менее 0,5. В замкнутых линзах мерзлой зоны — соленые и рассолы с минерализа- цией более 100 Не выделены
(Продолжение табл. 57)
Структура второго порядка (см. врезку, прилож. 1) Наименование гидрогеологической структуры второго порядка Мощность (л) и прерыви- стость многолетнемерзлых пород Типы, возраст (индекс) и мощность водоносных ком- плексов, м Водопроявления, дебиты источников (преобладающие, л!сек), удельные дебиты (47), пределы м3/ч-м, модули наледного питания (М) н подземного стока (М'), л1сек-км* Преобладающий состав и минерализация подземных вод, г/л Структуры третьего порядка
XII. Я н о - И н д и г и р с к и й криогенный бассейн напорных трещинных вод
Не выделены 200—400, м ноголетне- мерзлая сплошная зона, под руслами рек воз- можны локальные сквоз- ные талики Терригенный (Т) с трещинными водами, приуроченными преиму- щественно к подмерзлот- ной трещиноватой зоне Водопроявления фик- сируются очень редкими наледями; q до 0,54; М'=0,5—0,3 Подмерзлотные воды преимущественно прес- ные, гидрокарбонатные натриевые с минерализа- цией меиее 1, в зонах сульфидного оруденения сульфатно-гидрокарбо- натные с минерализа- цией немного более 1 Не выделены
XIII. Приомолонски й криогенный напорный бассейн (гидрогеология бассейна не изучена)
Не выделены Порядка 300, под рус- лами рек возможны ло- кальные сквозные талики Вулканогенные, в мень- шей степени терригенные (Сг, J) с трещинными водами Водопроявления неиз- вестны, М'= 1—0,5 Нет сведений Не выделены
XIV Охотск о-Чукотскнй вулканогенный суперба с с е й н
XIV, Куйдусунский вулканогенный супербассейн Более 500, изменчива, на водоразделах в доли- нах — сквозные талики Вулканогенный (Сг) с трещинно-пластовыми и трещинно-жильными во- дами Многочисленные водо- проявлення фиксируются наледями, дебиты источ- ников, образующих на- леди, превышают 1000 л[сек, модули на- леДного питания (М) 2,33, модули подземного стока (М') до 3 Гидрокарбонатные и кремнистые натриевые, в верхней части разреза очень пресные, с мине- рализацией менее 0,05 Не выделены
I I
XV1 Новосибирский гидрогеологиче- ский массив XV Верхоянский гидрогеологический масси Гидрогеологическое строение массива не изучено В Не выделены
xv2 Аиабаро-Олеиек- ский гидрогеологи- ческий массив До 500, сплошная мно- голетнемерзлая зона Терригенные (Т, Р) с трещинными, в меньшей степени трещиино-пла- стовыми водами Не установлены, М'<0,5 Нет сведений То же
xv3 Куларский гидро- геологический массив 400—500, сплошная многолетнемерзлая зона Терригенные (Т, Р) с трещинными и трещии- но-жильными водами Не установлены, М'= = 0,5—0,3 То же Я
xv4 Яно-Омолойский криогенный на- порный бассейн 500, сплошная много- летиемерзлая зона 1 Терригенный водо- носный комплекс (Kz) с порово-пластовымн вода- ми (’) 2 Терригенный водо- носный комплекс (Т) с трещинными и трещин- но-жильными водами Не установлены, М'<0,5 Я я
xv„ Западно-Верхо- янский гидрогеоло- гический массив Более 600, сплошная многолетнемерзлая зона, сквозные талики распро- странены локально под руслами рек Терригенный водонос- ный комплекс р) с тре- щинными и трещинно- жильными водами Водопроявления за- фиксированы наледями Модуль наледного пита- ния 0,5, иа северо-восто- ке увеличивается до 1,9, модуль подземного сто- ка (М') до 1 Подземные воды зоны свободного водообмена гидрокарбон атиые каль- циевые и натриево-каль- циевые очень пресные, минерализация обычно менее 0,1, наименее ми- нерализованные — гидро карбонатные натрие- вые, в пределах Сетте- Дабанского массива ми- нерализация возрастает до 0,3 я
(Продолжение табл. 57)
Структура второго порядка (см. врезку, прилож. 1) Наименование гидрогеологической структуры второго порядка Мощность (м) и прерыви- стость многолетнемерзлых пород Типы, возраст (индекс) и мощность водоносных ком- плексов, м Водопроявления, дебиты источников (преобладающие, л!сек), удельные дебиты (q), пределы м31ч-м, модули иаледного питания (М) и подземного стока (М ), л1сеК‘КМ* Преобладающий состав и минерализация подземных вод, г/л Структура третьего порядка
xve Сетте-Да банскнй гидрогеологиче- ский массив 400—500, сплошная миоголетиемерзлая зона, сквозные талики возмож- ны под долинами рек Терригенно-карбоиат- иые и карбонатные (С— Pt3) с трещинными, тре- щииио-жильиыми н тре- щниио-карстовыми вода- ми Водопроявления за- фиксированы наледями. Модуль иаледного пита- ния (М) около 0,5; мо- дуль подземного стока (М') 1—2 Нет сведений Не выделены
XV? Южио-Верхояи- ский гидрогеологи- ческий массив Сплошная миоголетие- мерзлая зона, мощность до 800 м Терригенные (Р, С) с трещинными и трещии- яо-жильными водами Водопроявления за- фиксированы наледями. Модуль подземного сто- ка (М') 1—2 То же То же
XVI. Полоусиеиско-Верхнеколымский гидрогеологический массив с изложенными артезианскими бассейнами
XVI, Полоусненский гидрогеологиче- ский массив Более 400, сплошная многолетнемерзлая зона Гидрогеология масси- ва не изучена Нет сведений Не выделены
XVI2 Момский гидро- геологический массив Брлее 500, сплошная многолетнемерзлая зона, таликн развиты локаль- но под руслами рек Водопроявления фик- сируются наледиыми ис- точниками, модуль иа- ледного питания (М) до 1,5 То же То же
XVI3 Гидрогеологиче- ский массив Черского Более 500, сплошная миоголетиемерзлая зона, сквозные талики развиты по зонам разломов и 1. Терригенные (J, Т) мезозойского возраста , (слагают преимуществен- но синклинальные струк- Дебиты отдельных ис- точников, замеренные и рассчитанные по площа- дям наледей, составляют Подземные воды зоны свободного водообмена гидрокарбоиатиые каль- циевые, пресные, миие- »»
речным долинам (под- русловые) туры) с трещинными, возможно, местами тре- щинно-пластовыми вода- ми. 2. Терригенно-карбо- натиые (S, О (?)) с трещииио-жильиыми и трещииио-карстовыми водами. 3. Гранитоидных обра- зований мезозойского возраста с трещинно- жильными водами в ло- кальных трещиноватых зонах сотни литров в секунду; модули иаледного пита- ния (М) до 2, подзем- ного стока (М') 1—2 рализация до 3, в высо- когорных частях очень пресные, кремнистые на- триевые
XVI4 Момо-Селеинях- ский межгорный артезианский бассейн Порядка 300, сквозные талики развиты под рус- лами рек и по зонам, обрамляющим бассейн 1. Терригенный (О, N, Сг) с порово-пластовыми водами, приуроченными к локальным обводнен- ным зонам таликов. 2. Терригенные и вул- каногенные мезозойского возраста (Сг, J) с тре- щииио- и, возможно, по- рово-пластрвыми водами 3. Терригеиио-карбо- иатиый (D, S, О) с тре- щинными и карстово- жильными водами Дебиты отдельных ис- точников превышают 1000, модули иаледного питания (М) и подзем- ного стока (М') более 2 Воды источников ги- дрокарбонатные натрие- вые или кальциевые, очень пресные, минера- лизация 0,1—0,2, в еди- ничных источниках хло- ридные натриевые с ми- нерализацией до 11
XVII Приколымский гидрогеологиче- ский массив Мерзлотио-гидро дологическое строение ма ссивов не изучено
XVIII Аиюйский гидро- геологический массив
212
ГЛАВА III ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
немерзлых пород прерывается редкими сквозными таликами, поэтому
величина подземного стока в центральной части района составляет
0,3 л)сек с 1 км2, а доля подземного стока в общем речном — менее 10%.
Ближе к краевым частям района наблюдается развитие наледей, и под-
земный сток здесь увеличивается до 0,5—1,0 л/сек с 1 км2, а его доля
в речном стоке — до 10—20%. Район занимает 17,5% всей площади
восточной части Якутии, а его ресурсы составляют 10%.
XI. Приколымский район включает Приколымский гидрогео-
логический массив и Приомолонский криогенный напорный бассейн.
В гидрогеологическом и гидрологическом отношении район изучен
слабо. Основными дренами являются правые притоки р. Колымы.
Район характеризуется отсутствием наледей.
XII. Охотско-Чукотский район в пределах Якутии охва-
тывает лишь часть обширного Охотско-Чукотского пояса вулканоген-
ных супербассейнов. В основном это бассейны рек Агаякан, Куйдусун
и верховья р. Индигирки. Величина подземного стока в реке достигает
в горной части хр. Сунтар-Хаята 3 л/сек с 1 км2. Высокие значения
величины модулей подземного стока обусловлены здесь сочетанием
большого количества осадков с наличием современных ледников, обес-
печивающих устойчивое пополнение запасов подрусловых таликовых
вод. В районе широко развиты наледи.
XIII. Анюйский район, согласно гидрогеологическому райони-
рованию, относится к Анюйскому гидрогеологическому массиву, боль-
шая часть которого находится за пределами Якутской АССР. Район
изучен крайне слабо. Основными дренами являются реки бассейна ниж-
него течения Колымы. Предполагается наличие на территории района
термальных источников.
Новосибирские острова в гидрогеологическом отношении
входят в состав одноименного гидрогеологического массива и артези-
анского бассейна (Восточно-Сибирского моря). Сведений о выходах на
поверхность подземных вод не имеется, но есть данные о том, что на
некоторых реках развиты иаледи, а устьевые участки наиболее круп-
ных рек не промерзают (Нехайчик, Смирнов, 1963).
Подсчет естественных ресурсов подземных вод сделан очень при-
ближенно. Величина подземного стока определялась по отношению
к поверхностному стоку. Согласно карте поверхностного стока (Воскре-
сенский, 1961), приближенная величина модуля общего речного стока
изменяется от 3 л)сек с 1 км2 на островах Анжу до 5 л/сек с 1 км2 на
островах Ляховских. На близлежащей к островам материковой части
величина доли подземного стока от общего речного составляет 4%.
Поэтому можно принять модуль подземного стока приближенно рав-
ным 0,1 на островах Анжу и 0,2 л/сек с 1 км2 на островах Ляховских.
При этих допущениях естественные ресурсы подземных вод с площади
всех островов (38 тыс. км2) будут равны 4,4 м3/сек, или 0,1 км3/год.
В заключение следует отметить, что, несмотря на повсеместное раз-
витие мерзлой зоны, существенно затрудняющей водообмен поверхност-
ных и подземных вод и разгрузку последних на поверхность, террито-
рия Якутии обладает значительными ресурсами подземных вод —
2164,3 м3/сек, или 68,3 км3/год. Естественные ресурсы подземных вод
составляют 9% ресурсов поверхностных вод Якутии, равных
775,8 км31год. При этом распределение естественных ресурсов подзем-
ных вод на территории республики весьма неравномерное. Оно тесно
связано с характером мерзлой зоны, гидрогеологических структур и
водоносных комплексов.
Заканчивая описание гидрогеологических условий, приведем свод-
ную характеристику гидрогеологических районов Якутии (табл. 57).
Глава IV
ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ
ПОДЗЕМНЫХ ВОД
ГИДРОДИНАМИЧЕСКАЯ И ГИДРОХИМИЧЕСКАЯ
ЗОНАЛЬНОСТИ
Общепринято считать (Игнатович, 1950 и др.), что к верхней зоне
свободного (активного) водообмена относится активно промываемая
часть структуры, расположенная в пределах влияния дренажа речной
сети. И. К. Зайцев (1961) подчеркивает, что верхнюю зону подземных
вод — зону свободного водообмена — образуют скопления подземных
вод, имеющие связь с дневной поверхностью на всей или по крайней
мере на большей части площади своего распространения. Сюда он
отнес почвенные воды, верховодку, грунтовые воды и как переходную
форму безнапорные межпластовые воды, т. е. скопления подземных
вод, находящиеся гипсометрически выше местных базисов эрозии.
Следовательно, в условиях географически сплошной мерзлой зоны,
т. е. на большей части территории Якутии, свободным водообменом
будут охвачены только воды сезонноталого слоя, подрусловых и неко-
торых 'подозерных таликов. Напорные подмерзлотные воды, питаю-
щиеся по локальным таликовым окнам в многолетнемерзлых породах,
должны повсеместно относиться к зонам затрудненного водообмена.
Однако в тех гидрогеологических массивах Восточной Якутии, в
строении которых участвуют закарстованные сильнотрещиноватые изве-
стняки, и на части территории Алданского гидрогеологического мас-
сива наличие зоны многолетнемерзлых пород не препятствует весьма
высокому водообмену и соответствующей промытости гидрогеологиче-
ского разреза. Зона свободного водообмена таких гидрогеологических
массивов, как и зона интенсивной трещиноватости, значительно пре-
вышает мощность мерзлой зоны. Высокая трещиноватость пород, оче-
видно, способствует инфильтрационным процессам, определяющим в
свою очередь возможность достаточно широкого сохранения таликовых
окон — путей питания подмерзлотных вод.
Территории с прерывистой мерзлой зоной и достаточной площадью
таликовых окон по условиям дренирования приближаются к террито-
риям, лишенным многолетнемерзлых пород. Однако и здесь вследствие
обычной приуроченности последних к днищам речных долин дренаж
водоносных пород осуществляется на уровне нижней границы мерзлой
зоны иногда на 150—200 м глубже вреза долин (Вельмина, 1966).
Рассмотрим положение мерзлой зоны в схеме зональности подзем-
ных вод.
Воды, содержащиеся во внутримерзлотных таликах, либо выходят
на очень небольших участках на поверхность, либо вовсе не связаны
с поверхностью, а часто и с подмерзлотными водами. Водоносные
талики локализованы в форме отдельных линз и пластов, в той или
214 ГЛАВА IV. ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗ.ЕМН. ВОД
иной мере «запечатанных» многолетнемерзлыми породами. Эти воды
относятся к межмерзлотному типу. В зависимости от характера связи
с дневной поверхностью межмерзлотные воды находятся в условиях
затрудненного или весьма затрудненного водообмена, что находит отра-
жение в химическом составе, высокой минерализации и напорах, часто
отличающихся от таковых, свойственных надмерзлотным или подмер-
злотным водам (Вельмина, 1966).
Неоднократно наблюдались случаи (Депутатское и Улахан-Эге-
ляхское месторождения, район рудника Маршальского, район г. Якут-
ска), когда минерализация вод, относимых к межмерзлотным, много-
кратно превышала минерализацию вод сезонноталого слоя зоны сво-
бодного водообмена и подмерзлотных вод, находящихся на этих участ-
ках явно в условиях затрудненного водообмена.
Все это свидетельствует о значительном разнообразии условий во-
дообмена подземных вод, заключенных непосредственно в многолетне-
мерзлых породах, и о необходимости рассматривать мерзлую зону при
определенных величинах ее мощности и сплошности как особую зону —
зону осложненного водообмена.
Зона затрудненного водообмена охватывает глубокие части артези-
анских бассейнов на платформах. Она распространяется до глубины
500—600 м и характеризуется медленным обновлением подземных вод.
К этой зоне И. К. Зайцев относит скопления подземных вод, связанные
с дневной поверхностью только иа ограниченных площадях выхода
водоносных пород. Сюда же им отнесены межпластовые открытые воды,
воды перекрытой зоны выветривания, выходящей на поверхность jna
отдельных участках, и воды зоны глубокой циркуляции огкрытбго
карста.
В соответствии с этими определениями к зоне затрудненного водо-
обмена относятся подмерзлотные воды водоносных горизонтов, распо-
ложенных в основании зоны многолетнемерзлых пород, имеющие непо-
средственную связь с поверхностью по таликовым окнам. Сюда же
относятся и воды криогенных напорных бассейнов, являющиеся по
существу водами коры выветривания, перекрытой водоупорной мерз-
лой зоной, а также и подмерзлотные воды некоторых гидрогеологиче-
ских массивов.
При очень незначительных таликовых окнах и наличии в них водо-
проницаемых пород водоносные комплексы, расположенные непосред-
ственно в основании мерзлой зоны, могут обладать и весьма затруд-
ненным водообменом.
К зоне весьма затрудненного водообмена (зона застойного вод-
ного режима), в пределах которой подземный сток осуществляется лишь
на протяжении геологического отрезка времени, И. К. Зайцев относит
скопления подземных вод, почти полностью изолированные от дневной
поверхности. К ним принадлежат межпластовые закрытые воды, неко-
торые' особые формы локально-трещинных подземных вод и в отдель-
ных случаях воды нижних зон глубокого карста.
К этой зоне относятся подземные воды глубоких частей артезиан-
ских бассейнов Сибирской платформы, Колымского массива, а воз-
можно, в какой-то мере и межгорных артезианских бассейнов Северо-
Восточной Якутии. Выше отмечалось, что весьма затрудненным водо-
обменом должны обладать и воды, залегающие непосредственно под
мерзлой зоной, если в ней не содержатся сквозные талики или в ниж-
ней части последних залегают водоупорные породы, препятствующие
водообмену. Косвенным свидетельством весьма затрудненных условий
водообмена подмерзлотных вод с поверхностью является значительное
несовпадение пьезометрических уровней подмерзлотных вод с отмет-
ГИДРОДИНАМИЧЕСКАЯ И ГИДРОХИМИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ
215
ками дренирующих долин, а подчас и с уровнем моря, а также весьма
высокая минерализация 'подмерзлотных вод в отдельных бассейнах.
В заключение следует отметить, что вопрос о вертикальной зональ-
ности подземных вод весьма сложный и некоторые его положения тре-
Рис. 32. Схема распространения гидродинамических зон. Составил О Н. Толстихин
1 — зона свободного водообмена а — весьма слабо развита (ограничена мощностью слоя сезон-
ного протанвання), б — слабо развита, в — существенно развита (преобладает в вертикальном раз-
резе). 2 — зона затрудненного водообмена а — слабо развита, б — существенно развита (преобла-
дает в вертикальном разрезе), 3 — зона весьма затрудненного водообмена а, б — то же, что
в п. 2, 4 — зона осложненного водообмена
буют дальнейших исследований. Однако уже сейчас ясно, что в преде-
лах Якутии можно наметить районы, в которых решающее значение
принадлежит той или иной зоне или достаточно развиты все четыре
зоны водообмена (рис. 32).
Зона свободного водообмена. Зона свободного водообмена распро-
странена повсеместно. Однако в связи с различным характером мерз-
лой зоны и гидрогеологических условий она не получила всюду одина-
кового развития, существенно изменяется по мощности, обводненности
216 ГЛАВА IV ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМН ВОД
и условиям формирования химического состава подземных вод. Весьма
неблагоприятные условия для формирования зоны свободного водооб-
мена возникают в районах преимущественно сплошного распростране-
ния многолетнемерзлых пород.
Наиболее глубоко промороженной структурой является Анабар-
ский криогеологический массив, где из-за отсутствия более или менее
значительных водоемов и водотоков не приходится ожидать и устойчи-
вых таликов, и подземные воды могут формироваться лишь непосред-
ственно в сезонноталом слое элювиальных и делювиальных грубоске-
летных отложений. Естественные ресурсы их крайне ограниченны и
непостоянны в течение года: зимой эти воды, как и поверхностные, пол-
ностью перемерзают. Это очень пресные воды с содержанием минераль-
ных веществ менее 50 мг/л, гидрокарбонатные кальциевые, натриевые,
редко магниевые. Сульфаты в них отсутствуют, содержание хлоридов
колеблется от 1 до 3 мг/л.
В пределах Оленекското гидрогеологического массива, сложенного
карбонатными допалеозойскими и нижнепалеозойскими образованиями
и сильно нарушенного тектонически, можно ожидать более благоприят-
ную обстановку формирования зоны свободного водообмена в связи
с вероятным распространением здесь подрусловых таликовых трещино-
ватых «желобов», воды которых обеспечивают в значительной мере
круглогодичный сток р. Оленека, а возможно, и некоторых его прито-
ков. Соответственно модуль подземного стока в реку составляет здесь
уже 0,5 л/сек. с 1 км2. Косвенным подтверждением относительно боль-
шей глубины формирования здесь зоны свободного водообмена явля-
ется значительно возросшая минерализация поверхностных вод. Дан-
ные гидрохимического опробования боковых притоков р. Оленека, про-
изведенного А. И. Косолаповым, указывают на существование в неко-
торых речках и ручьях сульфатных вод пестрого катионного состава
с минерализацией от 0,5 до 3 г/л.
На территории Анабаро-Оленекского, Тунгусского и значительной
части Якутского бассейнов зона свободного водообмена включает слой
сезонного протаивания, подозерные и подрусловые талики, воды кото-
рых имеют непосредственную связь с поверхностью. Все это обеспечи-
вает благоприятные условия формирования естественных ресурсов под-
земных вод, за исключением центральной части Якутского артезиан-
ского бассейна, относящейся к зоне недостаточного увлажнения, где
подземный сток не превышает 0,01 л/сек с 1 км2. На отдельных участ-
ках Якутского бассейна в связи с распространением хорошо фильтрую-
щих песчаных отложений наблюдается местное увеличение модулей
подземного стока. Оно как бы подчеркивает появление там многочис-
ленных источников — сезонных и круглогодичных.
Надмерзлотные воды слоя сезонного протаивания в четвертичных
отложениях, залегающих на карбонатных породах ордовика, силура
и кембрия, характеризуются минерализацией 0,1—0,3 г/л, преимущест-
венно гидрокарбонатным кальциевым составом и отсутствием сульфат-
ного иона. При наличии эффузивных и терригенных подстилающих
пород минерализация подземных вод менее 0,1 г/л, химический состав
становится гидрокарбонатным натриевым, реже кальциевым или маг-
ниевым.
В несколько иных условиях формируется химический состав вод
надмерзлотных подозерных и подаласных таликов, широко развитых
в пределах низменностей. Связь таликовых вод с поверхностью здесь
в ряде случаев осуществляется непосредственно через многочисленные
озерные водоемы. Химический состав этих вод определяется принад-
лежностью их к той или иной климатической зоне, направленностью
ГИДРОДИНАМИЧЕСКАЯ И ГИДРОХИМИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ
217
и степенью развития процессов континентального засолонения. Все эти
вместе взятые факторы обусловили весьма широкую гамму химиче-
ского состава подозерных и подаласных таликовых вод, минерализация
которых варьирует от первых сотен миллиграммов до нескольких грам-
мов на литр *.
Кроме таликовых вод, как справедливо указывает Н. А. Вельмина
(1964), на некоторых участках к зоне свободного водообмена могут
быть отнесены и подмерзлотные воды. Примером может служить При-
ленская полоса в районе Сангарского каменноугольного месторожде-
ния. В связи с особыми структурными и геохимическими условиями
здесь наблюдается геотермическая аномалия — мощность зоны много-
летнемерзлых пород снижается до 100—200 м.
При пересечении территории месторождения долиной р. Лены, име-
ющей глубину вреза 300—400 м, образуется приречная полоса, в кото-
рой подмерзлотные воды сангарской серии нижнего мела находятся
в гидравлической связи с водами реки. Протяженность этой полосы
измеряется несколькими километрами.
Минерализация подмерзлотных вод Сангарского месторождения
невелика и варьирует от 0,5 до 1,3 г/л, причем возрастание минерали-
зации в отдельных пробах и увеличение в них содержания хлоридов
свидетельствуют о подтоке глубоких вод, уже не относящихся к описы-
ваемой зоне водообмена.
Особое положение в гидрохимическом отношении занимает Кем-
пендяйский солянокупольный район, где вследствие выщелачивания
соли из соляных штоков отложений девона формируются весьма высо-
коминерализованные подмерзлотные воды и рассолы. Принадлежность
их именно к зоне свободного водообмена подкрепляется данными мно-
гочисленных анализов газового состава.
Более благоприятные условия формирования зоны свободного водо-
обмена существуют в южной части Алданского крыла Якутского арте-
зианского бассейна, в южной и западной частях Средне-Ленского арте-
зианского бассейна и северо-восточной части Ангаро-Л ейского бассейна.
Они определяются принадлежностью рассматриваемых структур к пре-
рывистой мерзлой зоне, сочетающейся с широким распространением кар-
бонатных пород, образующих трещинно-карстовые безнапорные водо-
носные горизонты и комплексы. Питание подземных вод осуществля-
ется здесь вследствие инфильтрации атмосферных осадков на талых
водоразделах и непосредственно в долинах рек — притоков Алдана и
Лены.
Значительное гипсометрическое превышение областей питания над
врезом дренирующих долин определяет большую мощность зоны сво-
бодного водообмена, что находит отражение в существенном увеличении
естественных ресурсов подземных вод. Модуль подземного стока на
большей части рассматриваемой территории составляет 1—2 л/сек
с 1 км2, увеличиваясь в западном направлении. Большое количество
постояннодействующих источников, многие из которых обладают зна-
чительными (более 100 л/сек) дебитами, подтверждает высокую водо-
обильность пород, слагающих зону свободного водообмена.
Химический состав подземных вод помимо литологического состава
пород обусловлен длиной пути циркуляции вод. Это находит отражение
* Кроме того, на формирование химического состава вод подозерных и подалас-
ных таликов существенное влияние оказывают процессы промерзания. Однако наи-
большее значение эти процессы приобретают уже тогда, когда с поверхности образо-
вался многолетнемерзлый слой на большей части площади талика, таликовые воды
имеют затрудненную связь с поверхностью и относятся уже к зоне осложненного водо
обмена
218 ГЛАВА IV ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМН. ВОД
в различной минерализации подземных вод, разгружающихся в мест-
ных отрицательных формах рельефа и магистральных долинах рек.
Если в составе вод местного стока преобладают сульфатно- или хло-
ридно-гидрокарбонатные кальциевые воды с минерализацией 0,3—
0,5 г/л, то воды регионального стока более разнообразны по составу,
минерализация их достигает 3—5 г/л.
На территории Алданского гидрогеологического массива условия
формирования зоны свободного водообмена весьма различны. Мощная
зона свободного водообмена охватывает все водоносные комплексы до
глубины регионального базиса эрозии и даже несколько ниже. Этому
способствует целый ряд факторов, из которых основными являются:
1. Относительная приподнятость территории, наличие плоскогор-
ного и горного рельефа.
2. Сильная расчлененность рельефа и интенсивно развитая гидро-
графическая сеть с глубиной вреза долин от 200 м в северной плоско-
горной части территории до 600—800 м в южной горной.
3. Тектоническая и неотектоническая нарушенность и раздроблен-
ность пород архея, протерозоя и юры, сильная закарстованность кемб-
рийских пород.
4. Положение территории в области прерывистого распространения
мерзлой зоны.
5 Значительное количество атмосферных осадков (около 500 мм
в год).
Наиболее благоприятные условия для формирования мощной зоны
свободного водообмена существуют в гидрогеологических структурах,
приуроченных к впадинам в архейском фундаменте. Довольно полно
изучен Чульманский бассейн, а также часть Алданского нагорья с вы-
сотами 900—1000 м, в пределах которых многолетнемерзлые породы
имеют преимущественно островное распространение по склонам север-
ной экспозиции и по долинам рек. Неблагоприятные условия для су-
ществования зоны свободного водообмена отмечаются в горных хреб-
тах с высотами более 900—1000 м, где, по данным Н. А. Вельминой
(1959), С. М. Фотиева (1965) и др., многолетнемерзлые породы развиты
повсеместно.
Однако перечисленные выше факторы, особенно сильная молодая
тектоническая нарушенность пород, предопределили возможность пита-
ния и разгрузки подземных вод в пределах подавляющей части кри-
сталлического массива, обусловив его значительную водоносность, про-
явившуюся в многочисленных крупных источниках подземных вод
(с дебитами в несколько сотен л/сек), выходящих из осадочного ком-
плекса наложенных бассейнов и кристаллических пород архея и проте-
розоя.
Мощность зоны свободного водообмена наложенных бассейнов,
в частности Чульманского, определяется глубиной вреза речных долин
регионального стока (реки Олекма, Тимптон, Унгра и др.) и может
быть принята не более 400—500 м. Ниже этих глубин воды Чульман-
ского бассейна находятся в условиях затрудненного водообмена? Мощ-
ность зоны свободного водообмена в области распространения кристал-
лических и метаморфических пород архея и протерозоя зависит в пер-
вую очередь от глубины эффективной трещиноватости пород, равной в
среднем, как показали результаты бурения на воду, 70—100 м.
Однако в связи с интенсивной раздробленностью кристаллического
фундамента и особенностями условий питания широким распростране-
нием пользуются трещинно-жильные воды зон тектонических наруше-
ний, глубина циркуляции которых может достигать нескольких сотен
метров. Все это свидетельствует о весьма благоприятных условиях фор-
ГИДРОДИНАМИЧЕСКАЯ И ГИДРОХИМИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ
219
мирования естественных ресурсов .подземных вод зоны свободного водо-
обмена, что в свою очередь находит отражение в относительно высо-
ком стоке, достигающем 3 л!сек с 1 км2.
Основными факторами, формирующими химический состав вод зоны
свободного водообмена Алданского гидрогеологического массива, явля-
ются процессы выщелачивания водоносных пород и процессы окисле-
ния сульфидов. При выщелачивании наблюдается некоторая зависи-
мость минерализации и химического состава вод от литологии водонос-
ных комплексов. Наименьшая величина минерализации (до 0,1 г/д)
и хлоридно-гидрокарбонатный преимущественно натриевый состав ха-
рактерны для трещийных и трещинно-жильных вод архейских кристал-
лических пород и кварцево-гнейсовых толщ протерозоя. На участках
развития мраморов и кальцифиров минерализация трещинных и тре-
щинно-жильных вод увеличивается до 0,2 г/л, а состав становится хло-
ридно-гидрокарбонатным кальциевым. Минерализация трещинных и
трещинно-карстовых вод известняков колеблется от 0,2 до 0,3 г/л,
достигая иногда 0,5 г/л при хлоридио-, реже сульфатно-гидрокарбонат-
ном кальциевом составе. Минерализация вод терригенных водоносных
комплексов юры Чульманского бассейна колеблется от 0,1 до 0,3 г!л
при хлоридио- и сулъфатио-тидрокарбонатном кальциевом, реже натри-
евом составе.
Помимо гидрокарбонатных вод в зоне свободного водообмена Ал-
данского массива довольно часто отмечаются гидрокарбонатно-суль-
фатные и сульфатные воды. Подобные воды были вскрыты буровыми
скважинами в породах флогопитовых месторождений на глубинах до
100 м (Эмельджак, Эльконка и др.). Минерализация их весьма раз-
лична — от нескольких десятков до сотен миллиграммов на литр, но
обычно не превышает 1 г/л.
Основным фактором, значительно затрудняющим развитие зоны
свободного водообмена гидрогеологических массивов в Восточной Яку-
тии, как и в Западной, является мощная мерзлая зона, достигающая в
высокогорных хребтах 800 м и более. Однако ее сплошность не одинако-
ва. Наиболее велика она в пределах гидрогеологических массивов, яв-
ляющихся монолитными поднятиями, сложенными интрузивными и тер-
ригенными породами мезозоя и верхнего палеозоя, например, в Верхоян-
ском и Момском (Илин-Тасский гидрогеологический массив третьего
порядка)., Гидрогеологические массивы, расположенные в области конт-
растных новейших движений и сложенные терригенно-карбонатными
породами нижнего палеозоя, обладают более развитой сетью сквозных
таликов. Эти талики не занимают значительной площади, но распола-
гаются выдержанными линиями, что вместе с карстом обеспечивает
интенсивный водообмен.
В соответствии с распределением таликов и различной водонос-
ностью пород можно предполагать, что в первом случае мощность
зоны свободного водообмена ограничена преимущественно величиной
мощности слоя сезонного протаивания и несквозных подрусловых тали-
ков, т. е. измеряется первыми метрами или десятками метров.
Значительно реже в связи со сквозными таликами, приуроченными
к речным долинам, наследующим зоны повышенной трещиноватости,
мощность зоны свободного водообмена может несколько превышать
мощность зоны многолетнемерзлых пород и достигать 200—400 м.
Однако участки зоны свободного водообмена столь значительной
мощности в рассматриваемых структурах ограничены очертанием под-
русловых таликов и, следовательно, не имеют значительного площад-
ного распространения.
220 ГЛАВА IV ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМН. ВОД
Мощность зоны свободного водообмена значительно возрастает
в связи с закарстованностью карбонатных пород и может достигать
1000 м и более при более интенсивном водообмене. Подобный пример
весьма мощной зоны свободного водообмена наблюдается на стыке
Тас-Хаяхтахского антиклинория и Момо-Селенняхской системы впадин,
где область питания подземных вод приподнята над областью их раз-
грузки более чем на 1500 м, а дебиты источников в зоне разгрузки
подземных вод измеряются сотнями и тысячами литров в секунду.
Промежуточное положение занимают гидрогеологические массивы,
сложенные в основном карбонатными породами, но не входящие в об-
ласть контрастных неотектонических движений.
Существенные различия в условиях водообмена и в мощностях
зоны свободного водообмена гидрогеологических массивов находят
отражение в распределении естественных ресурсов подземных вод,
выраженных в модулях подземного стока рек. Наименьшее значение
(до 0,5 л/сек с 1 км2) отмечено в пределах Верхоянского гидрогеологи-
ческого массива, за исключением Сетте-Дабана, где эта величина воз-
растает до 1 л/сек с 1 км2. Гидрогеологический массив Черского обла-
дает значительно большими естественными ресурсами зоны свободного
водообмена и величина подземного стока здесь превышает 2 л/сек
с 1 км2.
Состав и минерализация подземных вод зоны свободного водооб-
мена гидрогеологических массивов юга и востока Якутии подчинены
вертикальной гидрохимической поясности. В соответствии с высотными
отметками здесь можно выделить три вертикальных пояса: 1) высоко-
горный, с абсолютными отметками хребтов более 1800 м\ 2) средне'-
горный, с абсолютными отметками хребтов 1000—1800 м и 3) низко-
горный, с абсолютными отметками хребтов менее 1000 м (рис. 33).
В высокогорном поясе, где эта зона достигает максимальной мощ-
ности, формируются в основном воды местного подземного стока.
Источники немногочисленны, характеризуются периодичностью дейст-
вия и весьма изменчивыми дебитами. Воды зоны свободного водооб-
мена в этом поясе имеют крайне низкую минерализацию (20—30, реже
50 мг/л) и по классификации М. С. Гуревича и Н. И. Толстихина (1961),
относятся к весьма пресным и очень пресным, представляя собой слабо
измененные атмосферные осадки. По химическому составу они в основ-
ном бессульфатные хлоридно-гидрокарбонатные натриевые или каль-
циевые с содержанием иона хлора до 3—5 мг/л (30—40 %-эхе от сос-
тава анионов) и низким содержанием кремнекислоты (менее 10%
общей минерализации). Лишь в гранитоидах, слагающих водоразделы
цепи Черского, наблюдаются весьма пресные сульфатные или хлорид-
ные натриевые воды с минерализацией до 30 мг/л, в которых несколько
возрастает содержание кремнекислоты. Появление сульфатных вод
в этих породах связано, вероятно, с рассеянной сульфидной вкраплен-
ностью.
В среднегорном поясе, характеризующемся относительно меньшей
мощностью многолетнемерзлых пород и большим распространением
таликов, наряду с преобладающими водами местного стока наблюда-
ются и выходы подмерзлотных подземных вод регионального стока,
образующие крупные наледи. Несколько возрастает водоносность
пород. Минерализация подземных вод увеличивается до 50—1000 мг/л,
а для вод зоны регионального стока иногда до 200 мг/л. Наряду с хло-
ридно-гидрокарбонатными водами развиты и сульфатно-гидрокарбо-
натные.
Для этой же зоны характерно появление в эффузивных породах
мелового и юрского возраста кремниевых вод, характеризующихся низ-
ГИДРОДИНАМИЧЕСКАЯ И ГИДРОХИМИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ
221
кой минерализацией — до 40 мг/л (Куйдусунский вулканогенный супер-
бассейн). Содержание кремнекислоты составляет от 22 до 27% общей
минерализации, или от 30 до 42% анионного состава. Воды либо крем-
ниево-тидрокарбонатные, либо гидрокарбонатно-кремниевые натриевые.
В низкогорном поясе, наиболее богатом таликами, осуществляется
основная разгрузка трещинных, трещинно-карстовых и трещинно-жиль-
ных вод, выходы которых образуют многочисленные наледи. Их мине-
Рис. 33. Характер изменения величины минерализации и состава под-
земных вод в гидрогеологических массивах Верхояио-Колымской систе-
мы. Составила Р. С. Кононова
Анионный состав 1 — хлоридно-гидрокарбонатный; 2 — сульфатно-гид-
рокарбонатный, 3 — кремянево-гидрокарбонатный или гидрокарбоиат-
но-кремниевый, 4 — гидрокарбонатно-хлоридный; 5 — гидрокарбонатно
сульфатный Катионный состав 6 — кальциевый; 7 — натриевый
рализация от 100 до 300 мг/л. Состав сульфатно-гидрокарбонатный,
преимущественно кальциевый.
Криогенные напорные бассейны (третий случай формирования зоны
свободного водообмена) выражаются в рельефе плоскогорьями (Яно-
Оймяконским и северной частью Юкагирского) с абсолютными отмет-
ками от 800—1000 до 300—400 м при глубине расчленения рельефа от
200 до 600 м. Для этих территорий характерно сплошное распростра-
нение мерзлой зоны мощностью 300—400 м с отдельными немногочис-
ленными таликами различного происхождения. Сравнительно слабая
тектоническая нарушенность пород в сочетании с мощной мерзлой
зоной предопределяет относительно неблагоприятные условия разгрузки
подмерзлотных вод, в основном осуществляющейся по долинам глубоко
врезанных рек Яны, Индигирки, Колымы и их наиболее крупных при-
токов.
К зоне свободного водообмена здесь можно отнести лишь воды
сезонноталого слоя. Поэтому преобладающая мощность зоны свобод-
ного водообмена измеряется первыми метрами.
222 ГЛАВА IV ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМН. вод
По тектоническим и мерзлотным условиям криогенные напорные
бассейны неблагоприятны для питания и разгрузки подземных вод, и
это находит отражение в сравнительно низком значении модулей под-
земного стока — менее 0,5 л/сек с 1 км2.
Надмерзлотные воды, развитые в этих районах, обладают преиму-
щественно хлоридно-гидрокарбонатным кальциевым составом, реже
натриевым; возможно появление сульфатных вод.
В артезианских бассейнах Верхояно-Колымской системы, представ-
ленных в рельефе Приморской и Колымской низменностями, условия
для водообмена весьма неблагоприятны. Здесь предполагается разви-
тие мощной (до 500 м) мерзлой зоны. В связи с обилием озер широ-
ким развитием должны пользоваться воды подозерных таликовг совер-
шенно не изученных в этих районах. Вероятная мощность зоны свобод-
ного водообмена определяется 'метрами, а в некоторых подозерных
таликах, возможно, первыми десятками метров; естественные ресурсы
вод зоны невелики, химический состав их не изучен.
Промежуточное положение между гидрогеологическими массивами
и артезианскими бассейнами на северо-востоке Якутии по условиям
формирования зоны свободного водообмена занимают межгорные бас-
сейны с мощной толщей (иногда до нескольких сотен метров) рыхлых
осаДков. В зависимости от расположения на разных уровнях они выпол-
няют роль либо областей питания и накопления подземных вод, либо
областей их разгрузки.
В крупных бассейнах типа Момо-Селенняхского в верхних частях
их разреза до уровня основных рек вследствие значительной тектониче-
ской нарушенное™ созданы весьма благоприятные условия для разви-
тия зоны свободного водообмена. Порово-пластовые воды здесь харак-
теризуются минерализацией, не превышающей 0,1—0,3 г[л, и суль-
фатно-гидрокарбонатным кальциевым составом.
Данные по газовому составу вод зоны свободного водообмена
весьма ограниченны. Здесь могут быть выделены две группы газов:
кислородно-азотные и метаново-азотные; последние с низкими гелий-
аргоновыми соотношениями. Первая группа имеет преобладающее рас-
пространение, вторая характерна для болотных вод. А. И. Косолапо-
вым (1963) на территории сплошного распространения зоны Якутии
по генезису выделены:
1. Газы надмерзлотных вод, характеризующиеся повышенным коли-
чеством азота (90—98% от объема) при сравнительно низком содер-
жании кислорода (от десятых долей до 10%). Они часто проявляются
в виде пузырьков вдоль берегов рек и ручьев, дренирующих надмерз-
лотные горизонты.
2. Газы сезонного захоронения, представляющие собой воздух, изо-
лированный в порах и трещинах пород в результате паводка. По хими-
ческому составу соответствуют атмосферному воздуху.
3. Почвенные газы, характерные для надмерзлотных вод в местах
развития мощного дернового слоя (низкие берега, затопляемые во
время паводка). В составе этих газов наблюдается повышенное содер-
жание углекислого газа (от десятых долей до 3—4%), азота (80—
90%), метановых углеводородов (десятые доли процента) и относи-
тельно низкое содержание кислорода (5—15%).
Химическим и спектральным анализами в водах зоны свободного
водообмена обнаруживается большой комплекс микрокомпонентов.
Наблюдается увеличение встречаемости элементов при движении с се-
вера на юг, от площадей со сплошным распространением зоны миоголет-
немерзлых пород к площадям островного распространения. Наиболее
ГИДРОДИНАМИЧЕСКАЯ И ГИДРОХИМИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ
223-
богатая гамма элементов отмечается в водах Алданского массива
(см. главу V).
Зона осложненного водообмена. Как уже указывалось, под зоной
осложненного водообмена понимается зона многолетнемерзлых пород
с заключенными в ней линзами межмерзлотных вод, находящихся
в неоднородных условиях водообмена с дневной поверхностью. В пре-
делах этой зоны наблюдаются весьма различные соотношения пресных,
солоноватых и соленых вод в вертикальном разрезе в зависимости от
условий промерзания геологического разреза, характера промерзаю-
щих водоносных комплексов и условий их водообмена на стадии про-
мерзания. Последовательное расширение гидрогеологических изыска-
ний приносит все новые и новые материалы о существовании межмерз-
лотных вод. Тем не менее на данной стадии изученности вопроса пред-
ставляется возможным предположить, что межмерзлотные воды могут
быть достаточно широко распространены лишь в районах географи-
чески сплошного распространения мощных многолетнемерзлых пород
и преимущественно в слабо или умеренно расчлененных районах. В гор-
ных районах в процессе промерзания горных пород подземные воды
должны быть отжаты в дренирующие долины.
Таким образом, критериями выделения зоны осложненного водооб-
мена являются: значительная мощность и ограниченная прерывистость
мерзлой зоны; сравнительно небольшая интенсивность и глубина рас-
членения земной поверхности; неблагоприятные условия дренирования
водоносных горизонтов, существовавшие к началу формирования мерз-
лой зоны. Основываясь на данных положениях, можно в порядке про-
гноза наметить районы распространения зоны осложненного водооб-
мена.
Прерывистость многолетнемерзлых пород в пределах Алданского
гидрогеологического массива и значительная расчлененность наиболее
высоких его районов со сплошным распространением многолетнемерз-
лых пород свидетельствуют об отсутствии зоны осложненного водооб-
мена. В равной мере это относится к Алданскому крылу Якутского
артезианского бассейна и южной окраине Средне-Ленского бассейна.
На севере платформенной части Якутии, в пределах Анабарского
криогеологического массива, существование этой зоны маловероятно
из-за наложения процессов очень глубокого промерзания на пресные
воды зоны выветривания кристаллических пород. Подобная обстановка
не способствует захоронению линз соленых вод и формированию
таликов.
В пределах остальных гидрогеологических структур восточной
части Сибирской платформы зона осложненного водообмена развита
в той или иной степени, причем в артезианских структурах мощность
ее варьирует, вероятно, от 200 до 600 м и более в соответствии с мощ-
ностью мерзлой зоны.
Подземные воды, относящиеся к этой зоне, широко распростра-
нены в центральных районах Лено-Вилюйского артезианского бассейна
в связи с многочисленными подозерными и подаласными таликами.
Здесь они приурочены преимущественно в верхней части гидрогеологи-
ческого разреза — толще рыхлых четвертичных отложений и самым
верхним водоносным горизонтам подстилающих юрских, меловых или
неогеновых пород. Затрудненный, а иногда и весьма затрудненный водо-
обмен многих межмерзлотных линз, развитых здесь, обусловлен не
только мерзлыми водоупорами, но и выдержанным по простиранию
суглинистым горизонтом, слагающим верхнюю часть разреза четвер-
тичных отложений. Мощность таликов лежит в подавляющем больший-
224 ГЛАВА /V ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМН ВОД
стве случаев в пределах первых 100 м. Естественные ресурсы талико-
вых вод не подсчитаны.
Значительное количество озер в пределах Нижне-Ленского и Ана-
баро-Оленекского бассейнов косвенно свидетельствует о том, что и
здесь можно ожидать распространение таликовых линз.
По химическому составу воды многих таликов существенно отли-
чаются от поверхностных вод и вод сезонноталого слоя. Как правило,
они характеризуются более высокой минерализацией (до 5 г/л), срав-
нительно пестрым химическим составом, явным преобладанием магния
и натрия в составе катионов, высоким содержанием железа и очень
большой жесткостью. Воды других талнков весьма близки по составу
к поверхностным водам озер. Таким образом, химический состав тали-
ковых вод свидетельствует о существенном разнообразии условий
водообмена даже в пределах одной толщи пород, расположенной срав-
нительно близко от поверхности.
Глубокие межмерзлотные воды были вскрыты скважинами в райо-
нах трубок «Удачная» и «Мир». Здесь непосредственно в мерзлых
породах залегают соленые воды и рассолы хлоридного магниевого и
натриевого состава, иногда характеризующиеся весьма низкими пьезо-
метрическими уровнями, свидетельствующими об отсутствии гидравли-
ческой связи как с поверхностными, так и с высоконапорными подмерз-
лотными водами.
В пределах Верхояно-Колымской системы межмерзлотные водо-
носные линзы были встречены при разведке месторождений Депутат-
ского и Улахан-Эгеляхского на глубинах соответственно 70 и 44 м.
Пробы воды не анализированы, имеются лишь сведения о ее Минера-
лизации, достигающей на Депутатском месторождении, по данным
А. И. Ровицкого, 292 г/л. Наличие зоны осложненного водообмена
в артезианских бассейнах северо-востока Якутии подтверждается оби-
лием озер, с которыми неизбежно должны быть связаны таликовые
окна, находящиеся в различной стадии протаивания и промерзания, а
следовательно, и водообмена с поверхностью.
Нельзя не отметить тот факт, что приведенные примеры формиро-
вания состава и напоров подземных вод зоны осложненного водооб-
мена указывают на большую динамичность рассматриваемой зоны.
Существенное изменение во времени ее параметров и размеров заклю-
ченных в ней линз воды является характерной чертой этой зоны.
Зона затрудненного водообмена. Зона затрудненного водообмена
развита на значительной части территории Якутии. В связи с широким
распространением мощной мерзлой зоны можно ожидать, что в отдель-
ных гидрогеологических структурах непосредственно в основании мерз-
лых пород располагается зона весьма затрудненного водообмена.
К таким гидрогеологическим структурам следует отнести Анабаро-Оле-
некский и Оленекский артезианские бассейны, Мархинское крыло Якут-
ского и Оленекское крыло Тунгусского артезианских бассейнов, северо-
восточную часть Колымского артезианского бассейна, артезианские бас-
сейны Восточно-Сибирского моря и моря Лаптевых, Яно-Омолойский
криогенный напорный бассейн. В структурах типа криогеологических
массивов, таких, как Анабарский, подмерзлотная гравитационная вода
вообще отсутствует.
В центральной части Тунгусского и Якутского бассейнов (в Верхне-
Вилюйском и Лено-Вилюйском артезианских бассейнах второго по-
рядка) к зоне затрудненного водообмена представляется возможным
отнести водоносный комплекс пород, распространенный непосредст-
венно в основании многолетнемерзлой зоны на глубине 150—400 м
ниже уреза гидрографической сети. Доказательством этого служат
ГИДРОДИНАМИЧЕСКАЯ И ГИДРОХИМИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ
225
сквозные таликовые окна в долинах рек Лены и Вилюя, по которым
в особо благоприятных условиях может осуществляться питание под-
земных вод, а также редкие источники подмерзлотных вод.
Мощность зоны затрудненного водообмена здесь не выявлена, она
достоверно не установлена и в остальных районах. Однако наличие
в разрезах мезозойских отложений региональных водоупоров и плат-
форменный тип рассматриваемых бассейнов позволяют считать ее рав-
ной сотне метров.
Естественные ресурсы подземных вод зоны затрудненного водооб-
мена практически не исследованы. Модули стока подмерзлотных вод,
относящихся к зоне затрудненного водообмена, были определены лишь
в прилегающем к г. Якутску районе Лено-Вилюйского бассейна. Они
оказались равными 0,01 л/сек с 1 км2.
Воды данной зоны относятся к пресным или слабосолоноватым.
Минерализация не превышает 2 г/л. Возможно, что в Верхне-Вилюй-
ском бассейне, сложенном образованиями пермского возраста,, мине-
рализация вод выше, чем в Лено-Вилюйском. Этому могут способство-
вать большая мощность и сплошность многолетнемерзлых пород. По
химическому составу воды хлоридно-гидрокарбонатные, реже сульфатно-
гидрокарбонатные натриевые, обычно с повышенным (до 4 мг[л) содер-
жанием фтора.
В Нижне-Ленском артезианском бассейне зона затрудненного водо-
обмена достоверно не установлена.
Алданское крыло Якутского бассейна представляет собой сложно
построенную моноклиналь с падением водоносных пород на северо-
восток и северо-запад. В этих же направлениях постепенно возрастает
роль зоны затрудненного водообмена. Она незначительна на самом юге
структуры, где известняки кембрия ложатся иа кристаллические породы
допалеозоя и существенно дренированы, и служит основной зоной
водообмена на севере структуры, где появляется сплошная мерзлая
зона. Соотношение отметок Лено-Алданского водораздела и основных
дренирующих долин позволяет считать, что мощность этой зоны 300—
500 м при глубине залегания зеркала подземных вод менее 200 м.
Естественные ресурсы не выявлены, но наличие карстующихся
пород и благоприятные условия питания вод указывают на значитель-
ную обводненность водоносных комплексов.
Представления о химическом составе вод можно получить на осно-
вании анализов воды некоторых источников в долинах рек Лены,
Алдана, Амгн и Маи. Подземные воды преимущественно хлоридио- или
сульфатно-гидрокарбонатные натриевые, иногда сульфатные или хло-
ридные натриевые, причем последние характерны для северо-западной
части этой структуры в связи с возрастанием роли галогенных фаций
в этом направлении. Минерализация вод измеряется первыми грам-
мами на литр.
В пределах Средне-Ленского артезианского бассейна воды зоны
затрудненного водообмена отчетливо фиксируются источниками с повы-
шенной (более 10 г/л) минерализацией, обусловленной выщелачива-
нием галогенных и гипсоносных пород. Формированию здесь зоны за-
трудненного водообмена значительной мощности и существенных есте-
ственных ресурсов подземных способствует преимущественно преры-
вистый характер распространения мерзлых пород в сочетании со срав-
нительно слабо расчлененным рельефом и закарстованностью водонос-
ных комплексов.
Характер зоны затрудненного водообмена на площади Алданского
гидрогеологического массива неодинаков. В области распространения
кристаллических и метаморфических древних пород Алданского щита
226 ГЛАВА IV ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМН. ВОД
зона затрудненного водообмена имеет локальное распространение.
К ней могут быть отнесены трещинно-жильные скопления подземных
вод, приуроченные в приповерхностной части на большем своем протя-
жении к многолетнемерзлой зоне. Представительных данных о мощ-
ности рассматриваемой зоны ц естественных ресурсах заключенных
в ней вод не имеется.
По химическому составу воды зоны затрудненного водообмена в кри-
сталлических и метаморфических породах мало отличаются от вод зоны
свободного водообмена, за исключением тех случаев, когда питание их
связано с подтоком подземных вод сопряженных наложенных бассейнов.
Тогда минерализация вод возрастает до 500—600 мг/л, а иногда она
несколько больше 1 г/л с одновременным увеличением содержания хло-
ридов и сульфатов кальция. Такого рода воды выходят на поверхность,
в долинах рек Горбыллах и Мал. Нахот и вскрыты скважиной в долине
правого притока р. Лев. Десс (Фотиев, 1965).
В артезианских и адартезианских наложенных бассейнах к зоне
затрудненного водообмена могут быть отнесены воды горизонтов, рас-
положенных ниже местного базиса эрозии на глубинах примерно 400—
500 м.
При определении мощности зоны затрудненного водообмена в нало-
женных бассейнах необходимо учитывать: 1) значительные (выше
1000 м} абсолютные отметки дневной поверхности рассматриваемых
структур; 2) интенсивную тектоническую трещиноватость водоносных
комплексов и наличие сквозных тектонических зон, пересекающих как
бассейны, так и вмещающие их кристаллические породы фундамента.
Сочетание этих факторов способствует формированию высокона-
порных артезианских вод и обусловливает возможность их разгрузки
в наиболее глубоко врезанных речных долинах уже за пределами самих
бассейнов, в области развития кристаллических и метаморфических
пород (Вельмина, 1959; Фотиев, 1965).
Приведенные данные свидетельствуют о весьма благоприятных
условиях формирования здесь мощной зоны затрудненного водообмена,
охватывающей осадочный комплекс бассейна мощностью 2—3 км.
Естественные ресурсы подземных вод здесь весьма значительны. Об
этом свидетельствуют высокая производительность артезианских сква-
жин и притоки воды в горные выработки.
Благоприятные условия Движения подземных вод в сочетании с от-
носительно слабой растворимостью терригенных пород, слагающих
большую часть геологического разреза бассейнов описываемого типа,
обусловливают сравнительно низкую минерализацию подземных вод,
лишь незначительно превышающую 1 г/л при гидрокарбонатно-хлорид-
ном или сульфатном натриевом составе. Воды источников газируют
сероводородом.
В гидрогеологических структурах Верхояно-Колымской складчатой
области зона затрудненного водообмена изучена слабо. Более отчет-
ливо исследована она в Яно-Индигирском криогенном напорном бас-
сейне, в пределах которого затрудненный водообмен характерен для
основной водоносной зоны подмерзлотной трещиноватости. По суще-
ству она представляет собой переуглубленную зону выветривания, пере-
крытую водоупорными многолетнемерзлыми породами и питающуюся
по отдельным локальным таликовым окнам. Поэтому можно считать,
что зона затрудненного водообмена в гидрогеологическом разрезе рас-
положена непосредственно ниже границы многолетнемерзлых пород
(на глубинах 250—400 м), а ее мощность от 10 до 50 м, т. е. соответст-
вует мощности зоны повышенной трещиноватости. Естественные ресурсы
подземных вод весьма невелики вследствие затрудненного питания.
ГИДРОДИНАМИЧЕСКАЯ И ГИДРОХИМИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ
227
а также сравнительно низких водоносных свойств трещиноватых пород.
Эти подземные воды гидрокарбонатные натриевые с минерализацией
до 0,5 г/л, но чаще от 0,1 до 0,3 г/л.
В пределах Приомолонского криогенного напорного бассейна под-
земные воды зоны затрудненного водообмена не исследованы.
В гидрогеологических массивах Восточной Якутии затрудненным
водообменом, по-видимому, могут обладать локальные трещиноватые
зоны под многолетнемерзлыми породами или глубокие горизонты кар-
стовых массивов, расположенные ниже дренирующих речных долин.
Первые характерны для массивов, сложенных терригенными породами,
вторые — для таковых, сложенных карбонатными породами. Мощность
зоны затрудненного водообмена в гидрогеологических массивах пер-
вого типа весьма невелика — не более мощности подмерзлотной тре-
щиноватой зоны. Положение этой зоны в разрезе определяется интер-
валом глубин в 250—400 м ниже дна речных долин. В массивах, сло-
женных карбонатными породами, к зоне затрудненного водообмена
принадлежит область развития глубокого карста. Мощность послед-
него здесь не выявлена, предположительно она составляет несколько
сотен метров.
Естественные ресурсы подземных вод зоны затрудненного водооб-
мена гидрогеологических массивов не изучены. Можно лишь предпо-
лагать, что они весьма незначительны в гидрогеологических массивах
первого типа и достаточно велики в массивах второго типа.
В наложенных мезо-кайнозойских артезианских бассейнах Вер-
хояно-Колымской складчатой области зона затрудненного водообмена
должна пользоваться широким распространением, однако воды ее со-
вершенно не исследованы. Лишь в одном из них—Момо-Селеннях-
ском — известен солоноватый источник, минерализация воды которого
варьирует от 2 до 11 г/л в зависимости от времени отбора пробы.
В артезианских бассейнах Восточной Якутии зона затрудненного
водообмена, вероятно, отсутствует.
Зона весьма затрудненного водообмена. Зона весьма затрудненного
водообмена наиболее широко развита на территории артезианских бас-
сейнов Якутии.
В пределах Алданского гидрогеологического массива и приурочен-
ных к нему наложенных впадин она ие вскрыта и, судя по общим гид-
рогеологическим условиям, если и имеет место, то представлена локаль-
ными скоплениями трещинно-жильных подземных вод, не имеющих
регионального распространения. Примерно та же картина наблюдается
и в пределах Алданского крыла Якутского артезианского бассейна, за
исключением центральных частей Амгинского и Майского артезианских
бассейнов третьего порядка, глубокие водоносные горизонты которых,
вероятно, находятся уже в условиях весьма затрудненного водообмена.
В Лено-Вилюйском бассейне весьма затрудненный водообмен под-
земных вод глубоких водоносных горизонтов мезозойской части раз-
реза обусловлен распространенными в данном случае региональными
водоупорами. Мощность этой зоны достигает нескольких тысяч метров.
Минерализация подземных вод Мезозойской части разреза Лено-
Вилюйского бассейна сравнительно невысокая — десятки граммов на
литр с преимущественно хлоридным натриевым составом подземных
вод. Она отвечает терригенному составу пород, слагающих водоносные
комплексы.
В пределах Тюнгского крыла Якутского бассейна, Оленекского
артезианского бассейна второго порядка и Оленекского крыла Тунгус-
ского артезианского бассейна в силу сплошного распространения мощ-
ных многолетнемерзлых пород предполагается распространение зоны
228 ГЛАВА IV ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМН. ВОД
весьма затрудненного водообмена непосредственно в основании этих
пород. Это подтверждается высокой соленостью подмерзлотных вод,
представляющих собой хлоридные натриевые рассолы с минерализа-
цией 50—100 г/л, причем с глубиной минерализация подземных вод
существенно увеличивается.
В Верхне-Вилюйском артезианском бассейне второго порядка воды
описываемой зоны не вскрыты.
В Средне-Ленском бассейне зона весьма затрудненного водообмена
широко представлена солеными водами и рассолами. Они вскрыты,
в частности, в Березовском бассейне третьего порядка. Значительные
мощности осадочного чехла в сочетании с галогенными фациями обус-
ловливают высокую минерализацию подземных вод зоны весьма затруд-
ненного водообмена Средне-Ленского бассейна и большую ее мощность,
измеряемую километрами. В то же время низкие коллекторские свой-
ства пород, слагающих водоносные комплексы, позволяют судить
о сравнительно незначительных естественных ресурсах глубоких под-
земных вод этой структуры.
Особый интерес представляет формирование зоны весьма затруд-
ненного водообмена наиболее северных артезианских и криогенных
напорных бассейнов. Так, в Анабаро-Оленекском бассейне вследствие
сплошного распространения мощной многолетнемерзлой зоны весьма
затрудненным водообменом характеризуются водоносные комплексы,
расположенные непосредственно в основании мерзлых пород. Минера-
лизация этих вод сравнительно невелика (около 10 г/л), они хлорид-
ные натриевые.
Не исследованы подмерзлотные воды зоны весьма затрудненного
водообмена Индигиро-Колымского и Колымского артезианских бассей-
нов, вскрытые только на месторождении Депутатском, где минерали-
зация их около 2 г/л, а состав хлоридно-сульфатный кальциево-маг-
ниевый.
Некоторые представления о подмерзлотных водах зоны весьма
затрудненного водообмена Яно-Омолойского криогенного бассейна
'можно составить на основании разведки подземных вод в бухте Тикси.
Подземные воды выведены с глубины более 600 м, и, хотя скважина
находится близ побережья, пьезометрическая поверхность распола-
гается на глубине 70 м ниже уровня моря. Минерализация вод дости-
гает всего 2,2 г/л.
В пределах остальных криогенных напорных бассейнов региональ-
ное распространение зоны весьма затрудненного водообмена малове-
роятно, скорее всего весьма затрудненным водообменом могут обла-
дать лишь отдельные скопления подземных вод, приуроченные к глу-
боким тектоническим разломам.
Сопоставляя между собой условия формирования всех четырех зон,
можно видеть, что развитие зоны свободного, затрудненного и весьма
затрудненного водообмена определяется такими относительно стабиль-
ными факторами, как эпейрогенические и орогенические движения,
интенсивность агентов эрозии, неотектонические процессы, явления
выщелачивания. На формирование же зоны осложненного водообмена
действуют такие переменные во времени факторы, как климат и его
колебания, интенсивно идущая термическая эрозия и процессы про-
мерзания.
В заключение необходимо еще раз подчеркнуть, что многолетне-
мерзлые породы во многом осложняют привычное выделение зон раз-
личного водообмена. Мощность, ресурсы подземных вод и соотноше-
ние различных зон водообмена в пределах Якутии весьма изменчивы
ГИДРОДИНАМИЧЕСКАЯ И ГИДРОХИМИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ
229
и определяются не только геолого-структурными, но и мерзлотными
условиями.
Наряду с вертикальной поясностью отчетливо намечается широт-
ная зональность, являющаяся следствием снижения в южном направ-
лении 'мощности и сплошности мерзлой зоны, а также изменения кли-
матических условий. Эта зональность проявляется прежде всего в по-
следовательном возрастании с севера на юг мощности зоны свободного
водообмена и связанным с ней увеличении естественных ресурсов под-
земных вод. В том же направлении происходит и общее увеличение
минерализации вод зоны свободного водообмена. На фоне возрастания
минерализации наблюдаются азональные воды, обязанные своим появ-
лением выщелачиванию соленосных пород, выходящих на дневную
поверхность, и процессам континентального засолонения. В северном
направлении, наоборот, возрастает значение зоны затрудненного водо-
обмена, которая дальше на севере уступает место зонам весьма затруд-
ненного и осложненного водообмена.
В горноскладчатых районах широтная зональность подземных вод
сменяется вертикальной поясностью, подчиненной общей вертикальной
поясности горных стран.
ФОРМИРОВАНИЕ ХИМИЧЕСКОГО СОСТАВА
ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Разнообразные и сложные процессы формирования химического
состава подземных вод Якутии изучены слабо и не могут быть осве-
щены достаточно полно. Имеется лишь возможность охарактеризовать
в какой-то мере некоторые из них, свойственные различным гидроди-
намическим зонам.
ВОДЫ ЗОНЫ СВОБОДНОГО ВОДООБМЕНА
Формирование химического состава подземных вод этой зоны обя-
зано в основном процессам выщелачивания, в меньшей степени для
отдельных типов надмерзлотных вод процессам вымораживания и
мерзлотного концентрирования. Наконец, на ограниченных по площади
участках на формирование химического состава надмерзлотных вод
влияют процессы континентального засолонения.
Воды выщелачивания. В формировании вод выщелачивания суще-
ственную роль играют атмосферные осадки, краткая характеристика
которых приведена ниже *.
Химический состав атмосферных осадков на территории Якутии
изучен слабо. Пробы дождевых вод и снега отбирались сотрудниками
Института мерзлотоведения СО АН СССР. Всего было отобрано
133 пробы**, из них 40 в Южной (район пос. Чульман и Чарская кот-
ловина), 4 в Восточной (верховья р. Индигирки), остальные в Цент-
ральной (Лено-Вилюйский артезианский бассейн) Якутии. Имеющиеся
данные свидетельствуют о том, что минерализация атмосферных осад-
* Раздел написан Н. П. Анисимовой.
** Снег для анализа брали во время его выпадения с заранее установленных для
этой цели листов фанеры. В отдельных пунктах пробы отбирались по разрезу снежного
покрова в конце зимы. Дождевые воды собирали в большие эмалированные, химически
чистые тазы, а также в бутылки через специальные воронкообразные сборники из кле-
енки, предварительно обмытые дистиллированной водой. Дли определении агрессивности
дождевой воды ее собирали в бутылки с мрамором. Химические анализы проводились
обычными объемными методами. Сумма щелочных катионов вычислялась по разности
сумм анионов и катионов.
230 ГЛАВА IV. ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМН. ВОД
Таблица 58*
Химический состав втмосферных осадков территории Якутии
Внд пробы н условия отбора Время отбора пробы Мине- рализа- ция, г/л ,, мгл Компоненты. -— %-экв
Na+K Mg Са Cl SO. НСО3
Центральнвя Якутия
Левый бере г р. Лены в окрестности х г. Якутска
Снег в лесу, нижний слой III 1962 г. 0,005 0,8 1,1 1,3 39,8 Нет 3,4 60,2
39,8 60,2
Там же, верхний слой III 1962 г. 0,005 0,5 1,6 0,7 20,0 4,9 80,0
20,0 80,0 »
Снег в городе, ннжний слой III 1962 г. 0,017 0,5 0,6 5,4 1,5 12,4 18,5 87,6
6,2 15,4 78,0
Дождь обложной через 6 ч после начала VII 1965 г. 0,005 1,6 Нет 0,3 0,6 22,6 4,0 77,4
82,2 17,8 •
через 12 ч после начала VII 1965 г. 0,005 1,9 0,2 0,5 15,6 4,9 84,4
89,6 10,4 •
Дождь продолжитель- ный VI 1965 г. 0,006 1,3 0,1 0,6 1,0 25,6 4,3 74,4
60,6 8,6 30,8 * •
IX 1965 г. 0,003 1,2 0,1 0,1 0,8 37,9 2,2 62,1
89,0 8,6 н.о N
Правый бере Снег с глубины 15 см г р. Лены II 1966 г. в р 0,009 1 й о н е 2,7 РУЧ. 0,3 У л а х < 0,6 1 н - Т а 2,0 р ы н Нет » 7,4
67,2 14,4 18,4 32,2 67,8
То же с глубины 15—30 см II 1966 г. 0,006 1,5 0,1 0,8 2,0 3,8
57,0 7,5 35,5 47,9 • 52,1
Дождь продолжитель- ный (12 ч) IX 1965 г. 0,006 1,5 Нет 0,8 1,1 4,5
61,9 ~~38Д- 29,5 я 70,5
Дождь обложной VI 1965 г. 0,033 2,0 3,9 5,5 4,2 34,9
12,8 47,0 40,2 17,1 » 82,9
В р а I Снег в лесу 1 о н е н и ж IV 1960 г. «его 0,008 течен 3,0 ия р. Нет Вилю 0,4 Я 2,0 5,8
85,6 14,4 36,8 63,2
Дождь VII 1960 г. 0,002 0,4 од 0,3 1,0 0,3
18,0 40,0 42,0 15,0 9 85,0
Ю жная 5 (кутия
В районе по с. Чульман 2,1 0,3 1,3 6,7
Снег с глубины 30 см XI 1960 г. 0,008 1,0 Нет
29,0 71,0 7,0 19,0 74,0
Дождь ливневый VII 1960 г. 0,006 1,1 1,4 1,4 0,05 4,6
41,0 * • 59,0 34,0 1,0 65,0
VIII 1960 г. 0,003 0,6 0,6 1,0 Нет 1,5
46,0 и 54,0 54,0 46,0
ГИДРОДИНАМИЧЕСКАЯ И ГИДРОХИМИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ
231
Продолжение табл. 58*
Вид пробы и условия отбора Время отбора пробы Мине- рализа- ция, г/л .. мг!л Компоненты, %-эк в
Na+K Mg Са С1 so. НСО3
Дождь обложной VI 1960 г. 0,004 0,9 Нет » 0,6 0,7 Нет в 3,0
57,0 43,0 29,0 71,0
Дождь (Пос. Дыбы) Север VII 1965 г. о-востс 0,006 ж Якуп 1,6 «и Нет » 1,0 0,7 Н^т 6,1
58,0 42,0 16,0 * 84,0
, (пос. Усть-Нера) То же VII 1966 г. VIII 1966 г. 0,010 0,008 3,8 0,4 4,3 3,7
91,7 2,9 я 8,3 0,4 68,3 2,8 * » 31,7 3,7
88,1 а я 11,9 59,4 » 40,6
* Составлена по данным Н. П. Анисимовой (Центральная Якутия), И. Г. Арте-
менко и С. М. Фотнева (Южная Якутия), Н. Н. Индолевой и В. М. Пнгузовой (Во-
сточная Якутия).
ков, выпадающих приблизительно в одно и то же время в разных райо-
нах Якутии, неодинакова. В основном это связано с неоднородной сте-
пенью запыленности атмосферы взвешенными частицами пород и солей,
а вблизи населенных пунктов — и топочными газами. Характерные ана-
лизы осадков приведены в табл. 58 *.
В районах Центральной Якутии (Лено-Вилюйский артезианский
бассейн) минерализация дождевых вод изменяется от 0,002—0X103 до
0,06 г/л. Наименьшие минерализации характерны для длительного
дождя, в то время как его первые порции более минерализованы.
Большое влияние на минерализацию дождевых вод оказывает также
засоленность почвенного покрова (наличие солонцов и солончаков),
в результате чего на таких участках (правобережье р. Лены) минера-
лизация первых порций дождя достигает 0,04—0,06 г/л с медленным
последующим понижением.
Минерализация снеговой воды колеблется от 0,005 до 0,017 г/л
и также в значительной степени зависит от «загрязненности» атмос-
феры. Наиболее высокая минерализация снега (до 0,017 г/л\ отме-
чается в пробах, отобранных на территории г. Якутска. Расчеты
показывают, что при средней годовой сумме осадков, равной 200 мм,
с ними на 1 км2 поверхности земли в центральных районах Якутии
вносится от 1 до 1,5 г растворенных солей. В дождевых водах так же,
как и в снеговых, преобладают гидрокарбонаты натрия. В меньшем
количестве в них содержатся хлориды натрия и гидрокарбонаты нат-
рия. Однако это соотношение солей в составе атмосферных вод может
изменяться для отдельных участков.
В Южной Якутии (преимущественно Чульманский бассейн) коли-
чество атмосферных осадков в 2—3 раза больше, чем в Центральной,
и с ними, по подсчету С. М. Фотиева (1965), на 1 км2 поверхности
земли выпадает до 10 т растворенных солей. Минерализация дожде-
* В табл. 58 не приведены результаты анализов с аномально высокой и аномаль-
но низкой минерализацией осадков.
232 ГЛАВА IV. ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМН. ВОД
вых вод изменяется здесь от 0,003 до 0,03 г/л. Она наиболее значи-
тельна в начале лета. Снеговые воды, отобранные вблизи пос. Чуль-
ман, имеют минерализацию 0,013—0,025 г/л, а на пойме р. Чульман —
0,003—0,005 г/л. В составе дождевых и снеговых вод преобладают гид-
рокарбонаты натрия, хотя в отдельных местах и в отдельные периоды
года наблюдается и гидрокарбонатный кальциевый и даже хлоридный
натриевый состав дождевых, а иногда и снеговых вод. Ряд проб дождя
содержит сульфаты (0,0001—0,0015 г/л), присутствие которых С. М. Фо-
тиев объясняет «загрязненностью» атмосферы газами от сгорания камен-
ного угля.
Химические анализы дождевых вод, отобранных Т. В. Головановой
в 1962 г. в районе Чарской котловины, приблизительно в 400 км запад-
нее пос. Чульман, свидетельствуют об их слабой минерализации, изме-
няющейся от 0,003 до 0,0075 г/л. При этом, если в июле и августе в их
составе наряду с гидрокарбонатами преобладают и хлориды натрия,
то осенью преобладающими становятся только гидрокарбонаты
натрия.
Для Восточной Якутии имеются результаты анализов только четы-
рех проб дождевых вод, отобранных В. М. Пигузовой и В. В. Шепеле-
вым (аналитик Э. В. Кан) в верхнем течении р. Индигирки (см. табл.
58). Минерализация этих вод изменяется от 0,006 до 0,010 г/л. Состав
вод либо хлоридно-гидрокарбонатный, либо гидрокарбонатно-хлорид-
ный натриевый при слабокислой реакции (pH-5,9—6,6) и полном отсут-
ствии кремнекислоты.
Обобщая данные о составе атмосферных осадков в Якутии, следует
подчеркнуть, что они принадлежат к группам сверхпресных и наиболее
пресных вод * при наиболее распространенных величинах минерали-
зации 0,005 до 0,020 г/л. В составе их, независимо от места отбора
проб, преобладают гидрокарбонаты и хлориды натрия, отсутствуют
сульфаты и низки содержания кальция. Более высокие значения мине-
рализации отмечаются в дождях первой половины лета, низкие — во
второй половине.
Особенности химического состава конденсационных вод. Процессы
конденсации играют определенную роль при формировании ресурсов
надмерзлотных вод. Можно предполагать, что наличие постоянной отри-
цательной температуры на небольшой глубине (1—3 м от поверхности
земли) при достаточно высоких летних температурах воздуха создает
благоприятные условия для конденсационного питания вод (Толстихин,
1941). Особенно благоприятны участки преимущественно крупноглыбо-
вых и песчаных элювиально-делювиальных осыпей в горных районах
востока и юга Якутии.
Этот вопрос изучался в горных районах бассейна р. Колымы на
территории Магаданской области И. Т. Рейнюком (1959). Автор при-
шел к выводу, что конденсация водяных паров в сезонноталом слое
зависит от особенностей и состава грунтов. «На наклонных поверхно-
стях рельефа в каменных осыпях конденсация в среднем за год дости-
гает 100 мм, в суглинистых и торфяных почвах, по явно заниженным
данным, — около 50 мм (за три летних месяца), а в песчаных — от 200
до 600 мм». «Конденсация в деятельном слое развивается в тех слу-
чаях, когда на область вечной мерзлоты надвигается теплая и влаж-
ная воздушная масса и происходит резкое увеличение влажности воз-
духа относительно влажности почвенного воздуха» (стр. 260).
* Здесь и далее при описании используется классификация вод М. С. Гуревича
и Н. И. Толстихина (1961).
ГИДРОДИНАМИЧЕСКАЯ И ГИДРОХИМИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ
233
Минерализация и химический состав конденсационных вод зави-
сят от литологического состава вмещающих пород.
При конденсации паров воздуха в трещинах труднорастворимых
пород (гранитов, кварцитов, песчаников и т. д.) образующиеся воды
обладают незначительной минерализацией, обычно близкой к минера-
лизации атмосферных осадков (несколько миллиграммов на литр), и
относятся к группе сверхпресных вод.
Примером вод, происхождение которых связано с процессами кон-
денсации, может служить, вероятно, источник в верховьях руч. Юрского
(Алданский гидрогеологический массив), берущий начало из-под глыб
песчаников юрского возраста. Состав воды источника летом 1962 г.
оказался следующим (Кондратьева и др., 1962):
М НСОз65 С135 у. _ о
\),01 Са 40 Mg 35 Na 25 рП ’
При образовании конденсационных вод в породах, легко поддаю-
щихся процессам выветривания, минерализация может быть значи-
тельно выше. Так, О. Н. Толстихин в августе 1963 г. в долине р. Ка-
менки (правый приток Колымы) у пос. Тыннах исследовал конденса-
ционные источники, приуроченные к основанию осыпей, сложенных про-
дуктами выветривания кристаллических сланцев и мраморов верхнего
протерозоя с гнездами вторичных гипсов, и установил, что за счет раст-
ворения последних минерализация вод источников возрастает от 0,16
до 0,31 г/л при содержании сульфат-иона до 100 мг/л. Эти воды имеют
следующий состав:
М0,з Са95 Mg 4 Na 1 Т 5,4 С; pH 7,8; H2S1O3 15 мг/л.
Для химического состава конденсационных вод, формирующихся
в осадочных и метаморфических карбонатных и песчано-глинистых поро-
дах, характерны преобладание в катионной части кальция и весьма раз-
личная степень минерализации.
Особенности химического состава инфильтрационных вод. Процессы
инфильтрации играют определяющую роль при формировании ресурсов
и состава вод зоны свободного водообмена на большей части терри-
тории Якутии.
Наличие многолетнемерзлых пород и низкие температуры в верхней
части разреза определяют специфику процессов химического взаимо-
действия пород и подземных вод. Процессы эти изучены еще очень
слабо. Гипергенные процессы при отрицательных температурах
И. А. Тютюнов (1959) предлагает выделить в группу процессов крио-
генеза. Им установлено, что наряду с реакциями обмена катионов при
отрицательных температурах происходит химическое выветривание гор-
ных пород и минералов аналогично тому, как это происходит и при
положительных температурах (Тютюнов, 1951).
Наибольшим распространением в зоне свободного водообмена поль-
зуются гидрокарбонатные воды, а на участках гипсоносных и соленос-
ных пород — сульфатные и хлоридные.
Наиболее пресные (0,01—0,03 г/л) воды преимущественно
распространены на отдельных участках хребтов Черского и Верхоян-
ского и хребтов Южной Якутии, представляющих собой водоразделы,
промороженные на глубину нескольких сотен метров. Приурочены воды
в основном к аллювиально-делювиальным, часто грубообломочным,
иногда глыбовым развалам и россыпям изверженных пород (гранитов
архея и мезозоя). В питании наиболее пресных вод основную роль
234 ГЛАВА IV. ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМН. ВОД
нитов мезозойского возраста на аос.
100 Г
Число случаев,
Si02, % от минерализации
Рис. 34. График зависимости содержания кремие-
кислоты от минерализации подземных вод. Со-
ставила Р. С. Кононова
играют атмосферные осадки, меньшую — процессы таяния ледников и
конденсации.
Состав вод этой группы весьма однообразен, преимущественно гид-
рокарбонатный натриевый. Гидрокарбонаты составляют 80—50% от
общего содержания анионов. Типичным представителем может служить
состав воды источника в бассейне р. Чибагалаах, выходящего из гра-
отм. 1400 м (данные В. Ф. Шиш-
киной за 1960 г.). Состав их
следующий:
м НСО3 71 С120 SO49
М0.02 Na71Ca20Mg9 *
Исключение составляют во-
ды, формирующиеся в гранитах,
несущих сульфидную вкраплен-
ность, в которых сульфаты не-
сколько превышают гидрокарбо-
наты. В этих случаях состав ха-
рактеризуется следующей фор-
мулой (источник в бассейне
р. Эрикит выше впадения
руч. Прозрачного на абс. отм.
1300 м; данные В,- Ф. Шишкиной
за 1960 г.):
„ SO4 41 НСО3 39 С120
мо,оз Na 81 Са19
Преобладание натрия среди
катионов (от 60 до 80%) обус-
ловлено натриевым составом ат-
мосферных осадков в этих райо-
нах (см. выше) и циркуляцией
вод в изверженных породах кис-
лого состава.
Для вод характерна высокая
агрессивность и слабокислая (ре-
же нейтральная) реакция среды
(pH от 5 до 7). Хлор-ион в этих
водах в основном атмосферного происхождения содержится в количест-
вах от 2 до 5 мг/л (редко выше) и составляет 10—20% от анионного
состава.
В водах много свободной углекислоты атмосферного происхожде-
ния— от 8—10 до 25—30 мг/л. Большую роль в минерализации вод
играет кремнезем, содержание которого составляет в основном 20—30%,
а в отдельных случаях и 60—70% от общей минерализации (рис. 34).
В кристаллических породах горных районов рассматриваемые воды
входят в самую верхнюю гидродинамическую зону, которая характе-
ризуется широким развитием процессов физического выветривания и
кратковременностью соприкосновения воды с породой (интенсивный
водообмен).
Наиболее пресные воды так же широко распространены в примор-
ских низменностях в элювиальных, флювиогляциальных и болотных
отложениях и в осадках речных долин.
По происхождению это либо дождевые воды, либо (в меньшей сте-
пени) воды вытаивания жильных льдов. По условиям циркуляции они
поровые надмерзлотные. По составу аналогичны вышеописанным во-
ГИДРОДИНАМИЧЕСКАЯ И ГИДРОХИМИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ
235
дам—'преимущественно бессульфатные гидрокарбонатные натриевые
с содержанием хлор-иона 3—5 мг/л. Представителем может служить
источник в приустьевой части долины р. Лены в бассейне руч. Тигие,
выходящий из песков четвертичного возраста, залегающих на песча-
ных отложениях Сп (данные С. И. Трошина и др. за 1965 г.). Состав
вод характеризуется следующей формулой:
лд НСО3 83 С117
мо,020 Na 72 Са 28 ’
Очень пресные воды с минерализацией от 0,03 до
0,1 г/л характерны для значительной части территории Якутии и осо-
бенно широко распространены в пределах описываемой гидродинами-
ческой зоны. По условиям циркуляции они относятся к надмерзлотным
поровым, порово- и трещинно-пластовым и трещинным. Рассматривае-
мые воды формируют свой состав в юрских отложениях и метаморфи-
ческих протерозойских породах юга Якутии, отложениях мезозоя и
верхнего палеозоя востока и кристаллических породах северо-запада и
юга описываемой территории. Таким образом, очень пресные воды
образуются в различных по составу и сложению водоносных породах,
за исключением карбонатных, гипсоносных и соленосных. Характерные
представители этой группы вод приведены в табл. 59.
Анионный состав очень пресных вод, как и предыдущей группы,
характеризуется значительным преобладанием гидрокарбонатов, содер-
жание которых в большинстве случаев составляет 60—90% от общего
состава анионов.
Характерно отсутствие сульфатов в надмерзлотных водах и водах
глубоких горизонтов, находящихся в условиях интенсивного водообмена
(горные районы). Появление сульфатов связано с водоносными поро-
дами, несущими сульфидную вкрапленность, и с угленосными пирити-
зированными отложениями. Причем абсолютные содержания сульфа-
тов обычно низкие и составляют 5—6 мг/л, но иногда достигают 20—
25 мг/л.
По величине pH воды принадлежат к группе слабокислых либо
нейтральных, реже слабощелочных вод.
В минерализации вод значительную роль играет кремнезем. Он
составляет 10—40%, а иногда и более от общей минерализации (см.
рис. 34). Поэтому воды могут быть отнесены к кремнево-карбонатным.
Особенно велико значение кремнезема при формировании вод в эффу-
зивных породах (см. табл. 59, № 7).
В катионном составе описываемых вод наряду с натрием большая
роль принадлежит кальцию. Широкое развитие кальциевых вод явля-
ется указанием на дальнейший этап метаморфизации химического сос-
тава атмосферных вод, питающих воды зоны свободного водообмена.
Преобладание натрия в катионном составе определенной части вод
источников обусловливается, вероятно, следующими явлениями: цирку-
ляцией вод в изверженных и метаморфических породах кислого сос-
тава (см. табл. 59, № 6, 7), формирование части надмерзлотных вод
за счет выщелачивания оглеенных почв (см. табл. 59, № 2) и периоди-
ческим промораживанием надмерзлотных вод.
Нормально пресные (0,1—0,5 г/л) воды связаны преиму-
щественно с водоносными комплексами, в сложении которых участвуют
незагипсованные и незасоленные карбонатные отложения кембрия и
нижнего палеозоя.
По условиям циркуляции воды относятся к надмерзлотным порово-
трещинным, подмерзлотным трещинно-пластовым или трещинно-кар-
стовым и в редких случаях — к карсто»во-жильным.
236 ГЛАВА IV. ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМН. ВОД
Таблица 59*
Химический состав очеиь пресных вод зоиы свободного водообмена
№ п/п Место отбора проб; тип вод Водовмещающие породы Формула химического состава
Западная Якутия
1 Левый берег р. Пура в бассейне р. Оленека; иадмерзлотиые Делювий на битуминозных песчаниках (Р) Озерно-болот- ные образова- ния на нижне- меловых отло- жения (Cri) нсо39о а ю
о.обз- Са 60 Na 33 Mg 7
2 Приустьевая часть до- лины р. Лены на левом берегу руч. Тинкээн; надмерзлотные НСОз 95 CI 5
iV1 0,094 Na 89 Са 11
Южная Якутия
3 Тимптонские источники в 28 км ниже устья р. Чульман; трещинно- пластовые подмерзлот- ные Песчаники (J) м НСО3 88 Cl 8 SO, 4
и’иаа Mg 51 Са 39 Na 10 pH 7,5
4 Субаквальный источ- ник в долине руч. Ни- колкин Ключ ниже мо- ста на АЯМ; трещинные подмерзлотные Кристалличе- ские сланцы, кальцифиры (А) НСОз 38 Cl 35 SO, 27
1,10,080 Mg 61 Na 21 Ca 18
Восточная Якутия
5 Подрусловый поток в долине р. Бол. Куобах- Бага; поровые надмерз- лотные Сланцы, песча- ники, конгломе- раты (Ji + T3) 1\\г, Л1-~ НСОз 50 SO, 36 CI 14
0,0Ь7 Ca 82 Mg 18
6 7 Источник у наледи в долине руч. Дымка; тре- щинные подмерзлотные Восходящий источник в долине руч. Ренкан- джа; трещинные под- мерзлотные Граниты, гра- нодиориты (yMz) Эффузивы (Сг) М„ ™ НСОз 75 SO, 15 Cl 10
1 ‘0,036 Na 42 Ca 40 Mg 18 SiO3 42 НСОз 33 SO, 17
1П0,040' Na 67 Ca27 Mg 6 H2 SiO310,6; pH 6,6
* Составлена по данным: А. И. Косолапова за 1961 г. (1); С. И. Грошина за
1962 г. (2); Н. А. Вельминой и В. В. Узембло за 1955 г. (3, 4); В. Ф. Шишкиной за
1960 г. (5, 6, 7).
Хорошая растворимость водоносных пород и легкая разрушаемость
их при углекислотном выветривании обусловливают минерализацию вод
зоны свободного водообмена до 0,3, реже 0,5 г/л. В анионном составе
преобладают гидрокарбонаты, составляющие обычно 70—90% от об-
щей минерализации.
В надмерзлотных водах северных районов сульфаты обычно отсут-
ствуют, но па мере продвижения к югу — к территории островного
распространения многолетнемерзлых пород содержание их увеличива-
ется до 15—30% от анионного состава. Повышенное содержание суль-
ГИДРОДИНАМИЧЕСКАЯ И ГИДРОХИМИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ
237
фатов в нормально пресных водах южных районов объясняется, по-ви-
димому, более интенсивно идущими здесь процессами химического
выветривания.
Содержание иона хлора в анионном составе обычно невелико —
3—5 мг/л (редко 10—12 мг/л), за исключением тех участков, где зона
свободного водообмена пополняет свои ресурсы за счет более глубоких
горизонтов минерализованных вод. В катионном составе преобладает
кальций, лишь на участках доломитизации происходит образование
магниевых вод. Карбонатность водоносных пород обусловливает посто-
янно выдержанную щелочную реакцию воды (pH-7, 1—8,5). Содержа-
ние кремнезема в этих водах резко снижено и составляет обычно 1—
5% от минерализации, но в единичных случаях достигает 30—40 и
даже 50% (см. рис. 34).
В целом для этих вод характерно однообразие химического сос-
тава, хотя формирование их происходит в весьма различной природной
обстановке.
Нормально пресные воды с преобладающей минерализацией 0,1—
0,3 г/л пользуются также широким развитием в низкогорье горносклад-
чатой области востока и в нижних частях зоны свободного водообмена
юга Якутии (см. гидрохимическую схему на гидрогеологической карте,
прилож. 1). По условиям циркуляции это трещинные, трещинно-пла-
стовые воды регионального подземного стока, имеющие протяженные
пути движения и формирующие свой состав за счет длительного про-
цесса выщелачивания водоносных пород. По составу они гидрокарбо-
натные кальциевые слабо щелочные или нейтральные (табл. 60).
Преснова тые воды (0,5—1,0 г/л) пользуются весьма ограни-
ченным развитием в зоне свободного водообмена и приурочены преиму-
щественно к участкам гипсоносных, соленосных или пиритизирован-
ных пород (Ангаро-Ленский артезианский бассейн, Алданское крыло
Якутского артезианского бассейна, Средне-Ленский артезианский
бассейн).
Эти воды образуются либо путем выщелачивания перечисленных
типов отложений, представляя собой начальную стадию формирования
химического состава трещинно-пластовых вод, либо путем смешения
минерализованных гидрокарбонатных кальциевых вод с солоноватыми
или солеными сульфатными и хлорцдными водами (табл. 61).
По химическому (довольно пестрому) составу пресноватые воды
относятся к гидрокарбонатным кальциевым и реже магниевым, суль-
фатным кальциевым и, наконец, к хлоридным натриевым при нейтраль-
ной либо слабощелочной реакции.
Отметим, что воды указанной минерализации обычны для зоны
свободного водообмена районов, не охваченных широким развитием
многолетнемерзлых пород. В Якутии же зона свободного водообмена
ограничена, как правило, хорошо промытым сезонноталым слоем, вода
которого обладает меньшей минерализацией. Поэтому лишь на отдель-
ных площадях островного развития многолетнемерзлых пород, сложен-
ных легко выщелачиваемыми отложениями, создаются условия, благо-
приятные для формирования в короткое лето пресноватых вод.
Слабо солоноватые воды (1,0—3,5 г/л) в зоне свободного
водообмена имеют региональное распространение в отложениях верх-
него кембрия, ордовика и силура на территории Ангаро-Ленского и
юго-западной части Якутского бассейнов.
Состав их довольно однообразный — сульфатный кальциевый за
счет выщелачивания гипса из пород; минерализация обычно не превы-
шает 2—3 г/л. Она определяется пределом растворимости сульфатов
кальция (табл. 62). Подтверждением формирования состава за счет
238 ГЛАВА IV. ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМН. ВОД
Таблица 60*
Химический состав нормально пресных вод зоны свободного водообмена
№ п/п Место отбора пробы; тип вод Водовмещающие породы, геологиче- ский возраст Формула химического состава
Западная Якутия
5 Источник на правом берегу р. Нюи; трещин- Известняки. М 0,48’ НСО3 43 SO, 37 Cl 20
доломиты; о. Mg 51 Na 25 Ca24
7 но-пластовые и трещнн- но-карстовые Источник иа левом бе- регу‘р. Чары, в 0,8 км ниже руч. Улахан-Ку- рунг; трещниио-пласто- вые Известняки; Сгп1 м 0,36" НСОз 47 Cl 32 SO, 18 CO33 Ca41 Na 32 Mg 27
8 Источник на правом м НСОз 90 SO, 9 Cl 1
берегу р. Олекмы, в 1,2 км выше руч. Хадар; трещинно-пластовые 0,23" Ca 61 Mg 32 Na 7
Южная Якутия
ц Рудник Лебединый; трещниио-пластовые Доломиты; м 0,22 НСОз 97 Cl 2 SO, 1
Ca 59 Mg 36 Na 5
12 Источник на правобе- режье р. Бол. Ннмныр, в руч. Славы; карстовые То же м HCO3 98 SO, 1 Cl 1
и,172 Ca33 Mg 33 Na 33
Восточная Як у Т И Я
13 14 В осходящнй источник в долине р. Кыры (севе- ро-восточный склон хр. Тас-Хаяхтах); тре- щинно-жильные Лагерный нсточинк на северо-восточном склоне хр. Тас-Хаяхтах; тре- щинно-карстово-жнль- ные Ичнастнятгн. м 0,24’ НСОз 93 Cl 4 SO,3
сланцы; То же Pz м Ca 54 Mg 42 Na 4 pH 6,1; H2SiO3 10,5 НСОз 78 SO, 16 Cl 6
0,23 Mg 42 Ca41 Na 17
* Составлена по данным: В. А. Цветкова за 1959 г. (5, 7, 8); Н. А. Вельминой и
В. В. Узембло за 1965 г. (11); К. А. Кондратьевой за 1962 г. (12) и П. Ф. Швецова
за 1961 г. (13, 14).
Са
выщелачивания гипсов является отношение =г= 0,7—0,8.
Меньше распространены слабосолоноватые воды хлоридного натрие-
вого состава в известняках кембрия, образуемые, видимо, путем сме-
шения гидрокарбонатных кальциевых и минерализованных хлоридных
натриевых вод.
По составу газов все это типичные воды свободного водообмена,
в которых содержание кислорода достигает 25%.
Сильносолоноватые, соленые воды и слабые рассолы развиты в
Якутии в пределах более глубоких гидродинамических зон.
ГИДРОДИНАМИЧЕСКАЯ И ГИДРОХИМИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ
239
Таблица 61*
Химический состав пресноватых вод зоны свободного водообмена
№ я/п Место расположения источника Водовмещающие породы, геологи- ческий возраст Формула химического состава
1 В 1 км выше устья Доломиты, мер- Мг+ред. 62; Ог27; СОгН
руч. Оонньоо — притока р. Сыалысардах гели; Ст: М0,6- SO, 58 НСОз 39 Cl 3 Са 54 Mg 34 Na 12
9 Левый берег р. Кем- Песчаники, опо- SO, 81 НСОз 17 Cl 2
Jn0,7 Са 74 Mg 25 Na 1 pH 7,1
пендяя, исток руч. Су- ки с включе-
кратор в вершине овра- ннями гнпса и
га кальцита;
D3+C1
3 В 12 км ниже д. Те- Известняки, М0,г SO, 50 HCO3 34 Cl 16
решкнно, на левом бе- регу р. Лены мергели; Cm3ul Ca 54 Mg 28 Na 18
4 Правый берег р. Нюи, в 2 км ниже руч. Дьон- Известняки, мергели; Oi Мл е- НСОз 43 SO, 37 Cl 20
т 0,5 Mg 51 Na 25 Ca24
ноох-Терде
5 Правый берег р. Чай- анды, в 2 км ниже руч. Кучугуй-Ютоньях Доломиты, из- вестняки; Cmi М0,8 Cl 58 НСОз 26 SO, 16 Na 60 Ca 24 Mg 16
6 Правый берег руч. Юк- тэкээн, в 0,7 км ниже То же м НСОз 49 Cl 35 SO, 6
т0,5* Ca 46 Na 37 Mg 17
руч. Мэндээр pH 7,0
* Составлена по данным: В. И. Войвнченко и др. за 1954 г. (1); Е. А. Баскова за
1954 и 1957 гг. (2, 5, 6); Н. П. Анисимовой за 1953 г. (3); В. А. Цветкова и др. за
1959 г. (4).
Крепкие рассолы (до 350 г/л). К водам выщелачивания,фор-
мирующимся вблизи земной поверхности, могут быть отнесены рас-
солы, образующие источники в долине р. Кемпендяя с минерализацией
от 317 до 329 г/л (см. главу III). В составе вод преобладают хлориды
натрия, содержание которых достигает 97—98,8%. По условиям цирку-
ляции и залегания описываемые воды принадлежат к трещинным под-
мерзлотным.
Здесь «инфильтрационные воды, насыщаясь хлоридами натрия при
циркуляции по пластам соли, по тектоническим нарушениям поднима-
ются на поверхность... О формировании рассолов за счет выщелачива-
ния залежи соли говорит полное сходство солевого состава минераль-
ных вод и выщелачиваемой ими каменной соли» (Ломоносов, 1963).
Это положение подтверждается низкими содержаниями в воде брома
и калия. Отношение натрия к хлору близко к единице, а хлорбромный
коэффициент исчисляется тысячами и даже десятками тысяч.
О небольшой глубине формирования хлоридных натриевых рассо-
лов говорит и газовый состав их, в котором преобладает азот, имеются
кислород и углекислота, отсутствует сероводород.
Влияние процессов коитинентального засолонения и почвообразова-
ния на химический состав вод. Широкое распространение на большей
части территории Якутии многолетнемерзлых пород приводит к тому,
что надмерзлотные воды сезонноталого слоя часто оказываются одним
из основных типов вод зоны свободного водообмена. Малая мощность
сезонноталого слоя, часто совпадающая с мощностью почвенного про-
240 ГЛАВА IV. ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМН. ВОД
Т а б л и ц а 62*
Химический состав слабосолоиоватых вод зоны свободного водообмена
№ п/п Место расположения источника Водовмещающие породы, геологи- ческий возраст Формула химического состава
1 2 3 4 5 6 Правый берег р. Олек- мы, в широтной излучи- не Водораздел рек Ба- кыр — Орто-Салаа Левый склон р. Дьук- та, в 3,5 км выше ее устья, в основании II надпойменной террасы В долине р. Меличан, в 5 км ниже р. Долокте Левый берег р. Хому- стаах, в 1 км северо-за- паднее о-ва Кятчи В долине р. Бол. Че- репаниха, в 18 км от устья Доломиты, мер- гели; Cmi Доломиты, из- вестняки; 01 Пестроцвет- ные породы; 021-3 Доломиты, пес- чаники, алевро- литы; Si Песчаники, из- вестняки; Ст3и/ Песчаники, из- вестняки; Сгпз м С168 SO424 НСОз 8 3’° Na72Ca20Mg8 SiO2 6,0; H2S 37,0 м SO482 Cl 10 НСОз 8 2184 Ca 54 Mg 26 Na 20 M SO4 50 Cl 26 НСОз 24 14 Ca 49 Na 26 Mg 25 Br 2,0 M SO486 НСОз 9 Cl 3 CO32 14 Ca76Mgl6Na8 „ SO4 84 НСОз 10 СОз 5 Cl 1 2’5 Ca51Na39Mgl0 „ SO487 НСОз 9 Cl 4 *’8 Ca 62 Mg 32 Na 6
* Составлена по данным: А. А. Арсеньева и др. за 1941 г. (1); Е. А. Баскова за
1954 г. (2); В. К. Смолякова и др. за 1959 г. (3); К. И. Малкова и др. за 1960 г. (4);
В. А. Цветкова и др. за 1959 г. (5, 6).
Таблица 63*
Химический состав надмерзлотных вод четвертичных отложений Центральной Якутии
№ n/n Место отбора проб Водовмещающие породы Формула химического состава
1 Колодец на дне кот- ловины оз. Бэс-Кюель у Вилюйского тракта, с глубины 1 м Торф и песок Мо,з- НСОз 76 С1 22 SO4 2 Na 43 Са 35 Mg 22
2 Шурф в 0,6 км на ЮВ от летника Хабахтаах, с глубины 1 м Песок, торф Мо,зг НСОз 92 Cl 8 Mg 54 Na 25 Ca21
3 Озерная котловина на нижней террасе левого берега р. Лены Торф м .SO 454 НСОз 40 Cl 6
-0,30 Mg60 Са27 Na 131 рн /,о
4 Колодец в 0,1 км от оз. Чарангнаах посреди аласа Песок М , ТА- НСОз 100
141 1,14 Mg 51 Na 42 Ca 7
* Составлена по данным: С. Ф. Зелинской за 1965 г. (1, 3) и Е. Е. Жиркова за
1965 г. (2, 4).
гидродинамическая и гидрохимическая зональность
241
филя, обусловливает большую роль почвообразовательных процессов
в формировании химического состава надмерзлотных вод. Влияние поч-
венного покрова на состав вод проявляется:
1) в широком распространении надмерзлотных вод гидрокарбонат-
ного натриевого состава, часто даже в сезонноталом слое карбонатных
пород. Преобладание натрия в катионном составе подобных вод может
быть обусловлено свойствами почв, описанными выше;
2) в пестром анионном и катионном составе при различной мине-
рализации, вплоть до солоноватых, встречающихся в центральной части
Якутии и формирующихся под влиянием процессов континентального
засолонения (табл. 63);
3) в очень низкой минерализации вод, формирующихся на участ-
ках развития примитивных каменистых почв горных районов Якутии
Состав этих вод является производным почвообразовательных про-
цессов;
4) в наличии кислых вод- на многих заболоченных участках терри-
тории, особенно в северных районах.
ВОДЫ ЗОНЫ ОСЛОЖНЕННОГО ВОДООБМЕНА
Процессы формирования химического состава вод рассматривае-
мой зоны изучены слабо и в настоящее время могут быть охарактери-
зованы лишь на примерах формирования химического состава вод
подозерных таликов, заключенных преимущественно в четвертичных
отложениях Лено-Вилюйского бассейна.
Как уже отмечалось, химический состав вод подозерных таликов
отличается значительным разнообразием. Наибольшее распространение
имеют гидрокарбонатные воды, наряду с которыми встречаются суль-
фатные и хлоридные *. По минерализации они в большинстве случаев
принадлежат к пресноватым и слабосолоноватым, реже встречаются
сильносолоноватые, соленые и даже слабые рассолы (до 80 г/л).
При формировании химического состава описываемых вод перво-
степенное значение имеет исходный состав вод озер, мигрирующих за-
тем в талики и подвергающихся там дальнейшей метаморфизации в
результате различных процессов, среди которых определяющими явля-
ются процессы промерзания. Последние ведут к отжиманию солей в
талик и, следовательно, к увеличению минерализации таликовых вод,
о чем свидетельствуют высокие концентрации солей на границе мно-
голетнемерзлых и талых пород. При этом концентрирование солей в
таликовых водах зависит прежде всего от размеров таликов. В тали-
ках большой мощности (более 30 м) концентрирование вод происходит
значительно медленее, чем в небольших замкнутых таликах. Повыше-
ние минерализации воды подозерных таликов происходит главным
образом в верхних слоях: непосредственно под озером — за счет увели-
чения минерализации озерных вод и иловых растворов при испарении
воды с поверхности озер летом и при вымораживании зимой; на
обсохших участках —за счет отжима солей из промерзающих водона-
сыщенных пород.
Дальнейшее распределение солей в водах таликов зависит от
фильтрационных свойств водоносных пород. В таликах, сложенных
водонасыщенными суглинками, главная роль в распределении солей
по разрезу талика принадлежит диффузии. В таких случаях минерали-
зация воды уменьшается в глубь талика. В таликах, сложенных хорошо
фильтрующими песчаными отложениями, большое значение приобре-
* Некоторые анализы этих вод приведены в главе III, (табл. 9).
242 ГЛАВА IV ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМН. ВОД
тает конвекция. Процессы промерзания таликов и возрастания минера-
лизации, а следовательно, и плотности воды на контакте вода — мерз-
лая порода сами по себе обусловливают возникновение конвекции.
В свою очередь плотность воды помимо температуры и минерализации
зависит и от удельного веса содержащихся в воде ионов, вследствие
Рис. 35. График зависимости концентрации ионов от минерализации в под*
озерных таликах. Составила Н. П. Анисимова
а — формирующихся под озерами песчаной террасы; б — формирующихся
под термокарстовыми озерами в озерно-аллювиальных суглинках
чего конвекция приводит в последующем к перераспределению солей
в таликах по удельному весу. Таким образом, процессы промерзания
таликов ведут как к изменению минерализации подземных вод, так и
к изменению состава вод, к перераспределению ионов в системе вода —
мерзлая порода. Изменение концентраций отдельных ионов в зависи-
мости от минерализации воды в таликах показано на рис. 35. Как видно
из рисунка, наиболее интенсивный рост концентрации гидрокарбонат-
ных ионов отмечается при минерализации воды до 2 г/л. При минера-
лизации более 1 г/л наряду с гидрокарбонатными ионами в воде сущест-
венную роль начинают играть карбонаты, концентрации которых при
ГИДРОДИНАМИЧЕСКАЯ И ГИДРОХИМИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ
243
минерализации более 5 г/л превышают концентрации гидрокарбонатов
(содовые воды).
На рис. 35 не приведены данные по содержанию сульфат-ионов,
поскольку в водах большинства таликов они отсутствуют вследствие
восстановления сульфатредуцирующими микроорганизмами.
Накопление сульфатов в таликах возможно лишь под сильно обме-
левшими промерзающими озерами, где низкая температура и высокая
минерализация растворов в донных отложениях не благоприятны для
жизнедеятельности сульфатредуцирующих микроорганизмов. Прн про-
мерзании мелководных озер сульфаты кальция отжимаются в подозер-
ный талик. Карбонаты кальция, появляющиеся при обменных реакциях
между сульфатами кальция и гидрокарбонатами магния и натрия,
выпадают в осадок. В растворе накапливаются сульфаты магния и
натрия, которые прн минерализации воды 4—5 г/л являются преобла-
дающими среди солей (38—60 мг-зкв).
Концентрации хлора в водах таликов с ростом минерализации
изменяются в различной степени в зависимости от состава водосодер-
жащнх пород. В подозерных таликах песчаных террас накопление хлора
происходит медленно. При минерализации 5—6 г/л его содержание
достигает 26 мг/л, тогда как в таликах, сложенных суглинками под
термокарстовыми озерами, такая концентрация хлора отмечается уже
прн минерализации 2,5—3,0 г/л, что связано с различным содержанием
хлора в протаивающих породах н водах, питающих талики.
В связи с промерзанием таликов происходит и значительное изме-
нение катионного состава. Согласно И. А. Тютюнову (1962), прн пере-
ходе температуры пород от положительной к отрицательной известный
ряд поглощения катионов Ca>Mg>Na меняется на обратный, т. е. про-
мерзание водоносных горизонтов усиливает поглощение натрия породой
из равновесного раствора, а эквивалентное количество магния, в мень-
шей степени кальция, вытесняется в раствор. Поскольку в поглощаю-
щем комплексе пород магний связан слабее, чем кальций, то в солевом
составе воды на контакте талика с промерзающими породами преобла-
дают гидрокарбонаты магния. На рис. 36 показано изменение минера-
лизации ионного состава воды по вертикальному разрезу замкнутого
подозерного талика, промерзающего сверху и снизу.
Содержание кальция в водах подозерных таликов определяется их
щелочностью. В таликах под термокарстовыми озерами содержание
кальция при минерализации воды 1—2 г/л достигает 5—7 мг-зкв. В бо-
лее минерализованных водах с повышенным содержанием натрия кон-
центрация кальция снижается в связи с выпадением его в осадок
в виде карбонатов. В более щелочных водах подозерных таликов пес-
чаной террасы содержание кальция еще ниже и не превышает 1—
2 мг-зкв. В щелочных водах с минерализацией более 3 г/л содержа-
ние кальция снижается до 0,2—0,4 мг-экв.
Концентрация кальция в воде таликов на контакте с промерзаю-
щими породами обычно выше, чем в глубже расположенных участках
талика, где она снижается за счет перехода карбонатов кальция
в осадок.
Наиболее интенсивное увеличение концентрации ионов магния про-
исходит в интервале минерализации воды от 0,5 до 2,5 г/л. При мине-
рализации 2—2,5 г/л концентрация ионов магния достигает максимума:
18 мг-экв в таликах под озерами на песчаной террасе н 25 мг-зкв в та-
ликах под термокарстовыми озерами. В таликах под озерами на пес-
чаной террасе прн мннералнзацин воды более 2,5 г/л, когда преобла-
дающими становятся гидрокарбонаты натрия, концентрация магния
начинает снижаться: при 3 г/л она составляет 12—13 мг-зкв, прн
244 ГЛАВА IV. ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМН. ВОД
5 г/л — 7—9 мг-экв. Уменьшение содержания магния связано с выхо-
дом карбонатов магния в осадок вследствие достижения ими предела
растворимости в щелочной среде.
Концентрация натрия по мере увеличения минерализации воды про-
грессивно возрастает. В таликах, сложенных суглинками, под термокар-
стовыми озерами увеличение концентрации хлора и натрия происходит
одинаково интенсивно (кривые почти параллельны). Разница в содер-
Na
жании натрия и хлора сравнительно небольшая, отношение -q- колеб-
лется от 1 до 3,5.
Рис. 36. Мерзлотно-гидрогеологический профиль замкнутого талика. Составила
Н. П. Анисимова
1 — миоголетнемерзлые породы; 2 — изотермы (°C); 3 — водоносные породы; 4 —ми-
нерализация (г/л) и тнп воды — преобладающие ионы
В таликах под озерами песчаной террасы содержание натрия зна-
чительно выше, чем хлора. Более крутая кривая натрия свидетельст-
вует о более интенсивном увеличении его концентрации по сравнению
Na
с хлором. Отношение в этих таликах изменяется от 3,2 до 7,5.
Несмотря на интенсивный рост концентрации ионов натрия, в водах
большинства подозерных таликов гидрокарбонаты натрия занимают вто-
рое место после гидрокарбонатов магния. Лишь при увеличении минера-
лизации воды более 3 г/л гидрокарбонаты натрия становятся преобла-
дающими. Промерзание таликов увеличивает содержание в оставшейся
воде органических и биогенных веществ.
Аммоний в воды подозерных таликов попадает из протаивающих
озерно-аллювиальных пород, содержащих лед, а также из иловых раст-
воров вместе с органическими веществами (при промерзании донных
отложений озер). Поэтому содержание аммония в таликах под термо-
карстовыми озерами значительно выше, чем в подозерных таликах пес-
чаных террас. В анаэробных условиях подозерных таликов ионы аммо-
ния не подвергаются нитрификации и поэтому сохраняются. В таликах
под озерами песчаной террасы содержание аммония в верхних слоях
достигает иногда 9 мг/л, а в таликах под термокарстовыми озерами
с большой мощностью суглинков — 45 мг/л. Вниз по вертикальному раз-
резу таликов концентрация аммония понижается.
ГИДРОДИНАМИЧЕСКАЯ И ГИДРОХИМИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ
245
Закисное железо, попадающее в таликовые воды при промерзании
донных илистых отложений, находящихся в восстановительной среде,
является устойчивым и иногда содержится в повышенных количествах
(до 2—5 мг!л). Высоким содержанием железа характеризуются подо-
зерные талики низких террас, находящиеся на заболоченных участках
у основания высоких песчаных террас. Максимальные концентрации
железа в воде таких таликов отмечаются в верхних слоях.
Увеличение минерализации воды промерзающих таликов способст-
вует большему их охлаждению. Как показали исследования Н. П. Ани-
симовой, проведенные в 1964 г., вода с минерализацией 4,5—5 г/л сох-
раняется при температуре —0,6° С без существенных изменений, тогда
как при понижении температуры до —1,2°С из раствора начинают
выкристаллизовываться сульфаты натрия. В растворе при этом увели-
чивается относительное содержание хлоридов магния. В промерзаю-
щих таликах под озерами, находящимися в замкнутых понижениях
террас р. Лены, где в поверхностных почво-грунтах распространены
сульфатные и хлоридные солончаки, возможно формирование указан-
ным путем высокоминерализованных хлоридных магниевых растворов.
Так, например, высокоминерализованные воды хлоридного типа,
сохранившиеся в реликтовом подозериом талике на глубине 5—7 м
в толще многолетнемерзлых пород, были вскрыты в окрестностях
г. Якутска. Они имеют следующий состав:
АЛ С191 SO48
Mre,l Mg 59 №30 Са 11 ’
Однако высокая минерализация воды в подозерных таликах
в толще аллювиальных отложений Центральной Якутии — явление ред-
кое и возможно лишь в замкнутых таликах. Благоприятным фактором
для концентрирования солей является небольшая мощность таликов,
находящихся в верхней 10—20-метровой толще пород, характеризую-
щейся годовыми колебаниями температуры.
Таким образом, из вышеизложенного следует, что повышение кон-
центрации отдельных компонентов солевого состава по мере увеличе-
ния минерализации воды в таликах под озерами разного происхожде-
ния неодинаково.
В таликах под термокарстовыми озерами, где основным источни-
ком солей являются древние озерно-аллювиальные и покровные суглин-
ки, характеризующиеся повышенным содержанием солей (0,1—0,5%),
состав воды в промерзающих таликах по мере увеличения минералй-
зации воды изменяются от гидрокарбонатного магниевого через гидро-
карбонатный магниево-натриевый до хлоридно-гидрокарбонатного нат-
риевого. В таликах под термокарстовыми озерами на высоких терра-
сах и древней аллювиальной равнине, которые сложены неогеновыми
песками, состав воды изменяется от гидрокарбонатного магниевого до
сульфатного магниевого. В подозерных таликах высокой песчаной тер-
расы, где основное значение в обогащении таликов солями имеют над-
мерзлотные воды, приносящие гидрокарбонаты натрия, состав воды
изменяется от гидрокарбонатного магниевого до гидрокарбонатного
(карбонатного) натриевого. В изолированных промерзающих таликах
низких террас, сложенных с поверхности засоленными грунтами, состав
воды изменяется от гидрокарбонатного кальциевого до сульфатного
магниевого и хлоридного магниевого.
Формирование химического состава подмерзлотных вод в дочетвер-
тичных породах изучено значительно слабее. Необходимым условием
246 ГЛАВА IV ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМН ВОД
сохранения такого рода вод в толще многолетнемерзлых пород явля-
ется высокая их минерализация. Такие воды изучались 3. Г. Устиновой
(1964) на кимберлитовой трубке «Удачная», где мощность низкотемпе-
ратурных (—4, —7° С) многолетнемерзлых пород колеблется от 330
до 650 м.
Межмерзлотные воды с минерализацией 76—97 г/л, вскрытые сква-
жинами в интервале 178—190 м, имеют хлоридный кальциево-магние-
вый состав. По мнению 3. Г. Устиновой, они проникли в кимберлиты
по трещинам из вмещающих карбонатных пород верхнего кембрия, в
которых воды имеют тот же состав, но более низкую минерализацию
(48 г/л)
Хлоридный кальциево-магниевый состав этих вод свидетельствует
о значительной степени их метаморфизации на протяжении длитель-
ного периода промерзания пород, что подтверждается и химическим
составом льда, отобранного из выше залегающих многолетнемерзлых
пород. До глубины 100 м состав льда гидрокарбонатный кальциево-
магниевый, глубже — сульфатный натриево-кальциевый. Минерализа-
ция до 4 г/л.
Высокая минерализация и сульфатный состав льда, по-видимому,
являются результатом промерзания высокоминерализованных подзем-
ных вод. При охлаждении до температуры —1,2° С из раствора в оса-
док выпадает сульфат натрия, который захватывается образующимся
льдом. В растворе же происходит накопление хлоридов магния.
Минерализация межмерзлотных вод несколько изменяется по раз-
резу в соответствии с изменением температуры пород. Из данных, при-
веденных в табл. 64, видно, что по мере повышения температуры пород
вниз по разрезу минерализация содержащихся в них рассолов пони-
жается. Можно предположить, что это явление связано с частичным
вымораживанием рассолов при более низкой температуре пород.
Таблица 64
Изменение минерализации н состава рассолов в зависимости
от температуры пород (по 3. Г. Устиновой)
Глубина, м Температура воды, 0 С Формула химического состава
177,9 —4 Мл. С198
‘ ’*91,7 Mg 37 Са 36 (Na+K) 26
184,0 —4,2 Мл-7 Cl 99
97 Mg 36 СаЗб (Na+K) 27
189,5 —3,8 М-7^ Cl 99
1 ‘76 Mg 38 Ca 37 (Na+K) 25
Из вышеизложенного следует, что в процессе промерзания различ-
ных по возрасту и составу водоносных пород происходит увеличение
минерализации и изменение состава воды. При этом из раствора выхо-
дят слабоподвижные соли, а накапливаются в нем легкомигрирующие.
Поскольку кристаллизация различных солей происходит при соот-
ветствующих отрицательных температурах, то процессы промерзания
высокоминерализованных межмерзлотных вод, залегающих в многолет-
немерзлых породах разного возраста и состава, приводят в конечном
итоге к формированию вод сходного солевого состава. В рассмотрен-
ных случаях это воды хлоридного магниевого состава.
ГИДРОДИНАМИЧЕСКАЯ И ГИДРОХИМИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ
247
ВОДЫ ЗОНЫ ЗАТРУДНЕННОГО ВОДООБМЕНА
Воды описываемой зоны распространены на довольно обширной
территории (см. раздел «Гидродинамическая и гидрохимическая зональ-
ность»). По химическому составу и минерализации можно выделить
несколько основных типов вод, соответствующих определенным усло-
виям формирования.
Пресные или слабосолоноватые хлоридно-гидро-
карбонатные, реже сульф атно-гидрокарбонатные
натриевые воды с минерализацией, обычно не превышающей 2 г/л,
широко распространены в мезозойских отложениях Лено-Вилюйского
артезианского и Яно-Индигирского криогенного напорного бассейнов.
Они приурочены обычно к верхним 'подмерзлотным водоносным комп-
лексам или обводненной трещиноватой зоне в пределах глубин 150—
350 м в Яно-Индигирском и от 400—500 до 1000 м в Лено-Вилюйском
бассейнах.
Малая величина минерализации вод при гидрокарбонатном их сос-
таве для таких глубин является интересным фактом, подмеченным еще
Н. И. Толстихиным, который писал: «Характерной особенностью Якут-
ского артезианского бассейна является широкое распространение в цен-
тральных и южных частях его верхней гидрохимической зоны пресных
артезианских вод, мощность которой наиболее велика в центральной
части бассейна, выполненной мезозойскими отложениями... На южном
и юго-западном крыльях бассейна, в пределах развития палеозойских
отложений, мощность гидрохимической зоны пресных вод уменьшается
до 300—500 м» (Каменский, Толстихина, Толстихин, 1959, стр. 313).
Обращает на себя внимание однообразный характер катионной
части химического состава вод. Вне зависимости от возраста и литоло-
гии водоносных пород воды имеют натриевый состав* (табл. 65). По
анионному составу наиболее развиты гидрокарбонатные, реже сульфат-
ные и хлоридные воды.
На юге Якутии, в среднем течении р. Лены, где мощность зоны
многолетнемерзлых пород снижается, а достаточное количество тали-
ков обеспечивает более интенсивный водообмен, катионный состав воды
становится разнообразнее и соответствует вещественному составу водо-
носных пород (воды выщелачивания). Все это свидетельствует о реша-
ющей роли мерзлотных процессов в формировании химического состава
воды первых от поверхности водоносных комплексов.
Действительно, имеющиеся данные показывают, что процессы про-
мерзания водоносных комплексов ведут к изменению состава воды и
перераспределению ионов в ней. В процессе постепенного промерзания
водоносных комплексов сверху вниз (см. раздел «Воды зоны осложнен-
ного водообмена»), повышается минерализация вод, остающихся в жид-
кой фазе и отжимающихся из промерзающих слоев, выпадают в осадок
труднорастворимые при низких температурах гидрокарбонаты кальция
и магния и возрастает относительная концентрация натрия как в водах,
так и в образующихся льдах.
Последующее таяние льдов преимущественно гидрокарбонатного
натриевого состава должно было привести к появлению вод того же
состава, имеющих минерализацию, значительно более низкую, чем ми-
нерализация первичных вод, подвергшихся промораживанию, так как
выпавшие в осадок соединения карбонатов и в меньшей степени суль-
фатов кальция и магния трудно переходят обратно в раствор.
См гидрохимическую схему на гидрогеологической карте (прилож. 1).
248 ГЛАВА IV ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМН ВОД
Таблица 65* *
Химический состав подземных вод зоны затрудненного водообмена
Якутского артезианского бассейна по данным опробования скважин
№ п/п Скважина, интервал или глубина опробования, м Водовмещающие поооды, геологи- ческий возраст J3 1 * н н 3 » U <у Ч *5 О Е- О „ ® О u v о о 2 s 4>opMvna химического состава
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 Скважина в с Мая, 150—156 Скважина в с. Туус- таах, 249,5 Абалахская 5, 260—280 Скважина в с Чуя, 331,2 Якутская 1, 319—389 401—503 Сергеляхская 1; 383—453 Скважина у стеколь- ного завода в г Якут- ске, 457—634 628—634 Скважина в с Беттю- гютте, 363—428 Сатагайская, 102—228 Хандыгская 2, 436 Эге-Хайская 1 Бургочанская 1, 301,2 Песчаники, Д Известняки, доломиты, Ст2 Доломиты, мергели, Ст2 Известняки, доломиты, Ст2 Песчаники, сланцы, J2—J] То же, J] Песчаники, сланцы, J] Песчаники, конгломераты, Ji Известняки доломиты, Pt3 Доломиты, известняки, Ст2 Известняки доломиты, Ст2 Песчаники, J2—Сг, Сланцы, песча- ники, Т3к То же 122 156 260 120 215 170— 200 320 140 59 330 206 220— 225 м НСОз 54 SO432 Cl 8 0 ' Na 84 Са 8 Mg 8 М НСО3 79 Cl 18 СОз 3 ьз Na67Mg24Ca9 H2S М, 6 —-'°з87 С1 11 16 Na 93 Mg 4 М НСОз 90 С1 10 10 Na 53 Mg 25 Са 22 М SO438 НСОз 34 С128 10 Na 89 Mg 5 Са 6 М НСОз 49 SO4 29 Cl 22 1 л Na 86 Mg 10 Са 4 м НСОз 63 SO419 Cl 18 1 - Na 81 Mg 11 Ca 8 м НСОз 48 SO434 Cl 18 1 06 Na 88 Mg 8 Ca 4 M SO4 50 Cl 28 НСОз 14 CO38 13 Na 84 Mg 14 Ca 2 M HCO3 54 SO426 Cl 16 CO34 ±13 Na 98 Ca 1,2 Mg 0,8 м НСОз 94 CO3 3 Cl 2 SO4 1 °’6 Na88Mg7Ca5 м НСОз 50 Cl 48 SO4 2 °’79 Na 87 Ca 9 Mg 4 M НСОз 51 Cl 36 SO4 13 °’2 Na59Ca24Mgl7 M НСОз 44 Cl 42 SO4 14 °’13 Na57Mg25Cal8
* Составлена по данным Ю Н Ларионова за 1958 г (1), В Н Макарова за
• 961 и 1962 гг (2, 4, 7), В Н Фомичевой за 1963 г (3); Н К Михайловского за
1944 г (5), И Л Янцевича за 1941 г. (6); В В Мозгового за 1961 г (8, 9), Р. Л Схоля
за 1957 г (10), Л А Андреевой за 1952, 1953 гг. (11) и В А Лаврухина за 1952,
1953 гг (12)
ГИДРОДИНАМИЧЕСКАЯ И ГИДРОХИМИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ
24»
Если принять, что мощность многолетнемерзлых пород Якутското*
артезианского бассейна в начале четвертичного периода была значи-
тельно больше, чем в настоящее время, то можно допустить, что в фор-
мировании гидрокарбонатных, 'преимущественно натриевых вод бас-
сейна существенное значение имеют мерзлотные процессы. В результате-
медленного промерзания бассейна происходило отжимание вод через
талики на поверхность и образование маломинерализованных подзем-
ных сегрегационных льдов. Последующее таяние этих льдов и частич-
ное растворение солей, выпавших в осадок при промерзании водонос-
ных горизонтов, сыграли определенную роль в формировании современ-
ного состава подмерзлотных вод верхнего водоносного комплекса.
Солоноватые сульфатные кальциевые, реже нат-
риевые или хлоридные натриевые воды с минерализацией-
до 10 г/л формируются при выщелачивании гипсоносных и засоленных
пород в зоне затрудненного водообмена в пределах Алданского крыла
Якутского артезианского бассейна на глубинах ниже уреза гидрогра-
фической сети.
Такого состава воды, но с минерализацией от 1 до 3 г/л, часто
менее 1 г/л, присущи также локальным участкам в изолированных тек-
тонических впадинах Алданского гидрогеологического массива и глубо-
ким частям Чульманского адартезианского бассейна.
По С. М. Фотиеву (1965), формирование сульфатных вод в синкли-
нальных структурах на междуречьях Горбыллах — Нахот и Горбыл-
лах—Беркакит происходит в результате растворения гипсов и окисле-
ния сульфидов, содержащихся в песчаниках юхтинской свиты. На тех
участках, где • отложения юхтинской свиты перекрыты отложениями
дурайской свиты, содержащими выдержанные по простиранию прослои
каменных углей, сульфатные воды почти не встречаются. Зато здесь
обнаружены многочисленные источники гидрокарбонатных вод, гази-
рующие сероводородом, что является показателем метаморфизации
солевого состава, происходящей под влиянием процессов десульфати-
зации.
Формирование хлоридного состава вод источников, выходящих в
долинах рек Дурая, Якокута, Олекмы, происходит в результате смеше-
ния захороненных морских хлоридных вод наиболее глубоких частей
Чульманского бассейна с инфильтрационными водами гидрокарбонат-
ного класса. Поэтому при сохранении хлоридного типа вод минерали-
зация их весьма низкая — 0,3—0,4 г/л.
Формирование химического состава вод зоны затрудненного водо-
обмена на территории Верхояно-Колымской складчатой области не изу-
чено.
ВОДЫ ЗОНЫ ВЕСЬМА ЗАТРУДНЕННОГО ВОДООБМЕНА
Подземные воды этой зоны могут быть подразделены на несколько
групп, существенно различающихся как по химическому составу и мине-
рализации, так и по условиям формирования.
Хлоридные кальциево-натриевые соленые воды и
слабые рассолы с минерализацией 40—50 г/л, реже более, широко-
распространены в терригенных морских и прибрежно-морских отложе-
ниях мезозойского и верхнепалеозойского возраста в Якутском и Хатанг-
ском бассейнах.
По генезису они представляют собой в основном захороненные мета-
морфизованные воды древних морских бассейнов. В стадию диагенеза
сульфат^о-хлоридные матниево-натриевые морские воды преобразовы-
вались в хлоридные кальциево-натриевые. Одним из основных процес-
250 ГЛАВА IV ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПОДЗЕМН. ВОД
сов преобразования морских вод на этой стадии являлась их десуль-
фатизация. Она протекала при активном участии Микрофлоры, что обе-
спечило накопление сероводорода и гидрокарбонатов натрия.
В стадию же диагенеза и начальные фазы катагенеза в песчано-
глинистых морских отложениях интенсивно разлагается органическое
вещество с выделением больших количеств метана, углекислоты и дру-
гих газов, которые растворяются в подземных водах, а на отдельных
участках могут образовывать залежи. За счет разложения органиче-
ского вещества в подземных водах повышается количество брома,
йода и других элементов.
Солоноватые сульфатно-хлоридные магниево-
натриевые воды с минерализацией 8—10 г/л в карбонатных закар-
стованных породах среднего кембрия развиты в южной части Якут-
ского бассейна. Они являются погребенными водами юрских морей,
смешанными с инфильтрационными водами. Вероятно, во время нижне-
юрской трансгрессии среднекембрийские сильнотрещиноватые и закар-
стованные породы, развитые на Алданском крыле бассейна, интенсивно
поглощали воды юрских морей. Обращает на себя внимание довольно
высокое содержание в водах сульфат-иона и магния. По всей вероят-
ности, эти компоненты морского происхождения и сохранились до на-
стоящего времени благодаря тому, что процессы метаморфизации вод
в закарстованных породах намного слабее, чем в морских песчано-гли-
нистых отложениях
Рассолы хлоридного кальциево-натриевого и кальциевого состава
с минерализацией от 70—140 до 300—400 г/л и более широко распро-
странены в артезианских бассейнах Западной Якутии. Для них харак-
терны низкие значения коэффициентов (обычно менее 0,5—0,6) и
С1
-g^ (обычно менее 100—200), высокие содержания брома (3—5 г/л и
более), калия (5—10 г/л и более), стронция (3—5 г/л и более) и дру-
гих компонентов. Причем высококонцентрированные рас-
солы с минерализацией свыше 300—400 г/л установлены только р рай-
онах распространения соленосных отложений (Зайцев, 1956, 1958) Сле-
дует отметить, что данные рассолы приурочены как к соленосным отло-
жениям, так и к непосредственно подстилающим их породам разного
состава. В районах развития карбонатных и терригенных пород с пла-
стами гипса и ангидрита минерализация подземных вод не превышает
обычно 140—200 г/л и соответствует минерализации вод в бассейнах
седиментации. В морских карбонатных и терригенных породах мине-
рализация подземных рассолов не превышает 40—80 г/л.
Рассмотрим подробнее условия формирования высококонцентриро-
ванных рассолов хлоридного кальциево-натриевого и кальциевого со-
става, связанных с соленосными отложениями. В Западной Якутии они
установлены в Березовской впадине (Наманинская и Олекминская раз-
ведочные площади), а также на южном склоне Анабарского массива
в Мархинской опорной скважине (см. табл. 32, 41).
Условия формирования высококонцентрированных хлоридных каль-
циево-натриевых рассолов Сибирской платформы впервые были опи-
саны в работах И. К. Зайцева (1956, 1959 и др.), который рассматри-
вал их в основном как метаморфизованные маточные рассолы нижне-
кембрийских солеродных бассейнов. Эта теория получила обоснование
с позиций физико-химического и энергетического анализов (Валяшко,
1963; Лебедев, 1966 и др.).
Многими учеными отмечается важная роль процессов доломити-
зации и других обменных реакций в формировании хлоридных каль-
ГИДРОДИНАМИЧЕСКАЯ И ГИДРОХИМИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ
251
циево-натриевых и кальциевых рассолов на стадии диагенеза осадков
(Ходьков, 1956, 1959 и др.; Лебедев, 1966), что подтверждается широ-
ким распространением диагенетических доломитов в галогенно-карбо-
натных отложениях нижнекембрийского возраста (Архангельская, Гри-
горьев, Зеленов, 1960).
Таким образом, в галогенно-карбонатных и переслаивающихся
с ними терригенных отложениях в стадию диагенеза (частично, воз-
можно, в ранний катагенез) широко протекают процессы доломитизации
и другие обменные реакции, в результате которых основная масса захо-
роненных вместе с осадками маточных рассолов сульфатно-хлоридного
натриево-магниевого (или магниево-натриевого) состава преобразуется
в хлоридные кальциево-натриевые и кальциевые рассолы. Магний при
этом переходит в твердую фазу, кальций и стронций интенсивно нака-
пливаются в рассолах. Уплотнение галогенно-карбонатных осадков в
стадию диагенеза приводит к отжиманию огромного количества рассо-
лов. Наиболее сильное уплотнение испытывают галогенные осадки, по-
ристость которых при этом уменьшается от 40—50 до 1—2%.
В результате процессов перекристаллизации соленосных отложении
рассолы еще более обогащаются бромом за счет поступления его из
каменной соли, где он содержится в виде постоянной изоморфной при-
меси. По-видимому, процессы перекристаллизации соленосных пород
обусловливают дополнительное накопление в подземных рассолах ка-
лия. Следует также отметить, что подземные рассолы в условиях ката-
генеза подвергаются гидролизу и становятся кислыми. Эти кислые
растворы разлагают алюмосиликаты, гидроокислы железа и другие сое-
динения и при благоприятных условиях (отсутствии сероводорода) обо-
гащаются (обычно до 1—3 г/л) хлоридами железа, марганца и других
металлов.
Большой интерес представляют рассолы хлоридного магниево-нат-
риевого состава с минерализацией 372,2 г/л, вскрытые Дельгейской
скв. 2-Рна глубине 2735 м. Обращает на себя внимание весьма высокое
содержание в них калия, достигающие 42 г/л (Басков, 1958). Особенно-
сти химического состава рассолов и условия их залегания позволяют
предполагать, что они возникли в результате растворения и дегидра-
тации скоплений калийных солей и при высоких температурах и давле-
ниях. Высокие температуры (до 200—300° С и более) здесь несомненно
существовали во время траппового магматизма, что доказывается нали-
чием мощных трапповых интрузий в разрезе Дельгейской скв. 2-Р.
Глава V
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
СОСТОЯНИЕ И ПЕРСПЕКТИВЫ ВОДОСНАБЖЕНИЯ*
Подземные воды мало используются в народном хозяйстве Якут-
ской АССР. Источниками водоснабжения служат различные типы под-
земных вод: подмёрзлотные, межмерзлотные (включая воды подозер-
йых таликов) и подрусловые, определяющие условия эксплуатации и
выбор типов водозаборов.
Ниже приводится характеристика состояния и перспектив водоснаб-
жения по отдельным типам вод.
Эксплуатация подмерзлотных и межмерзлотных вод
Большая часть объектов, снабжающихся подземной водой, скон-
центрирована в районе г. Якутска и на междуречье Лены и Амги.
Забор воды осуществляется скважинами. При эксплуатации под-
мерзлотных вод глубины скважин колеблются в пределах 150—500 м
в зависимости от мощности многолетнемерзлых пород, при эксплуата-
ции межмерзлотных вод они не превышают 100 м. Диаметр водоподъ-
емной части скважин составляют обычно 6—8". Скважины оборудуются
артезианскими погружными насосами. Для предотвращения замерза-
ния в последнее время начали применять электрокабели, работающие
в режиме нагревательных элементов (греющие кабели).
Разведка вод проводилась главным образом в южных наиболее
заселенных районах Центральной Якутии и на северо-востоке терри-
тории. Всего лишь около 150 скважин вскрыли пресные подземные
воды в отложениях мелового, юрского, триасового, кембрийского и
архейского возраста. Суммарная производительность всех скважин по
данным пробных и опытных откачек при максимальном понижении со-
ставляет 0,532 мг/сек (11,4 тыс. мг! сутки).
В эксплуатации осталось около 30 скважин. Общая производитель-
ность их 0,174 м31сек, что составляет 30,6% от разведанных запасов
воды. Этими скважинами вскрыты пресные подземные воды на разных
глубинах от поверхности земли в терригенных отложениях нижней юры
и в карбонатных породах среднего кембрия. Подмерзлотные воды харак-
теризуются высокими напорами, достигающими 273 м, низкими пьезо-
метрическими уровнями (87—200 м от поверхности земли) и высоким
содержанием фтора (3—4 мг[л) при общей минерализации 0,8—
1,5 г!л.
* Подробнее вопросы водоснабжения рассмотрены в работе «Подземные воды
Якутии как источник водоснабжения» (1967).
СОСТОЯНИЕ И ПЕРСПЕКТИВЫ ВОДОСНАБЖЕНИЯ
253
Высокое содержание фтора ограничивает использование подмерз-
лотных вод для питьевого водоснабжения. Поэтому многие скважины
законсервированы. Для водоснабжения г. Якутска используются три
скважины: одна постоянно и две временно — в период весеннего па-
водка и ледостава на р. Лене. Для водоснабжения Табагинского лесо-
комбината, расположенного неподалеку от Якутска, одной из скважин
круглогодично эксплуатируются воды отложений среднего кембрия.
Первый опытный водозабор, базирующийся на водах замкнутого
подозерного талика, сдан в эксплуатацию в с. Маган. Водозабор со-
стоит из эксплуатационной (1-э) и водоприемной (1-г) скважин, пробу-
ренных до глубин соответственно 88,4 и 99,2 м. Расстояние между ними
5 м. Насос 6АП погружен на глубину 30 м. В насосной станции уста-
новлена вышка с лебедкой для подъема и спуска насосного оборудо-
вания.
Эксплуатируемый напорный межмерзлотный водоносный горизонт
пресных вод залегает в юрских песчаниках и ограничен водонепрони-
цаемыми породами (см. рис. 21). Основные параметры его следующие:
площадь распространения 0,37 км2, интервал 42—78 м, напор 38,5 м,
коэффициент фильтрации 1,1 м/сутки, коэффициент водопроводимости
(fem) 41,5 м?1сутки, коэффициент пьезопроводности (а) 104 м21сутки.
Максимальная производительность скважины по результатам опытной
откачки 7,6 м3/ч при понижении 23,7 м. По расчетным данным, естест-
венные запасы вод исчисляются в 1 300000 л<3, эксплуатационные —
0,9 л!сек.
На формирование режима вод влияют граничные условия водонос-
ного горизонта и условия эксплуатации водозабора. Мерзлые породы
и верхний водоупор, окружающие водоносный горизонт, препятствуют
восполнению водных ресурсов. Радиус влияния скважины во время
откачки достигает границ распространения талика (7? — 450 м).
С первого дня эксплуатации водозабора осуществляется контроль
за использованием подземных вод. Водозабор работает по заранее
намеченному режиму. Вода откачивается из скважины 1-э и поступает,
минуя регулируемые задвижки, в рабочий бак, избыток ее направляется
в скважину 1-г. Замкнутая циркуляционная система предотвращает
замерзание воды в стволах скважин.
В первый год эксплуатации проводилась круглосуточная откачка
с расходом до 3 мг/ч и постоянная перекачка воды по системе сква-
жин. После образования талой зоны в верхней части стволов скважин
откачка стала производиться только днем при отборе воды потребите-
лем. В момент наполнения рабочего бака расход увеличивали до 5—-
6 м3/ч, уменьшая в последующем до 1—2 м3/ч с переливом в водопри-
емную скважину. Температура воды при длительном отборе остается
неизменной (1°С), но повышается при перекачке воды в скважину 1-г
(3—5°С). Благодаря постоянной циркуляционной системе водозабор
действует без аварий три года и обеспечивает потребность с. Маган
в воде (10 000 м31год).
Расход воды, снижение пьезометрического уровня, изменение тем-
пературы, минерализации и химического состава вод за годы эксплуа-
тации водозабора показаны на графике (рис. 37). Общее снижение
уровня указывает на истощение запасов. По мере расходования запа-
сов повышаются минерализация вод (от 0,47 до 0,56 г/л) и содержа-
ние сульфатов (130—210 мг/л), снижается pH (7,6—7,3). Состав вод
сульфатно-гидрокарбонатный натриевый. Содержание основных компо-
нентов изменяется в пределах норм для вод питьевого и хозяйственного
потребления. Повышение минерализации и изменение химического со-
става вод связаны, по-видимому, с возможным промерзанием талика.
СОСТОЯНИЕ И ПЕРСПЕКТИВЫ ВОДОСНАБЖЕНИЯ
255
Первый опыт эксплуатации водозабора в с. Маган доказал возмож-
ность использования вод подозерных таликов для временного водоснаб-
жения.
Разведанные запасы подмерзлотных вод по району г. Якутска
55 л!сек, производительность эксплуатируемых скважин 20 л/сек.
С целью хозяйственного и технического водоснабжения Покров-
ского промышленного комплекса южнее Якутска в пос. Мохсоголох
было пробурено три скважины. Все они встретили трещинно-карстово-
пластовые воды в мергелистых и известковистых породах среднего кем-
брия на глубине 140—175 м. Пьезометрические уровни контролируются
здесь меженным уровнем р. Лены в интервале 40—48 м от поверхности.
Производительность скважин достигает 9 л/сек при понижении уровня
до 12 м. Воды хлоридно-гидрокарбонатные натриевые с высоким содер-
жанием фтора (4 мг/л) и сероводорода (31 мг/л). Используются для
бытового и технического водоснабжения.
На междуречье Лены и Амги, где население испытывает большой
недостаток в питьевой воде, пробурено 12 скважин. Три скважины
(в селах Мая, Лоомтуга и Беке) вскрыли подмерзлотные трещинно-
пластовые воды в терригенных отложениях юрского возраста на глу-
бине 100—165 м. Воды высоконапорные (90—125 м), пьезометриче-
ские уровни достигают 40 м от поверхности. Производительность сква-
жин 6,8 л/сек при максимальном понижении уровня воды. Остальные
скважины вскрыли подмерзлотные трещинно-карстово-пластовые воды
карбонатных отложений среднего кембрия. Наибольшая глубина вскры-
тия вод 330 м, пьезометрические уровни установились на глубинах до
20 м. Скважины, расположенные в селах Абалах и Табага, фонтани-
руют, высота напора над устьем скважины 7—8 м; производительность.
скважин 28 л/сек.
По химическому составу воды юрских и кембрийских отложений
пресные с минерализацией от 0,7 до 1,5 г/л и в большинстве случаев
пригодны для питья *. В воде некоторых скважин обнаружены локально
повышенные содержания фтора.
В течение 1966—1967 гг. в связи с переходом на снабжение посел-
ков межмерзлотными водами подозерных таликов, осуществленного
после успешного эксперимента в с. Маган, на Лено-Амгинском между-
речье пробурено несколько разведочных и разведочно-эксплуатацион-
ных скважин. Ими вскрыты воды песчано-галечного горизонта, зале-
гающего в нижней части разреза четвертичных отложений. Высокая
производительность всех скважин сочетается, однако, с несколько по-
вышенной жесткостью вод и аномально высоким содержанием в них
железа, а иногда аммония. Несмотря на эти неблагоприятные фак-
торы эксплуатации межмерзлотных вод, качество последних значи-
тельно выше используемых вод поверхностных водоемов — обычно
небольших непроточных озер.
С целью изыскания источников водоснабжения г. Вилюйска было
пробурено четыре скважины глубиной 25—40 м. Они вскрыли межмерз-
лотные воды в четвертичных отложениях Бестяхской террасы р. Вилюя.
* Химический состав водземных вод, использующихся для водоснабжения, при-
веден при описании соответствующих водоносных комплексов (см. главу III).
Рис. 37. Графики изменения режима подземных вод под влиянием длительной эксплуатации Ма-
ганского водозабора. Составил А. М. Федоров
а — химический состав (в колонках над магнием — натрий, ниже магния — кальций), б — мине-
рализация, в — температура подземных вод, г — уровень подземных вод, д — количество откачан-
ной воды
256 ГЛАВА V. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
Воды напорные, пьезометрические уровни установились на глубине 2—
4 м. Производительность скважин по данным откачки составляет 0,5—
1 л/сек при понижении уровня воды до 2 м. Воды пресные с общей
минерализацией до 1,1 г!л.
Изыскание источников водоснабжения Алданского горнопромыш-
ленного района было произведено в г. Алдане, рабочих поселках, на
рудниках и на месторождениях. Разведочными и разведочно-эксплуа-
тационными скважинами вскрыты следующие типы вод:
1. Трещинные воды зоны выветривания и трещинно-жильные воды
архейских метаморфических и кристаллических пород в районе г. Ал-
дана, поселков Золотинки, Снежного, Канку и на ряде месторождений.
Воды архейских пород большей частью безнапорные и залегают на
глубинах 10—20 м и более. Напорные воды вскрыты на рудниках
Эмельджак, Эльконка, на месторождении Таежном и близ г. Алдана.
Некоторые скважины самоизливают. Общая производительность их
около 100 л!сек при понижении уровней до 80 м.
По химическому составу воды архейских пород пресные с минера-
лизацией до 0,5—0,6 г/л. В некоторых скважинах воды бактериологи-
чески загрязнены (рудники Каталах, Слюдяной и Ыллымах).
В целях хозяйственного и питьевого водоснабжения всего эксплуа-
тируется 14 скважин с общей производительностью около 35 л/сек
(эксплуатация производится эрлифтом и погруженными артезианскими
насосами различных типов).
2. Трещинно-карстово-пластовые воды карбонатных отложений
нижнекембрийского возраста на месторождении Нижний Куранах.
В районе пос. Нижний Куранах опробовано откачками 12 скважин.
Воды вскрыты на глубинах от 15 до 50 м, безнапорные, статические
уровни их установились на глубинах 12—43,3 м. Лишь в двух скважи-
нах имеются незначительные напоры. Производительность скважин при
максимальном понижении уровней колеблется от 3 до 20 л/сек. Запасы
вод, как показали опытные откачки из всех 12 скважин, оценены в
88 л/сек. По химическому составу и бактериальным свойствам воды
пригодны для хозяйственного и питьевого водоснабжения. В поселках
Самодумовском, Первом Орочене и г. Алдане для бытовых нужд ис-
пользуются восходящие источники вод кембрийских отложений, капти-
рованные деревянным желобом. Суммарный дебит источников 9 л/сек,
температура воды 2—3,5° С.
3. Трещинно-пластовые воды юрских отложений Чульманского
артезианского бассейна известны на каменноугольных месторождениях
и близ пос. Чульман на глубинах от 4 до 130 м в зависимости от рель-
ефа и мощности зоны многолетнемерзлых пород. В глубоко врезанных
речных долинах эти воды питают постоянно действующие источники
с общим дебитом до 6000 л/сек. Производительность скважин по дан-
ным пробных и опытных откачек изменяется от 0,1 до 18 л/сек при
понижении уровня на 1—58 м.
По химическому составу воды пригодны для водоснабжения. Сум-
марная производительность скважин около 141,5 л/сек. В настоящее
время эксплуатируются три скважины в пос.* Чульман и по одной
скважине в поселках Угольном и Налды с общей производительностью
около 60 л/сек. Кроме перечисленных вод для водоснабжения г. Алдана,
поселков Чульман, Укулан и рудника Лебединого используются воды
делювиальных и аллювиальных отложений, эксплуатируемые колодцами
или водосборными галереями. Производительность водосборных галерей
от 10 до 47 л/сек. Таким образом, общий расход вод Алданского гидро-
геологического массива на водоснабжение составляет 160 л/сек.
СОСТОЯНИЕ И ПЕРСПЕКТИВЫ ВОДОСНАБЖЕНИЯ
257
В пределах Восточной Якутии подмерзлотные воды эксплуатиру-
ются только в пос. Эге-Хая. Здесь скважиной на глубине 286 м вскрыты
трещинно-пластовые воды верхнетриасовых отложений. Воды высокона-
порные, пьезометрический уровень установился на глубине 36 м от
устья скважины. Дебит ее 2,5 л)сек при понижении уровня около 32 м.
Эксплуатация ведется эрлифтом.
Эксплуатация под- и межмерзлотных вод встречает ряд трудностей,
связанных с возможностью замерзания воды в стволе скважины. Часто
это происходит при вынужденных остановках откачек.
При кратковременном прекращении откачки
поддержание положительной температуры в
скважине достигается периодическим подлива-
нием в нее теплой воды в количестве, достаточ-
ном для полного замещения находящейся в ство-
ле холодной воды.
При длительной остановке откачки обычно
производится консервация скважин путем за-
мены воды в стволе скважины рассолом, кон-
центрация которого может быть определена по
справочникам (Дубровский и др., 1964, стр. 211),
а количество рассчитано по конструкции сква-
жины.
Основной предпосылкой надежной эксплуа-
тации является создание в самый начальный
период откачек устойчивого талика вокруг ство-
ла скважины. Это обстоятельство позволило
М. Я. Чернышову (1933) предположить, что при
нормальной эксплуатации скважин, предвари-
тельно прогретых перед началом откачек паром,
каких-либо особых мероприятий не требуется.
Опыт показывает, что даже очень длитель-
ная и интенсивная откачка не всегда гаранти-
рует формирование устойчивого талика вокруг
Рис. 38. Температура в ство-
ле самоизливающей скважи-
ны в окрестностях пос. Та-
бага за два месяца до ее
замерзания
1 — ннжняя граница много-
летнемерзлых пород
скважины, и ее промерзание начинается непосредственно в процессе
эксплуатации.
Характерным примером в этом отношении является скважина, прой-
денная близ с. Табага Мегино-Кангаласского района. Эта самоизли-
вающая скважина с дебитом 5 л«3/ч каптирует воду из водоносного
горизонта, залегающего под мерзлой зоной мощностью около 225 м.
С поверхности до глубины 96 м залегают юрские песчаники, доло-
миты и мергели, а глубже — кембрийские известняки. Диаметр сква-
жины, начиная с глубины 4 м, составляет 197 мм. Бурение было закон-
чено 3 февраля 1966 г. Через десять дней геотермическая группа Инсти-
тута мерзлотоведения СО АН СССР произвела измерения температуры
в стволе скважины с помощью термисторной установки. Полученные
результаты приведены на рис. 38. Резкое понижение температуры в
верхней части ствола, очевидно, вызвано сильным охлаждением в конце
зимы слоя сезонных колебаний температуры. Данные измерений отчет-
ливо показали, что скважина должна замерзнуть, что подтвердилось
через два месяца.
Весьма показателен опыт эксплуатации скважины, пробуренной для
водоснабжения Табагинского лесокомбината в Орджоникидзевском
районе. Скважина пройдена до глубины 304 м. Ею вскрыты многолет-
немерзлые породы до глубины 270 м. Статический уровень подземных
вод 17 м. Водоподъемная часть скважины до глубины 129 м закреп-
лена трубами диаметром 10". Откачка велась артезианскими погруж-
258 ГЛАВА V. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ хозяйстве
ними 10 и 8-дюймовыми насосами максимальной производительностью
70 мг1ч и обычной — 30 мг1ч при динамическом уровне до 20 м.
По сведениям эксплуатационной службы, скважина периодически
замерзала. В первый раз замерзание 'произошло после продолжительной
(более 5 месяцев) эксплуатации и проявилось в резком снижении про-
изводительности насоса. Замерзание сопровождалось выталкиванием из
скважины водоподъемного оборудования — насоса и водоподъемных
труб на высоту до 4 м. После залива в скважину нескольких кубомет-
ров теплой воды насос погрузился на место и производительность ею
восстановилась. По заключению и расчетам Ф. Э. Арэ, такое выталки-
вание из скважины водоподъемного оборудования весом около 800 кг
может быть связано с образованием ледяной пробки под насосом и
действием на нее пластового давления в условиях непрерывной работы
насоса, обеспечивающей понижение уровня воды над ними. При после-
дующем уменьшении производительности насоса было принято решение
погрузить насос на большую глубину — с 20 до 40 м. После установле-
ния насоса на глубине 40 м производительность его вновь стала обыч-
ной. В дальнейшем при остановке откачки всего на 6 ч для смены на-
сосного оборудования скважина замерзла. Ее восстановили путем дли-
тельного пропаривания. Затем снижение производительности насоса
происходило регулярно, примерно один раз в месяц и ликвидировалось
путем подачи в скважину теплой воды в течение двух суток. В резуль-
тате опоздания очередного прогрева скважина замерзла.
Таким образом, непрерывность откачки не является универсальным
средством предотвращения промерзания скважин в мерзлой зоне. При
разработке мероприятий по обеспечению бесперебойной эксплуатации
таких скважин большое значение имеют выбор и соблюдение оптималь-
ного термического режима.
Методика теплового расчета водозаборных скважин не разрабо-
тана. Ее создание осложняется тем, что теплоотдача скважины в про-
цессе эксплуатации, особенно в первые месяцы, в значительной мере
определяется тепловым режимом в период бурения и длительностью
консервации по окончании бурения. Точное же фиксирование теплового
режима бурения при современном уровне производства буровых работ
практически невозможно. Не меньшую трудность представляет также
учет этого режима при выводе аналитических зависимостей для тепло-
вого расчета режима эксплуатации скважин. В то же время современ-
ная теория теплопередачи дает возможность приближенно рассчитать
основные параметры, от которых зависит нормальная работа скважин,
и наметить в каждом конкретном случае мероприятия по обеспечению
бесперебойной работы водозабора.
Одной из основных величин, определяющих тепловой режим сква-
жины, является ее теплоотдача, т. е. то количество тепла, которое она
отдает окружающим горным породам в единицу времени. Теплоотдача
зависит главным образом от температуры окружающих скважину пород
и от температуры воды в эксплуатируемом водоносном горизонте, а
также от теплофизических свойств горных пород, диаметра и времени
эксплуатации скважины. Для приближенного вычисления величины
теплоотдачи можно применить следующие формулы (Карслоу, Егер,
1964):
АП-Д#Г, , 1 1/7" \% . 1 „1
для небольших значений Т и
СОСТОЯНИЕ И ПЕРСПЕКТИВЫ ВОДОСНАБЖЕНИЯ
259
„ _ 2УД* f I___________________0.577 1 z9¥
ч~~ г ( 1п(47') —1,154 [ln(4 7’) —1,154]2 J
для больших значений Т.
Здесь
<?—теплоотдача скважины, отнесенная к 1 м2 ее поверхности,.
ккал^м2- ч;
\п—коэффициент теплопроводности горных пород, окружающих сква-
жину, ккал!м-ч-град\
Д£—абсолютная величина разности между естественной температурой
горных пород и температурой стенки скважины в период эксплуа-
тации, °C;
г—радиус скважины, м.
т__ ап'
г2 ’
где ап—коэффициент температуропроводности горных пород, м2{ч;
т—время, отсчитываемое с момента пуска скважины в эксплуа-
тацию, ч.
Формулы (1) и (2) выведены для идеальных условий, из которых
основными являются: отсутствие фазовых переходов в горных породах,
окружающих скважину (температура пород не превышает 0°С, или
влажность пород равна 0), неизменность естественной температуры
горных пород во времени и пространстве, мгновенность возникновения
буровой скважины и постоянство температуры ее стенок.
Расчеты по этим формулам дадут довольно близкие к действитель-
ности результаты в том случае, когда эксплуатация скважины начи-
нается после ее длительной консервации с засолонением, а температура
воды в водоносном горизонте близка к 0° С, а также при любой темпе-
ратуре, если влажность пород очень мала. В других случаях резуль-
таты расчетов будут давать некоторые отклонения от истины, деталь-
ная оценка которых весьма трудоемка и неуместна в приближенных
расчетах.
Для того чтобы получать с помощью формул (1) и (2) надежные
результаты, обеспечивающие нормальную эксплуатацию водозаборных
скважин, следует выбирать исходные данные таким образом, чтобы
возможные отклонения их от действительных значений шли в запас
надежности расчета, т. е. чтобы расчетные величины q не были меньше
действительных. Такой подход положен в основу изложенных ниже
рекомендаций по применению формул (1) и (2).
Прежде всего следует отметить, что при т > 24 ч (скважина эксплу-
атируется более суток) следует всегда применять формулу (2).
Поскольку при запуске в эксплуатацию законсервированных скважин
их обычно предварительно прогревают, а только что пробуренные с про-
мывкой теплым раствором скважины достаточно прогреты, расчеты по
формуле (1) производятся лишь в исключительных случаях, а основ-
ной расчетной формулой остается формула (2).
Коэффициенты тепло- и температуропроводности горных пород для
рассматриваемых приближенных расчетов можно брать по данным, опу-
бликованным в работах Н. С. Иванова (1962) и А. Ф. Чудновского
(1962). Для дисперсных горных пород можно рекомендовать номо-
граммы М. С. Керстена (1955), составленные на основе обобщения
большого количества экспериментальных данных (рис. 39).
При выборе расчетной величины А/ следует исходить из наиболее
низкой температуры горных пород, окружающих скважину в пределах
260 ГЛАВА V. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
той ее части, которая будет заполнена водой в процессе эксплуатации.
Температуру стенки скважины следует лрннимать равной 0° С, так как
при этом не произойдет замерзания воды в скважине и такой режим,
по-видимому, является наиболее экономичным при искусственном подо-
греве скважины. Если подогрев скважины не требуется, то этот режим
позволяет поддерживать минимальные скорости движения воды в сква-
жине (т. е. применять насос минимальной мощности) и наиболее соот-
Рис. 39. Номограммы коэффициента теплопроводности мерзлых дисперс-
ных пород (по М. С. Керстену)
а — пылеватые и глинистые породы; б — песчаные породы. Цифры на
кривых соответствуют значениям Лп в ккал]м • ч.°С
ветствует допущениям, .положенным в основу вывода зависимостей
(1) и (2).
Если породы, окружающие скважину, имеют существенную влаж-
ность и в них происходит замерзание или таяние воды во время эксплу-
атации скважины, то действитель-
ная величина теплоотдачи при про-
чих равных условиях меньше рас-
четной, что идет в запас надежно-
сти расчета.
На рис. 40 приведен график
зависимости величины теплоотдачи
о г ь б в Ют,годы скважины от времени ее эксплуата-
ции, полученной с помощью форму-
Рис. 40. Зависимость величины теплоотдачи „„„ „„в.
скважины от времени прн 4Т—2,5° С; Лп — ЛЫ (2) При СЛеДуЮЩИХ ИСХОДНЫХ
1,7 ккал/м ч °C; ап—2S- 10—* мНч, г=
-0,136 м
данных: температура горных пород
—2,5° С, температура стенки сква-
жины 0° С, = 1,7 ккал]м • ч • град,
ап = 28- 10~4 м2/ч (тонкозернистый песчаник), диаметр скважины 273мм.
График показывает, что теплоотдача скважины стремительно умень-
шается в начале эксплуатации, а затем изменяется очень медленно.
Уже во второй год эксплуатации относительное уменьшение величины
q составляет менее 8%. Это показывает, что в тех случаях, когда потре-
буется подогрев скважины, затраты на него наиболее велнки в первые
месяцы эксплуатации. К концу первого года онн могут быть снижены
в 4—5 раз без нарушения бесперебойности откачки воды.
Проведенные расчеты позволяют рекомендовать для скважин, пу-
скаемых в эксплуатацию после кратковременного прогрева, в качестве
расчетной величину теплоотдачи при т = 24 ч.
После вычисления величины теплоотдачи необходимо рассчитать
параметры водяного потока в стволе скважины, которые при минималь-
ных экономических затратах позволят избежать замерзания сква-
жины. Эти параметры должны быть такими, чтобы водяной поток был
СОСТОЯНИЕ И ПЕРСПЕКТИВЫ ВОДОСНАБЖЕНИЯ
261
в состоянии без замерзания отдать стенкам скважины столько тепла,
сколько они способны поглотить. Способность водяного потока отда-
вать тепло стенкам скважины характеризуется коэффициентом тепло-
отдачи, который выражает то количество тепла, которое вода отдает
в единицу времени на единицу площади при разности температур
потока и стенки 1°С.
Коэффициент теплоотдачи вычисляется с помощью эмпирических
зависимостей, которые обычно записываются в критериальной форме.
Выбор той или иной зависимости для расчета определяется в основном
величиной числа Рейнольдса
где w—скорость движения воды в скважине, м!ч\
D—внутренний диаметр скважины, м;
О—кинематическая вязкость воды, мг/ч.
При Re < 2300
Nu = l,61 (RePr-^-)73. (4)
Здесь Nu=4^- (критерий Нуссельта), (5)
где а—коэффициент теплоотдачи, ккал)м.2 ч;
Хв—коэффициент молекулярной теплопроводности воды,
ккал)м ч. град.
Рг = —---критерий Прандтля,
где ав—коэффициент температуропроводности воды, м2!ч-,
/.—расстояние от фильтра до насоса, м.
При 2300 < Re < 5000
L
м In о \°>33 / Re \lg D
Nu 2ЦРг L j (2300) ’ (6)
При Re >5000 Nu = 0,023 Pr0-4- Re0-8. (7)
Кроме соответствия числа Рейнольдса указанным пределам,, выбор
той или иной формулы для вычисления а определяется также некото-
рыми другими условиями, которые здесь не приводятся по той при-
чине, что они соблюдаются при любых комбинациях определяющих
параметров, которые могут иметь место при устройстве водозаборных
скважин в зоне распространения многолетнемерзлых пород.
Физические параметры воды, которые входят в формулы (4), (6)
и (7), зависят только от температуры. Поскольку, как указывалось
выше, при правильно выбранном тепловом режиме эксплуатации сква-
жин температура воды в них будет близка к 0°С, физические пара-
метры воды можно считать постоянными. Это позволяет несколько упро-
стить формулы для расчета а и представить их в следующем виде:
При Re < 2300
»-9.82)7 -S'-.
(8)
262 ГЛАВА Г. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
При 2300 < Re < 5000
L
_ 23,6 /_£\о.зз / Re \'g D
а~ D ' \ L ) ' (2300/ ‘ (У'
При Re > 5000
®0’8
а= 1,756-^. (10)
Получив с помощью одной из перечисленных формул величину а,
определим, на сколько температура воды в скважине должна быть
выше температуры стенки, для того чтобы обеспечить теплоотдачу сква-
жины
г.=-Ь (П)
где tB — температура, которую должна иметь вода на выходе из
скважины при температуре стенки скважины, равной 0° С. Внизу, на
входе в скважину, температура воды должна быть еще выше. Ее зна-
чение можно приблизительно определить на основе следующих расче-
тов. Количество тепла, поглощаемое скважной в единицу времени,
будет равно
Q = q л DL. (12)
Величина, на которую должна понизиться температура воды, отка-
чиваемой из скважины для того, чтобы передать стенкам скважину
количество тепла, составит:
Д^в== 1000QCK ’
где Qck—дебит скважины, м31ч.
Теперь можно вычислить ту минимальную температуру, которую
должна иметь вода на входе в скважину, для того чтобы скважина не
замерзала в процессе эксплуатации:
4=^ + Д4. (14)
Если естественная температура водоносного горизонта ниже tH, то
скважина не может эксплуатироваться без искусственного подогрева.
Предлагаемый расчет позволяет -найти такие параметры водоза-
бора, которые минимально необходимы для предохранения скважины
от замерзания в самый низкотемпературный период ее работы — период
пуска. В дальнейшем в связи с постепенным уменьшением величины
теплоотдачи скважины термические условия ее эксплуатации стано-
вятся более благоприятными.
Если диаметр скважины изменяется по глубине, то расчет термиче-
ского режима ведется раздельно для каждого отрезка ствола с одина-
ковым диаметром. При желании уточнить расчет можно также разде-
лить ствол скважины на участки с различной естественной температу-
рой горных пород и рассчитать термический режим каждого из них
в отдельности.
Анализ приведенных расчетных формул показывает, что для умень-
шения опасности замерзания скважин, пройденных в толще многолег-
немерзлых пород, следует стремиться уменьшить их теплоотдачу, увели-
чить коэффициент теплоотдачи воды и ее расход. Теплоотдача сква-
жины в целом при прочих равных условиях уменьшается с уменьше-
нием ее диаметра; Кроме того, при уменьшении диаметра увеличивается
СОСТОЯНИЕ И ПЕРСПЕКТИВЫ ВОДОСНАБЖЕНИЯ
263
скорость потока воды в скважине, что вызывает рост коэффициента
теплоотдачи, а следовательно, создает возможность успешной эксплуа-
тации скважины при более низкой температуре воды на входе. Как уже
отмечалось, для обеспечения минимальной теплоотдачи скважины необ-
ходимо поддерживать температуру воды по всему стволу скважины
близкой к 0° С.
Увеличение расхода воды дает то преимущество, что суммарная
теплоотдача скважины обеспечивается при меньшем понижении темпе-
ратуры воды на пути ее движения по стволу скважины. Поэтому от-
качка ведется с максимальной производительностью, допустимой пара-
метрами водоносного горизонта.
Приведем конкретные примеры эксплуатации водозаборных сква-
жин в многолетнемерзлых породах.
Рассмотрим скважину, работающую у с. Табага в весьма неблаго-
приятных термических условиях. Кроме данных, приведенных выше,
примем расчетную температуру горных пород равной —3°С,
= 1,7 ккал/м - ч-град, ап = 30- Ю~4 м2/ч, v = 64,45-10-4 м2)ч.
Допустим, что скважина пущена в эксплуатацию после кратковре-
менного прогрева, соответствующего 24 ч эксплуатации с минимальной
теплоотдачей. Посредством приведенных выше формул легко получить
минимальную величину температуры воды на устье, гарантирующую
сохранение скважин в пусковой период. Она оказалась равной 1,2° С.
В действительности температура воды была значительно ниже (см. рис.
38), поэтому скважина замерзла.
Рассмотрим скважину, работающую в более благоприятных усло-
виях: диаметр скважины 0,146 м, дебит = 50 м?!ч, мощность толщи мно-
голетнемерзлых пород 100 м, At = 1°С, = 1,7 ккал/м- ч- град, ап =
= 28 • 10~4 м2/ч, v = 64,45 • 10'4 м2]ч.
Повторяя те же вычисления, получим tn ~ 0,02° С.
Расчет показывает, что искусственный подогрев для данной сква-
жины, по-видимому, не обязателен, так как температура воды в под-
мерзлотных водоносных горизонтах обычно выше 0,02° С.
В заключение отметим, что расчет по предлагаемым формулам
дает некоторый запас надежности работы скважин.
Подчеркнув еще раз необходимость дифференцированного подхода
к методике эксплуатации артезианских скважин в условиях зоны много-
летнемерзлых пород, коротко остановимся на практических рекоменда-
циях, направленных на предохранение скважин от промерзания.
Одним из возможных способов подогрева является применение
электронагревателей, установленных непосредственно в скважине, в
потоке воды *. Этот метод разработан, в частности, для эксплуатации
углекислых минеральных вод Р. Р. Арутюнянцем (1964). Мощность
электронагревателей может быть рассчитана по известной формуле.
Если Q в формуле (15) выразить в килокалориях в час, то мощ-
ность нагревателей — в киловаттах.
Наиболее простым способом предотвращения замерзания скважин
является дополнительный прогрев воды посредством электрического
кабеля, работающего в режиме нагревательного элемента, широко
используемый в артезианских скважинах Аляски и Канады (Hubbsx
* Следует по возможности при благоприятном химическом составе использовать
воду более глубокой части водоносного комплекса, обладающую относительно высокой
температурой.
264 ГЛАВА V. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДИ (УМ ХОЗЯЙСТВЕ
1963; Boll, Call, 1963; Page, 1963). Первый опыт прогрева одной иа
скважин в Центральной Якутии подтвердил высокую надежность и
экономичность этой простой по конструкции нагревательной установки.
Нагревательный кабель опускается на глубину отрицательных темпе-
ратур, питается тем же током, что и артезианский насос, и в зависи-
мости от термических условий и температуры эксплуатируемых вод
работает непрерывно или только во время остановки откачки.
Расчет тепловыделения нагревательного кабеля не вызывает за-
труднений и может быть произведен по известной формуле:
Q = 0,86-/t/=0,86/2/? = 0,86 -—-ккал/ч, (16)
где Q — количество тепла, ккал/ч;
I — сила тока, а;
U — напряжение, в;
7? — сопротивление кабеля, ом.
Прогрев скважины малого диаметра может осуществляться спосо-
бом систематического налива подогретой воды.
Объем емкостей определяется конструкцией скважины и должен
быть таким, чтобы обеспечить не менее чем троекратную замену столба
воды в скважине. Температура подаваемой воды может соответство-
вать или быть близкой к температуре воздуха в жилом помещении
(15—18°С). Оптимальное количество и температура воды могут быть
рассчитаны, однако приведенные рекомендации содержат достаточный
запас надежности для обеспечения работы скважины в неблагоприят-
ных мерзлотных условиях.
В тех случаях, когда на объекте имеется две скважины — основная
и резервная или основная и наблюдательная, излишки воды могут пере-
качиваться непосредственно из скважины в скважину с весьма незна-
чительным подогревом, что обеспечивает формирование устойчивого
талика. Хорошие результаты дал этот метод при эксплуатации меж-
мерзлотных вод в Магане. Непрерывность откачки сочеталась здесь
с весьма экономным расходованием ограниченных запасов воды.
При сезонной эксплуатации подмерзлотных вод (только в зимнее
время), когда нет возможности использовать поверхностные воды, мо-
жет быть использован опыт магаданских гидрогеологов, изложенный
в работах А. И. Калабина (1957), Л. Т. Мотрич и П. А. Калмыкова
(1966). Ими в летнее время производилась закачка поверхностной воды
из русловых галечников в подмерзлотный водоносный горизонт, а в
зимнее — его эксплуатация.
Эксплуатация подрусловых вод
Подрусловые воды широко эксплуатируются инфильтрационными
водозаборами различного типа. Ввиду недостаточной изученности фак-
торов, влияющих на работу такого рода гидротехнических сооруже-
ний, в районах распространения многолетнемерзлых пород до сих пор
не создано норм и технических условий проектирования водозаборов.,
на реках, а многие положения, вводимые в расчеты, весьма проблема-
тичны. Традиционные водозаборы с русловыми оголовками или бере-
гового типа малоприемлемы в условиях Якутии, реки которой характе-
ризуются крайней неравномерностью распределения стока по сезонам
года и имеют амплитуду колебаний уровней до 15—20 м. Даже у круп-
ных рек зимний сток составляет всего 5—8% годового стока. Перемер-
зание рек, малые глубины и малые расходы в зимнюю межень, а зача-
стую и полное прекращение стока, интенсивные процессы переформи-
СОСТОЯНИЕ И ПЕРСПЕКТИВЫ ВОДОСНАБЖЕНИЯ
265
рования русел — все это затрудняет или даже делает невозможным при-
менение поверхностных водозаборов на незарегулированных водотоках.
Зачастую затраты на эксплуатацию поверхностных водозаборов (обо-
грев, борьба с ледошуговыми явлениями, текущий ремонт) превышали
строительную стоимость сооружений.
За последние годы в Якутии, Магаданской области и на севере
Красноярского края широко используются подрусловые воды. Каптаж
подрусловых потоков осуществляется посредством горизонтальных дрен,
галерей, вертикальных выработок (скважин, шахтных колодцев, а
также шахтных колодцев с горизонтальными рассечками).
W/AA \f * "\г I i* {AAA
Рис. 41. Схема Яжутского водозабора
Четвертичные отложения / — суглинки, 2—песок мелкозернистый с прослойками ила, 3 —песок
среднезернистый, 4 — песок крупнозернистый с гравием и галькой Юрские отложения 5 — гли-
ны с прослойками тонкозернистого песка; 6 — граница многолетнемерзлых пород а — водоприем-
ная шахта, б — водовод, в — фильтр
Схема лучевого водозабора для г. Якутска разработана институ-
том «Водоканалпроект». Она предусматривает водоприемную шахту, про-
ходку тоннеля и четыре водозаборные дрены (рис. 41). Укладку дрен
предполагается вести путем проморозки русла реки Поскольку на
участке водозабора наблюдаются интенсивные, но совершенно не изу-
ченные процессы переформирования русла, имеются основания сомне-
ваться в безаварийной работе водозабора. Например, при отложении
наносов в створе водозабора возможно уменьшение водозахватной спо-
собности дрен, а в случае образования отмели или острова водозабору
угрожает выход из строя, ибо острова и отмели способствуют промер-
занию подруслового талика, поэтому участок расположения дрен может
оказаться частично или полностью промороженным.
Лучевой водозабор в пос. Хандыга расположен на правом берегу
р Алдана Колебание уровней воды в створе водозабора достигает
11 м Толщина льда 200 см. Дно реки сложено песчано-галечниковыми
осадками мощностью от 4 до 10 м с включениями валунов диаметром
30—50 см. Коэффициент фильтрации галечниковых отложений по дан-
ным откачек составляет 200 м/сутки. Галечники подстилаются слоем
суглинка, который является водоупором.
Водозабор пущен в эксплуатацию в 1966 г. По принятой схеме
водоснабжения захват подрусловых вод осуществляется двумя дренами,
расходящимися из нижней части шахтного колодца под углом 30°.
Длина каждой дрены 150 м, а ее перфорированной части 40 м (рис. 42).
Диаметр дрен 300 мм, скважность 20%. Дрены уложены открытым
266 ГЛАВА V. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
способом с промораживанием водоносных отложений. . Вокруг дрен
устроен обратный фильтр из отмытого галечника и крупнозернистого
песка. Шахта представляет собой отпускной колодец глубиной 18 м,
диаметром 8 м. Отсыпка вокруг шахты выполнена в виде шпоры и гра-
вийно-галечникового материала и вдается в русло на 80 м. Водозабор
рассчитан на подачу 400 м3 воды в час.
Водозабор в пос. Усть-Нера на р. Индигирке, сооруженный в 1954 г.,
состоит из бетонированного приемного колодца и каптажной галереи,
предназначенной в основном для захвата поверхностных вод. Галерея
имеет длину 87 м, сечение в свету 1,2 X 0,7 х 1,6 м и уклон 0,001 вето-
Рис. 42. Схема водозабора в пос. Хандыга
J — песчано-галечиые отложения; 2 — супесь; 3 — насыпной грунт; 4 — граница многолетнемерзлых
пород, а — фильтровая часть дрены, б — водоподъемная шахта, в — насосная станция
рону водоприемного колодца. Над галереей устроены три колодца сече-
нием 1,3 X 2 м, расположенные на 0,5 м ниже дна реки. Мощность
талика в створе водозабора превышает 10 м. Коэффициент фильтрации
русловых отложений составляет 0,007 м/сек. Температура воды в ко-
лодце в начальный период эксплуатации водозабора достигала 3—
3,5° С, производительность была максимальной. В последующем из-за
прекращения сбора в р. Индигирку теплой воды с теплоэлектростанции
изменился ледовый режим реки в створе водозабора, и лед ложится
непосредственно на русловой аллювий по всей длине галереи. В резуль-
тате этого галерея обледеневает и перестает каптировать воду. В на-
стоящее время ведутся работы по увеличению ее длины.
В поселках Бриндакит на р. Бам, Югаренок на р. Юдоме, Аллах-
Юнь и Солнечном на р. Аллах-Юнь, Ольчан в бассейне р. Индигирки
водоснабжение осуществляется за счет вод подрусловых потоков, кап-
тируемых шахтными колодцами, обычно с отходящими от них одним
или двумя водозахватными штреками. Глубины колодцев от 4,5 до
20 м, длина штреков от 9 до 45 м. Производительность водозаборов от
100 до 420 м3/ч, минимальная — 2,5 м3/ч.
Водозабор в пос. Лебедином на р. Бол. Куранах состоит из шахт-
ного колодца сечением 3 X 1,5 м и глубиной 35 м. От колодца к реке
в трещиноватые карбонатные породы отходит штрек сечением 2 X 2 м,
СОСТОЯНИЕ И ПЕРСПЕКТИВЫ ВОДОСНАБЖЕНИЯ
267
длиной 100 м. В забое штрека для увеличения водозахвата пробурено
несколько десятков шпуров. После пуска производительность водоза-
бора составляла 500 м3/ч. Однако, когда выше водозабора были прове-
дены дренажные работы, сопровождавшиеся интенсивным сбросом про-
мывочных отходов, аллювиальные отложения на участке водозабора
оказались сильно закальматированными, что вызвало падение произ-
водительности водозабора до 120 м3/ч.
Водозабор в пос. Эльдикан на р. Алдане предназначен для водо-
снабжения этого поселка и трех энергопоездов. Он выполнен в виде
двух стальных подрусловых дрен диаметром 1000 мм и длиной 235 м.
Дрены уложены рядом. Для захвата воды предусмотрена перфорация
дрен на участке 100 м. Вокруг перфорированной части устраивается
обратный фильтр. Дрены соединяются с береговым водоприемным
шахтным колодцем сифонной линией. Колодец имеет диаметр 4,5 м
и глубину 28 м. Максимальная производительность водозабора
4000 мэ!сутки.
Огоджинский водозабор построен на р. Огодже (бассейн р. Лены)
в 1953—1955 гг. Река в отдельные годы перемерзает и не имеет стока.
Амплитуда колебания уровней в реке 8,5 м. Водозабор выполнен в виде
ряжевой стенки и захватывает поверхностные воды на широком фронте
малых глубин (0,5 At). Для дополнительного захвата воды из подрус-
лового аллювия при низких уровнях в реке используется продольная
галерея сечением 1,5 X 1 м. Она расположена ниже русла и имеет
уклон в направлении к центральному колодцу. Кроме того, имеется
поперечная дрена длиной 50 м, сечением 0,4 X 0,4 м. Общая длина ря-
жевой стенки 38,5 м. Производительность сооружения 0,5 м3[сек.
Таким образом, наиболее распространенной схемой инфильтрацион-
ного водозабора в Якутии является комплекс, состоящий из водоприем-
ного колодца и водозахватного штрека. Распространенность этого типа
водозабора обусловлена его простотой. Недостатком является значи-
тельный объем подземных вод, особенно в тех случаях, когда во избе-
жание притока воды во время проходки штрек ведут в плотных поро-
дах с последующим выходом в водоносный подрусловый талик,
Более рациональным является применение сифонных водозахват-
ных линий (водозабор пос. Эльдикан). Эти конструкции позволяют зна-
чительно сократить объемы, сроки и стоимость строительных и проход-
ческих работ. Уменьшение длины каптажных галерей за счет колод-
цев, сооружаемых над галереей, недопустимо, так как при этом резко
снижается очистительное действие каптажного устройства.
Наблюдения за работой водозабора в пос. Усть-Нера показали, что
изменение степени мутности воды в водоприемном колодце полностью
согласуется с ее изменением в реке (40 см в колодце — 30 см в реке,
50 см в колодце — 40 см в реке).
Актуальной является проблема обогрева каптажных сооружений.
Если для эксплуатации шахтного колодца достаточно иметь отапливае-
мое помещение, то для каптажных галерей необходим обогрев по всей
их длине. Как правило, для этих целей применяется паропровод со
сбросом конденсата. Такая схема обогрева малоэффективна и дорого-
стояща. Кроме того, поступление пара в галерею вызывает интенсив-
ное развитие грибка, разрушающего деревянные конструкции. Учиты-
вая возрастающее производство электроэнергии, можно рекомендовать
для обогрева галерей низкотемпературные электронагреватели — грею-
щие кабели и панели. Нагреватели этого типа просты в монтаже, управ-
ление их работой легко автоматизируется, срок службы практически не
ограничен.
268 ГЛАВА И. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
Перспективы водоснабжения
Многообразие гидрогеологических, мерзлотных и в целом физико-
географических условий районов Якутии обусловливает в высшей сте-
пени неодинаковое обеспечение их подземной водой.
Благоприятны условия получения воды в южной части Якутии.
Надежным источником водоснабжения здесь являются подземные воды
зоны выветривания кристаллических и метаморфических пород проте-
розоя и архея, кембрийских и юрских отложений.
Огромные запасы пресных и слабосолоноватых подмерзлотных вод
сосредоточены в пределах Лено-Вилюйского и Лено-Алданского между-
речий. Однако использованию их сильно препятствуют несколько повы-
шенные содержания фтора и сложность эксплуатации артезианских
скважин в условиях большой мощности и низких температур многолет-
немерзлых пород, хотя в последнее время низкие температуры преодо-
леваются посредством греющих кабелей.
Помимо подмерзлотных вод все более успешно используются воды
подозерных и подаласных таликов, широко распространенных на Лено-
Вилюйском и Лено-Амгинском междуречьях. Ресурсы таликовых вод
еще не оценены и перспективы их освоения далеко не раскрыты.
Значительные запасы подземных вод скрыты в недрах Верхояно-
Колымской горноскладчатой области. Освоение подземных вод этой
части территории целесообразнее осуществлять путем расширения сети
инфильтрационных подрусловых водозаборов, так как глубокие под-
мерзлотные воды обычно разгружаются в подрусловые талики. Одним
из косвенных признаков выходов подземных вод в подрусловые талики
являются широко распространенные здесь крупные наледи. Следует
также провести разведку обводненных тектонических зон и предгорных
конусов выноса.
Сложны и во многом неопределенны условия водоснабжения север-
ных и особенно северо-западных районов Якутии. Здесь подмерзлотные
воды непригодны для питьевого использования из-за высокой минера-
лизации, а реки полностью перемерзают. По-видимому, в этих районах
следует изучить возможности магазинирования вод подруслового аллю-
вия в теплый период года. Опытно-методические работы подобного
рода, проведенные в Магаданской области, показали положительные
результаты (Мотрич, Калмыков, 1966). Однако перенесение данного
опыта в пределы распространения трещинно-карстовых соленых вод и
рассолов северо-запада Якутии требует специальных исследований.
БАЛЬНЕОЛОГИЧЕСКИЕ РЕСУРСЫ
Лечебные минеральные воды
По газовому и химическому составу, минерализации и температуре
подземных вод в Якутии могут быть выделены три провинции мине-
ральных вод: 1) провинция холодных азотных и метановых солонова-
тых, соленых и рассольных вод; 2) провинция углекислых вод и 3) про-
винция азотных термальных вод. В пределах этих провинций согласно
классификации лечебных минеральных вод, разработанной Централь-
ным научно-исследовательским институтом курортологии и физиотера-
пии (Иванов, Невраев, 1964), можно выделить пять основных бальнео-
логических групп минеральных вод (рис. 43, табл. 66). Кроме того, в
ряде районов можно предполагать наличие радоновых вод.
А. Воды без специфических компонентов и свойств. Эта группа
лечебных минеральных вод развита в пределах первой провинции.
a 6 a 6
И' У77Л2 Ш3 [ГЕГЗ* Ш5 в5 EZ37 Eop □Z?5
W]n Гё~1^ Г®~1» Гё~|*» Гс~1» ПГ~|у По~1'7 Г®~1« ГУ>
ПсЯ^ l~W~fo ГП~1^ I □ I24 I Я № I В \26 I а |27 ] В \28
Рис. 43 Схематическая карта минеральных вод Якутской АССР. Составила В. Н. Фомичева с до*
полнениями Р. С. Кононовой
Провинции минеральных вод* 1—4— провинции азотных и метановых холодных вод углекисло-
и кислородио-азотиые 1— слабосолоноватые (I—3,5 г/л) сульфатные кальциевые, солоноватые
(1—10 г/л) хлоридио-сульфатные и сульфатио-хлоридные пестрого катионного состава (натриевые,
кальциевые, реже магниевые); 2— солоноватые (1—10 г/л) преимущественно щелочные, реже суль-
фатные, натриевые и хлоридные натриевые; 3 — очень крепкие рассолы (до 350 г/л) хлоридные
натриевые; метаново-азотные и азотно-метановые- 4— соленые (10—50 г/л) воды и рассолы (50—
350 г/л н более) хлоридные натриевые, реже кальциевые, а — достоверно известные, б — предпо
лагаемые. 5 — провинция углекислых вод, а — углекислые воды достоверно известные, б — то же,
предполагаемые; 6 — провинция азотных термальных вод; 7 — районы, в которых предполагается
развитие радоновых вод, 8 — районы, в которых минеральные воды неизвестны
Главнейшие месторождения минеральных вод и водопуикты, вскрывшие минеральные воды 9—
скважина и ее иомер в табл 66; 10 — источник и его номер в табл 66 Состав вод Азотиые
(кислородно- и углекисло-азотиые): // — слабосолоноватые (1—3,5 г/л) сульфатные кальциевые,
реже натриевые, 12 — солоноватые гидрокарбоиатные натриевые; 13 — солоноватые и соленые хло-
ридиые натриевые, 14 — рассолы хлоридные натриевые; метаново-азотные и азотно-метановые. 15 —
соленые хлоридные натриевые; 16 — рассолы хлоридные натриевые; 17 — рассолы хлоридные каль
циевые. 18 — углекислые железистые солоноватые гидрокарбоиатные кальциево-магниевые либо
магниево-кальциевые, 19— кремнистые термальные нормально пресные (0,1—0,5 г/л) сульфатные
либо хлоридные натриевые; 20 — слаботермальные пресные хлоридные натриевые- 21 — воды с со
держанием брома более 25 мг/л, 22 — сульфидные (H2S>10 мг/л); 23 — грязелечебницы; 24—
минеральные озера н нх номера- 1—Абалах, 2 — Кемпендяйские, 3 — Ет-Кельскне, 4 — Сайсары,
5 — Чай-Кюель, 6 — Щучье
Типы лечебных грязей 25 — щелочная иловая сероводородная; 26 — высокосолеиая иловая серово
дородная, 27 — слабосолеиая иловая сероводородная, 28 — пресная иловая сероводородная, 29 —
щелочная сапропелевая
Таблица 66
Характеристика лечебных минеральных вод Якутской АССР
1 г* 1 , Группы ВОД 1 Типы вод Представители и их аналоги
Состав Минерали- зация, г/л Скважина или место- нахождение источника Формула состава воды, № скважины на рис. 43 Водоносные породы, их индекс Условия формиро- вания вод Известные аналоги
га 3 U в Анион- ный | Кати- ! онный
Специфика
компонентов и свойств i и кислородно-азотные) 1 Сульфатные Преимущественно кальциевые 1 От 2 до 3,5, реже 5,0 Ченкиямская 3 м SO482 НСОз 13 2,4 Са69 Mg 25 (№ 17) Сильно загипсо- ванные карбонат- ные и терриген- но карбонатные; O-|-S, Cm3 vl, Cm! В зоне свободного водообмена за счет выщелачи- вания гипсов или окисления суль- фидов Краинка, ист. 1 М 8О487 НСОз 12 н у □ М2>4 Са 85 Mg 9 РМ ,3 Там же, скв. 2 м SO4 89 2’й Са 75 Mg 25 Нижнее Ивкино, ист. 4 SO478 НСОз 12 пН 7 9 М2’5 Са 79 Mg 14 Р ’
H2S, Rn
В долине р. Хому- стах, в 1 км се- веро-западнее д Кятчи м SO484 НСО3 Ю 2’5 Са 51 Na 39 Mg 10 (№ 6)
В долине р Мал. На хот М22 §0,98 2’2 Са 70 (Na-J К) 28 Т 13,5 °C (№ 9) Песчаники на гипсовом цементе с включением сульфидов; J
и с ульфатно-хлоридные катионного состава От 2 до 10 В долине р. Нюи М2 6 §2-“ 58 С1 29 pH 7,2 2,6Ca64(Na MQ 21 Mg 15й (№ 3) Доломиты с про- слоями ангидрита, гипса, песчаников, слои, битуминоз- ные известняки; Оь Cnii Смешение вод выщелачивания соленосных толщ с водами выще- лачивания гипсо- носных отложений Ижевские минеральные воды М SO* 58 С140 4'9 (Na+K)42 Са35 Mg 25 pH 7,3
Нет
Русско-Реченская м SO451 Cl 46 618 Са 47 Na 39 Mg 14 (б н)
. Воды без специфических
Азотные (углекисло-
Хлоридные Г идрокарбонатные Хлоридно-сульфатные
Натриевые Натриевые Различного
Не опр. До 35 3 to сл | От 2 до 10
Бассейн р. Нюи Река Лена, в 6 км выше г. Ленска Маганская (под- озерный талик с глубины 10,5 м) Абалахская с глубины 260—290 м На правом берегу р. Амги, в 150 м ниже рч. Хому- стах Нижне-Амгинская Р-1
s’u (Na+K) 77 Са 14 Mg 9 pH 7,2 (№ 3) g 2 2 “ CD CD 00 сл 3 О о 00 + I •"T" to О Y o 1 w ND co 1—1 Гр((М2+ред.) 95 СО25] м С192 S04 5 8’° Na 91 Саб (№ 4) а 2 ьо + "О CD ’ (Na + K) 43 Mg 35 Са 20 РН 8,1 (№ 10) м НСОз 76 SO4 12 Cl 10 Na 93 Mg 4 (№ 11) H2S 0,01 М. „ НСОз87 СИ 1 ,пН „ , d’u Na63Ca28Mg9 pH 6,7; Т 3,5° С (№ 7) м SO4 38 Cl 37 НСОз 25 Гр*СО247 (Н2+ред.) 45СН48 М С147 S°t42 нсо3 И v Na 41 Са 31 Mg 28 (№ 12)
Известняки, доло- миты с прослоями гипсов, мергелей, каменной соли; Стх Озерно-аллюви- альные пески; Q Известняки, мер- гели; Сш2
В зоне свободного водообмена за счет выщелачи- вания соленосных пород В зонах затруд- ненного и весьма затрудненного водообмена и в зоне осложненно- го водообмена в подозерных и под- аласных таликах
2
Оо
О
Со
ND
"О
00
о
(Продолжение табл. 66)
Группы вод Типы вод Представители и их аналоги
Состав Минерали- зация, г/л Специфика Скважина или место- нахождение источника Формула состава воды, № скважины на рис 43 Водоносные породы, их индекс Условия формиро- вания вод Известные аналоги
Газо- 1 ВЫЙ 1 |Аннон- ! ный Кати- онный
компонентов и свойств J Азотные (усдекнсдо- н кисдоро дно-азотные) 1 ные вые От 35 до 350 I, Вг Долина р. Пеле- дуя ГсвПЧд+ред.) 98; СН41; H2S1 ] м С197 SO43 эт89,4 (Na+K)96 Са i Mg 1 (№ 5) Известняки, доло- миты, каменная соль, песчаники, алевролиты; D3, Cmt Тотьма М С185 а’> N-89 ~
В долине р- Таба- сында rD[(CO2+H2S) 45; (N’+ред j 33; CH4 22] Mi. C198SOj2 н 71 113 (Na+K)98 Cal (б/н)
Скв I в 4,5 км от пос. Кемпен- дян TpKNa+ред) 92 CH4 4] м . c'19812±j pH 7,6 Мз® Na 98 Ca2 (6/H)
Долина р. Кем- пендяй Гсв (N295 CH45) M Cl98 SO42 H68 317 Na 98 Ca 1 Mg 1 (№ 4)
До 35 1, Вг Улахан-Юряхская м Cl 99 HCO81 Na97‘C;2Mgl (№ 1) Алевролиты, песчаники; Т, Р В зонах затруд- ненного и весьма затрудненного Сольцы Маа — —— ——pH 8,0 (Na + К) 58 Са29
А. Воды без специфических Метановые и азотно-метаиовые Хлорид Натрие Оленекская Р-50 м С195 НСО3 5 7’8 Na 94 Са 3 Mg 3 (№ 2)
Бахынанская Гр (СН490 N39,5) М„ , С1100
d1’3 (Na+K) 76 Са 21 Mg 3 pH 66; J 0,001; Вг 0,04 Т 42,3° С (№ 4)
35 - 350 Сангарская Р-1 М С110° 5315 (Na+K) 54 Mg 45 J 0,002 (№ 6)
J, Вг
Усть-Вилюнская Р-3 Гр [(СН4+Т.У.) 98,5 мМ1 С110°
s9-‘ (Na+K)80 Са 17 Вг 0,1; Т 58° С (№ 5)
Намекая опорная м С197 НСОзЗ 20’8 (Na+K) 97 Са 2 pH 7,8; Вг 0,1 (№ 8)
Б. Углекислые 1 Углекислые Г идрокарбонатные Кальциево-магниевые До 5 Дыбинская СО2 1,2 М НСОз 99 53 Mg56Ca23Nal8 pH 6,3; Ге 0,033 (№ 9)
СО2, F
Переслаивающие- ся песчаники и алевролиты; Сп-Т водообмена за счет седимента- ционных вод с участием вод выщелачивания соленосных фаций Кашин М28 9 С181 S0*19 pH 7,6 28’9 (Na+K) 77 1 ’
Песчаники, слан- цы; Р Образование СО2 за счет термо- метаморфизма, состав вод опре- деляется выщела- чиванием пород Кука М СО233 НСОз 95 3’2 Mg 46 Са 42 (Na+K) 10 pH 6,0
(Продолжение табл. 66)
I Группы вод I Типы вод Представители и их аналоги
Состав Минерали- зация, г/л Специфика Скважина или место- нахождение источника Формула состава воды, № скважины на рис. 43 Водоносные породы, их индекс Условия формирова- ния вод Известные аналоги
я 3 1— 03 -ноину Кати- I онный I
1 В. Сульфидные 1 1 Метановые Хлоридные Натриевые От 56 до 372 H2S, Вг Дельгейская Р-2 Мирнинская 29 H2S 0,17 м С197 SO, 2 372 (Na+K) 90 Mg9 Вг 2,0; pH 6,8 (№ 13) H2S 0,039 M C190 so< 1° 56 (Na+K) 88 Ca 7 Mg 5 pH 8,1; Br 0,032 (№ 7) Чередующиеся доломиты, мерге- ли, известняки, обогащенные ор- ганикой, гипсо- носные; Ст, Восстановление сульфатов до H2S сульфатредуциру- ющими бактерия- ми в зонах зат- рудненного и весь- ма затрудненного водообмена Серегово H2S 0,019 .. Cl 96 _н 71 М” (Na+K) 84 рН7,1 Красноусольск H2S 0,021 м С194 „ 7 . М48 (Na+K) 95 РН7’4
Д. Бромные Метановые и азотно-метановые Хлоридные Кальциевые либо натриевые Более 300 Вг, J, H3S Олекминская Р-3 Наманинская Р-2 Гр[(СН,+Т. У ) 96 (Н2+ред.) 2] M Cl 99 НСО31 358 Са 77 (Na+K) 15 pH 6,0; Вг 3,8 (№ 14) м Cl 100 380 Са 72 (Na+K) 16 Mg 12 pH 6,9; Вг 4,6 (№ 15) Доломиты, из- вестняки с про- слоями гипса, ан- гидрита, каменная соль; Pt3 Маточная рапа древних солерод- ных бассейнов, в различной степени метаморфизован- ная и разбавлен- ная рассолами выщелачивания Краснокамск М С1 99 265 (Na+K) 68 Са 25 pH 6,3; Вг 0,81 Тыретская скважина H2S 1,73 М535— pH 4,5 535 Са81 Mg 13 Р Вг 8,81
Мархииская опорная M C1 "-6 424 Са 78 Na 20 Mg 2 Вг 5,8 (№ 3) -
О 2 X -0 ч идно-сульфатные 0> 3 0,3—0,5 Среднее течение р. Олекмы (термы) ГР [(И2+ред.) 99,4] м SO455 Cl 26 НСО3Ю °-3 (Na+K) 75 Са 22 Т 51° С; pH 7,0; F 0,006 H2SiO3 0,054 (8) (Данные Института курорто- логии) м С146 SO4 36 НСО39 СОз 9
H2S1O3
°>52 Na75Ca24Mgl H2SiO3 0,23 (Данные ЯТГУ)
S О. О. о X <и (8)
0) <v и о.
О 2 X о ч
2 о со X ч 6 а
X X < о 3 а> X X
о. X ч А
а X о. о ч ЬЙ
ч к
о
X
ч
•е-
ч
о
Гр—газ растворенный; ГОв — газ свободный.
Трещиноватые
гнейсы н мрамо-
ры, прорванные
дайками пегмати-
тов;
Воды зоны
затрудненного
водообмена
Горячииск
м SO481 НСОз 11 С15
°’6 (Na+K) 86 Са 13
Т 56° С; H2SiO3 0,05
Долина р. Талой
Гсв N2 98,7; СО2 0,55; СН4 0,56
м (НСО3+СО3) 48 С1 42
°>45 (Na+K) 96
Т 87° С
276 ГЛАВА V. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
В соответствии с минерализацией и составом здесь могут быть выде-
лены: солоноватые сульфатные кальциевые, хлоридно-сульфатные и
сульфатно-хлоридные воды пестрого катионного состава; солоноватые
щелочные воды; соленые и рассольные хлоридные натриевые, режехло-
ридные кальциевые воды.
Слабосолоноватые сульфатные воды развиты в загипсованных поро-
дах ордовика и кембрия в зоне свободного водообмена (юго-запад
Якутского бассейна), а также встречаются в отложениях юры (Чуль-
манский бассейн) на участках, где имеют место значительная пирити-
зация и сульфатизация.
Скважинами встречены воды на глубинах до 300 м (Ченкиямские
скважины). По долинам рек Лены, Нюи, Бирюка и др. они выходят
на поверхность в источниках с дебитами от 4 до 20 л/сек.
Воды обладают высоким содержанием кальция и магния, слабосо-
лоноватые (от 2 до 3,5, реже до 5 г/л), слабощелочные (pH = 7,2—7,8).
В составе анионов кроме сульфатов присутствуют гидрокарбонаты
в количестве до 13 %-эка. Часто воды с запахом сероводорода, но ана-
литических данных о его содержании нет. В состав растворенных газов
входят в основном азот, углекислота и в небольшом количестве ки-
слород.
Сульфатные воды формируются как за счет выщелачивания загип-
сованных терригенных и карбонатных пород, так и за счет окисления
сульфидов тяжелых металлов в зоне свободного водообмена. Серово-
дород, обнаруженный в ряде источников, образуется, по-видимому,
в пределах локальных закрытых участков биохимическим путем. Так,
некоторые небольшие источники, прекращающие функционирование в
зимний период, обладают особенно сильным сероводородным запахом
весной при оттаивании сезонноталого слоя почвы и возобновлении из-
лива. В летний период при постоянном действии этих источников запах
сероводорода уменьшается, а иногда полностью исчезает. Описанные
воды можно сравнить с известными минеральными водами курорта
«Краинка» и французского курорта «Контрексвиль», вода которых
используется для лечения заболеваний органов пищеварения, почечно-
и желчнокаменной болезни, нарушения обмена веществ. В Якутии воды
подобного типа в лечебных целях не применяются.
Сильносолоноватые хлоридно-сульфатные и сульфатно-хлоридные
воды характеризуются различным катионным составом (натриевым,
кальциево-натриевым, магниево-кальциево-натриевым) при преобла-
дании катионов натрия и кальция. Минерализация этих вод более высо-
кая, чем описанных выше (до 10 г/л). Воды слабощелочные (pH =
= 7,2—7,6). Состав растворенного газа преимущественно азотный
(N2 до 75%). Эти воды являются водами переходного типа от суль-
фатных кальциевых к хлоридным натриевым. Они формируются за
счет смешивания вод выщелачивания гипсоносных и соленосных отло-
жений; распространены в пределах Березовской и Нюйско-Джербин-
ской впадин, на западном склоне Алданского крыла Якутского бас-
сейна и в юго-восточной части Лено-Вилюйского бассейна. Водонос-
ными являются отложения ордовика и нижнего кембрия.
Воды подобного состава с несколько большим содержанием маг-
ния используются для розлива (Ижевские и Угличские минеральные
воды). В пределах республики они не эксплуатируются.
Солоноватые щелочные воды, иногда перемежающиеся с сульфат-
ными натриевыми и хлоридными натриевыми, с минерализацией от 2
до 10 г/л встречены в многочисленных подозерных и подаласных тали-
ках Лено-Амгинского междуречья.
БАЛЬНЕОЛОГИЧЕСКИЕ РЕСУРСЫ
277
Соленые и рассольные хлоридные натриевые и кальциево-натрие-
вые воды имеют повсеместное распространение в пределах платформен-
ной части Якутии (за исключением кристаллических массивов) и отли-
чаются различной степенью минерализации — от нескольких единиц до
300 г/л и более.
В Якутском бассейне воды с наибольшей минерализацией приуро-
чены к кембрийским отложениям, в разрезе которых значительную роль
играют галогенные формации. В вертикальном разрезе преобладают
хлоридные натриевые рассолы с минерализацией выше 270 г/л. Зона
слабоминерализованных вод незначительна из-за широкого распростра-
нения галогенных осадков. На глубине 400—500 м здесь уже вскрыва-
ются рассолы с минерализацией более 100 г/л.
В Нижне-Ленском и Лено-Вилюйском бассейнах хлоридные натрие-
вые воды с минерализацией до 35 г/л вскрыты скважинами в отложе-
ниях нижнего мела — триаса в интервале глубин 1300—2500 м. Зона
рассольных вод находится здесь, по-видимому, на значительной (более
2500 л«) глубине, за исключением Китчанского, Усть-Вилюйского и Сан-
гарского районов, где рассолы с минерализацией более 50 г/л вскрыты
уже на глубине 1300 м. Очевидно, хлоридные воды имеют широкое рас-
пространение и в Вилюйской синеклизе. В районе Кемпендяйских соля-
нокупольных структур содержатся крепкие рассолы (с минерализа-
цией более 300 г/л). Они выводятся на поверхность многочисленными
источниками, а также вскрыты скважинами на глубинах 1690—2840 м
в девонских отложениях. Газовый состав вод преимущественно мета-
новый и азотно-метановый.
В верхних горизонтах Нюйско-Джербинского, а также Березовского
бассейнов и в районе Кемпендяйских структур (в местах выхода на
поверхность кембрийских и девонских галогенных отложений) хлорид-
ные натриевые воды формируются и в зоне свободного водообмена.
Теперь в газовом составе присутствуют азот и углекислота воздушного
происхождения.
В мезозойские отложения Якутского бассейна, не имеющие гало-
генных осадков, хлоридные воды, по-видимому, попадают из более глу-
боких горизонтов под влиянием разности гидростатических напоров, что
наблюдается в Китчанском районе.
Широко распространены хлоридные натриевые воды в Нордвик-
ском солянокупольном районе Хатангского бассейна. Многочисленными
скважинами здесь из отложений девона, карбона, перми, триаса и юры
выведены хлоридные натриевые рассолы с минерализацией от 49 до
315 г/л. В восточной части Хатангского бассейна минерализация вод
уменьшается, и глубина залегания высокоминерализованных вод й рас-
солов увеличивается.
Данные по Оленекской скв. Р-50 показывают, что в восточной части
бассейна в пермских отложениях на глубине 633 м присутствуют хло-
ридные натриевые воды с минерализацией всего 7,8 г/л. Химический
состав вод этого типа довольно однообразный. В водах источников ино-
гда присутствуют сульфаты (до 16—17%-экв). Среди катионов кроме
натрия встречаются кальций и магний. Из микрокомпонентов присутст-
вуют бром и в незначительных количествах йод.
Источники Кемпендяйск о г о со л янокупо льно г о
района. В районе известно несколько основных групповых выходов
минеральных вод.
Кемпендяйская группа источников расположена на правом берегу
р. Кемпендяя в 65 км от ее устья на территории одноименного поселка.
Здесь в долине реки, примерно в 100 м от русла, из рыхлых песчано-
галечных отложений пойменной террасы, под которыми залегают крас-
278 ГЛАВА V. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
ноцветные отложения девона, отмечаются многочисленные выходы соле-
ных вод. Дебит отдельных источников, замеренный в июле 1961 г. при
температуре воздуха +23° С и температуре воды +1°С, составил
6,64 л/сек (Ломоносов, 1963).
Самоизливающиеся рассолы были вскрыты также скважинами.
Главной частью рассолов является хлористый натрий, содержание кото-
рого колеблется от 97,5 до 98,5%; остальная часть представлена преи-
мущественно сульфатами кальция, частично магния; хлориды магния
практически отсутствуют. Содержание брома весьма низкое. Основной
источник, где летом производится добыча соли, каптирован железной
трубой. Его дебит в сентябре 1953 г. составлял 2,2 л!сек. Рядом иссле-
дователей (Е. А. Басков, И. С. Ломоносов и др.) отмечается значитель-
ное постоянство режима источника в течение года. По газовому составу
рассолы источника относятся к азотным.
Багинская группа соленых источников приурочена к долине
р. Баги — левого притока р. Кемпендяя в 70—72 км северо-восточнее
Кемпендяйской группы. Основной выход соленых вод находится в
1,8 км выше устья р. Баги. Здесь в русле реки на площади около 25 м2
наблюдается множество грифонов. На отдельных небольших участках
таких грифонов насчитывается до 30. Выходы рассолов сопровожда-
ются выделением спонтанного газа. Летом выходы субаквальные. Ори-
ентировочно дебит этих источников 8—15 л/сек (по данным Е. А. Бас-
кова на 9 октября 1953 г.). Склоны долины р. Баги сложены красно-
цветными мергелями и песчаниками девона. Минерализация воды
источников колеблется в пределах 305—318 г/л. Состав газов — Meja-
ново-азотный.
К.юндяйская группа источников находится в долине р. Кюндяя в
1 км ниже руч. Бергегелях, впадающего справа. Источники приурочены
к ядру Кюндяйской антиклинали. Дебит рассолов не превышает 1—
1,5 л/сек. Минерализация вод достигает 236 г/л.
Табасындская группа источников приурочена к ядру Табасындского
соляного купола, сложенного красноцветными породами. Из-за боль-
шого количества соленых источников вода в р. Табасынде на всем про-
тяжении соленая. Суммарный дебит источников 4 л/сек при температуре
воды 1,8° С и температуре воздуха +0,6° С (по данным Е. А. Баскова
на 14 октября 1953). По солевому и газовому составу рассолы Таба-
сындской группы источников аналогичны рассолам Кемпендяйской
группы, но обладают несколько меньшей минерализацией — до 260 г/л.
Химический состав источников Кемпендяйского района формиру-
ется за счет выщелачивания каменной соли, залегающей на небольшой
глубине в зоне свободного водообмена. Выходы источников связаны
с зонами тектонических нарушений и ядрами соляных куполов. Мине-
ральные воды Кемпендяйского района представляют большую ценность
для бальнеологии, но используются далеко не полностью: для лечения
здесь применяют в основном грязи оз. Мохсоголох, питающегося во-
дами соленых источников.
Пеледуйские источники расположены на левом берегу р. Пеледуя
в 35 км выше устья на территории бывшего сользавода. Воды из отло-
жений нижнего кембрия принадлежат к рассолам с минерализацией
89,4 г/л (хлориды натрия составляют 97%) при содержании брома
21,8 мг/л и калия 57,8 мг/л. Газовый состав—азотный. Для лечебных
целей воды в настоящее время не используются.
Наманинские источники расположены по обоим берегам р. Намана.
Один из наиболее высокоминерализованных источников, использовав-
шихся для выварки соли, выходит у пос. Ет-Кёль из известняков ниж-
него кембрия с дебитом до 5 л/сек при минерализации 84,5 г/л и хлорид-
БАЛЬНЕОЛОГИЧЕСКИЕ РЕСУРСЫ
279
ном натриевом составе. Содержание брома составляет 21 мг/л. Здесь
у пос. Ет-Кёль действовала два сезона водогрязелечебница, но из-за
трудности доставки больных была закрыта.
Б. Углекислые воды. Провинция углекислых вод намечается в Вер-
хоянье. Углекислые воды были выведены скважинами с глубины 134 м
при разведочных работах на Менкеченском полиметаллическом место-
рождении в бассейне р. Дыбы в 270 км к востоку от пос. Хандыга. По
данным Н. В. Ичетовкина и Р. Л. Схоля (1958), воды приурочены
к 10-метровой зоне дробления терригенных отложений верхоянского
комплекса. Воды напорные, самоизливающиеся, с дебитом 2—3 л/сек,
газируют углекислым газом. Дебит газа 1,32—2,5 м3/ч. По химическому
составу воды гидрокарбонатные кальциево-магниевые железистые с ми-
нерализацией 1,8 г/л (с учетом половины содержания гидрокарбона-
тов) или 5,14 г/л (при полном их содержании) и сухим остатком
3,4 г/л, близки к водам дарасунского типа, но отличаются преоблада-
нием магния над кальцием (магниевые дарасуны). Эти воды являются
уникальными для Якутии, но еще мало изучены. Ниже приводится ана-
лиз вод, вскрытых Дыбинской скважиной (табл. 67).
Имеющиеся данные не дают возможности определить формирова-
ние химического состава этих вод. Обогащение вод железом может быть
связано с окислением пирита, содержащегося в песчаниках. В процессе
выщелачивания особая роль принадлежит углекислоте.
Углекислые воды расположены в труднодоступном районе и не
используются. Возможно, что распространены они более широко.
В. Сульфидные воды. Эти воды были встречены в отдельных пунк-
тах первых двух провинций (г. Мирный, пос. Русская Речка, долины
рек Нюя и Пеледуя). Очевидно, они распространены более широко.
Е. А. Басков и И. К- Зайцев (1963) предполагают, что рассолы,
залегающие в глубоких частях разреза кембрийских отложений, могут
содержать сероводород до нескольких сотен миллиграммов на литр.
Такие воды были вскрыты Дельгейской скв. Р-2 в интервале глубин
2728—2755 м в известняках и ангидритах нижнего кембрия. Содержа-
ние сероводорода в воде составляло 170 мг/л. Сероводородные рассолы
с отрицательной температурой были также вскрыты скв. 29 в г. Мир-
ном в отложениях нижнего кембрия на глубине 320—355 м. Состав их
хлоридный натриевый (М-56 г/л), содержание сероводорода 39 мг/л.
Состав газа вод преимущественно метановый. Воды данного типа в Яку-
тии не используются.
Г. Бромные воды. Данные воды в Якутии связаны с провинцией
метаново-азотных и азотно-метановых вод (см. рис. 43) и отличаются
исключительно высокой концентрацией солей и высоким содержанием
брома. По химическому составу это преимущественно хлоридные каль-
циевые, реже натриевые рассолы. Отношение , равное 0,07—0,96,
свидетельствует о высокой степени метаморфизации рассола. Хлор-
бромный коэффициент значительно ниже 300, что характерно для
реликтовых вод. (табл. 68).
Бромным концентрированным рассолам свойственно высокое со-
держание калия (от 0,3 до 3,1 г/л), железа, марганца и других микро-
компонентов.
По особенностям геологического строения территории можно 'Пред-
положить, что хлоридные кальциевые бромные рассолы распростра-
нены также в Нюйско-Джербинском бассейне. Е. А. Басков и И. К. Зай-
цев (1963) считают, что эти рассолы еще более широко распростра-
нены в Кемпендяйском районе.
280 ГЛАВА V. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
Таблица 67
Характеристика углекислых вод, вскрытых Дыбинскон скважиной
Компоненты г/л мг-экв %-экв
Катионы
Литий
Аммоний 0,0003 0,02 0,03
Натрий 0,1612 7,01 10,87
Калий 0,1680 4,43 6,87
Магний 0,4360 35,84 55,60
Кальций 0,2937 14,65 22,73
Стронций Не обнаружен
Барий fp
Железо 0,030 1,07 1,66
Железо 0,003 0,14 0,22
Алюминий 0,0115 1,27 1,98
Марганец 0,0003 0,01 0,01
Медь 0,0006 0,02 0,03
Сумма 1,1046 64,46 100,00
Анионы
Фтор 0,0010 0,05 0,08
Хлор 0,0101 0,28 0,43
Бром Не обнаружен
Йод
Сульфат 0,0090 0,18 0,28
Гидрокарбонат 3,9302 64,46 99,21
Г идроарсенит Не обнаружен
Г идрофосфат 0,0002 0,002
Нитрит Не обнаружен
Нитрат *
Сумма 3,9505 64,94 100,00
Углекислота свободная 1,1616 —
Кремневая кислота 0,0804 —
Сухой остаток при 105°С 3,3760 —
Общая минерализация (с учетом 5,145 —
полного содержания НСОз)
рн 6,35 —
Примечание. Пробы отобраны Р. Л. Схолем (Якутское геологи-
ческое управление) 5 апреля 1955 г. Анализы выполнены С. С. Крапиви-
ной (Центральный институт курортологии и физиотерапии) 19 июля 1955 г.
Бромные хлоридные кальциевые рассолы, вскрытые скважиной в
верховье р. Мархи под толщей мерзлых пород на глубине 1040—
1840 м, характеризуются очень высокой концентрацией солей (398,7—
424,4 г/л), высоким содержанием кальция (76—78%-экв) и значитель-
ными количествами йода (более 0,012 г/л).
Кроме Сибирской платформы воды подобного типа известны в
Средней Азии и в США. Они представляют большой интерес как про-
мышленные воды на бром, калий, железо, марганец и др. Для лечеб-
ных целей эти рассолы в республике не используются. Их можно реко-
мендовать при соответствующем разбавлении и при достаточном дебите
для ванн по аналогии с курортом «Усть-Качка» Пермской области.
Д. Кремнистые термальные воды. Выходы кремнистых термальных
вод в пределах Алданского гидрогеологического массива известны в
долинах р. Олекмы и ее правого притока р. Тунгурчакан.
БАЛЬНЕОЛОГИЧЕСКИЕ РЕСУРСЫ
281
Таблица 68
Характеристика бромных вод
Скважина; интервал опробования, м Минерализа- ция, 2/Л rNa rCl Содержание Вг, мг/л С1
Вг
Мархинская опорная; 1040-1840 403 0,07 5861 44
Дельгейская Р-2; 2723-2726 372 0,96 2740 104
Олекминская Р-3 1267—1668 361 0,15 3845 59
1267-1755 297 0,23 3525 53
1267—1790 257 0,30 3227 50
1816-1820 252 0,22 3520 45
2270—2290 241 0,11 3387 44
Наманинская опорная; 1318—1340 380 0,16 4610 52
Олекминские термы расположены в пойменной части долины
р. Олекмы у подножия правобережной надпойменной террасы в 1,2 км
выше устья р. Тунгурчи, в 325 км южнее г. Олекминска. Протяжен-
ность выходов источников 750—800 м, ширина полосы в начале и
в конце выходов от 30 до 40 м, в центральной части до 100—120 м.
Ориентировочно общая площадь выходов составляет 0,06 км2. Большая
часть площади покрыта крупными валунами. Лишь в центральной части
наблюдаются коренные породы, представленные мраморизованными кри-
сталлическими известняками и сланцами тунгурчинской свиты, разби-
тыми многочисленными трещинами двух основных направлений: прц-
стирание юго-запад 240°, падение северо-запад 330°, угол 70° и прости-
рание север 0°, падение восток 90°, угол 35—45°.
Центральная часть выходов приурочена к трем зонам тектониче-
ских нарушений северо-западного направления, выполненных мелким
валунным и галечным материалом. С этими зонами связаны высокие
температуры вод и наибольшая водообильность источников.
Термальная вода сочится и выбивается повсюду, как по тектони-
ческим зонам, так и по трещинам напластования. Вместе с водой обиль-
но выделяется газ с едва уловимым запахом сероводорода. Вода запол-
няет многочисленные углубления, в которых много водорослей. Наи-
более горячие выходы имеют температуру 48—50° С. Температура воды
в других грифонах зависит от степени разбавления термальных струй
аллювиальными водами. Благодаря выходу терм в русле р. Олекмы
даже в самую суровую зиму сохраняется водоток.
По данным Р. С. Кононовой и Е. Е. Жиркова на март 1964 г., рас-
ход термальных источников, определенный косвенным (гидрохимиче-
ским) путем, составил 300 л/сек. По химическому составу (анализ вы-
полнен Э. В. Кан) Олекминские термы либо сульфатно-хлоридные, либо
хлоридно-сульфатные натриевые с минерализацией 0,3—0,5 г/л при
pH = 7,5—8 и содержанием кремнекислоты от 54 до 236 мг/л (см.
табл. 66).
Основной газовой составляющей является азот (99%) при низком
содержании углекислоты и метана (табл. 69).
Азот воздушного происхождения составляет 8%, а биогенный —
15% от общего состава газов. Отношение -др--100% = 0,764, что ука-
зывает на формирование терм и их газовой составляющей в зоне
затрудненного водообмена.
282 ГЛАВА V. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
Таблица 69
Состав свободного газа нз олекмннскнх терм
№ п/п Газ Содержание, объемы. %
со. о. сн, N2+pefl. Не Аг
1 Свободный 0,1 0,5 0,7 98,7 0,0075 0,9703
2 в 0,3 3,2 0,2 96,3 Не определялись
3 Свободный с исключе- нием воздуха 0,35 0,0 0,2 99,4 То же
Примечание. Пробы отобраны в марте 1964 г. Е. Е. Жирковым и Р. С. Ко-
ноновой (ЯТГУ) Анализы выполнены: № 1 в ЯФ СО АН СССР 7 августа 1964 г.;
№ 2 и 3 — в конторе «Геоминвод» 2 сентября 1965 г
Термы долины р. Тунгарчакан наблюдаются в 10 км от устьял в под-
ножие его правого склона, сложенного гнейсами олдонгсиикской свиты
нижнего протерозоя. В русле этой реки термы образуют полынью раз-
мером 15 м2 (на 27 марта 1964 г.).
Выход термальной воды приурочен к мелким трещинам северо-за-
падного простирания и юго-западного падения под углом 50—60°.
В полынье наблюдается выход газа. Вода прозрачная, приятна на вкус.
Температура в различных местах полыньи колеблется от 17 до 20°С.
Выход субаквальный. По химическому составу термы долины р. Тунгур-
чакан близки к Олекминским:
Мо.38 Na70Ca27Mg3 pH 7,4; S1O2 68,7 мг)л.
По мнению П. Н. Лугового (1962), воды термальных источников
долины Олекмы и Тунгурчакан являются водами нижней зоны Чуль-
манского артезианского бассейна, проникшими в системы оконтуриваю-
щих его разломов и нашедшими выход в местах пересечения разломов
с глубоко врезанными долинами.
Выходы кремнистых термальных источников находятся в живопис-
ном, ио отдаленном необжитом районе и до сих пор не используются.
Подобного типа воды известны на курортах «Горячииск» (Бурятская
АССР), «Кульдур», Анненские минеральные воды (Хабаровскийкрай),
«Талая» (Магаданская область). В бальнеологии они могут быть
использованы в виде ванн и купален при лечении органов движения и
опоры, нервной системы, кожных и гинекологических заболеваний. Соче-
тая значительные энергетические ресурсы с лечебными свойствами, оии
со временем могут приобрести большое комплексное значение.
Значительный интерес представляют глубинные воды разломов
Момо-Полоусной антиклинальной зоны. В верховьях р. Индигирки,
в междуречье ее притоков Туор-Юрях и Буор-Юрях, известен источник
под названием Сытыгаи-Сылба, находящий на склоне увала, в 8 км
к югу-западу от ледникового оз. Алысардах. Абсолютная отметка источ-
ника около 1050 м. Район источника сложен пермо-триасовыми песча-
никами и сланцами верхоянского комплекса, прикрытыми в понижен-
ных местах валунно-галечниковыми моренными отложениями. Впервые
источник был обследован в 1926 г. С. В. Обручевым. Температура источ-
ника была +26° С при температуре воздуха —40° С, а дебит составил
1 ведро в минуту. В 1948 г. источник посетил П. Ф. Швецов. Темпера-
тура воды 2 апреля 1948 г. оказалась равной 25,6° С при температуре
воздуха —11,5° С, т. е. за 22 года она практически не изменилась, а
БАЛЬНЕОЛОГИЧЕСКИЕ РЕСУРСЫ
283
Таблица 70
Физические свойства н химический состав воды минерального источника
Сытыган-Сылба
Показатели По данным С. В. Обручева» взявшего пробу* 10—16/XI 1926 г. По данным П. Ф. Швецова, взявшего пробу** 2/IV 1948 г.
Физические свойства Вода прозрачная, выделяет газ, с запахом сероводорода Вода прозрачная, выделяет газ, затхлая, с запахом сероводорода
Химический состав мг]л мг-экв %-же мг[л лсг-э/св %-же
Катионы: Na+-|-K+ Mg2+ Са3+ 186,4 0,2 7,7 7,90 0,02 0,38 95,18 0,24 4,58 140,0 6,0 1,0 6,10 0,47 0,03 92,42 7,12 0,46
Сумма Анионы. С1~ SO4a- нсо3- S1O23~ 194,3 142,5 94,0 108,6 20,6 8,30 4,02 1,96 1,78 0,54 100 48,43 23,61 21,40 6,56 147,0 141,0 80,0 57,2 6,60 4,00 1,65 0,95 100 60,6 25,0 14,4
Сумма со3 H2S Fe3+ r2o3 365,7 11 8,30 100 278,2 48,4 0,45 0,24 6,60 100
Сумма 571,0 474,3
* Анализ проведен П. Н. Паледом.
** Анализ проведен Н. П. Анисимовой.
дебит составил 0,25 л!сек. В табл. 70 приведен состав воды источника,
заимствованный из работы П. Ф. Швецова, за 1951 г. Воды источника
при дебите 0,25 л/сек характеризуются постоянным сульфатно-хлорид-
ным натриевым составом и минерализацией около 0,5 г/л. По темпера-
туре они могут быть отнесены к слаботермальным.
Наличие минеральных термальных вод можно предполагать на
больших глубинах в Чульманском артезианском бассейне (Вельмина,
Узембло, 1959).
Е. Радоновые воды. Воды этой группы не изучены. Можно предпо-
лагать их связь с кислыми интрузиями Момо-Полоусной антиклиналь-
ной зоны. В пределах Алданского кристаллического массива радоно-
вые воды возможны в коре выветривания кислых кристаллических
пород.
Минеральные озера и лечебные грязи
Минеральные озера с лечебными грязями имеют значительное рас-
пространение в центральных и юго-за'падных районах Якутии (Лено-
Вилюйское и Лено-Амгинское междуречья). По своему происхождению
они весьма разнообразны (см. главу II). Наряду с озерами эрозионного
284 ГЛАВА V. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ .ХОЗЯЙСТВЕ
происхождения широко развиты озера термокарстовые. По химическому
составу они могут быть отнесены к двум основным типам: карбонат-
ному и хлоридному, а по минерализации — к трем группам: пресных,
солоноватых и соленых. Характерные их представители приведены в
табл. 71. Наиболее высокими бальнеологическими свойствами обладают
не воды минеральных озер, а грязи.
Основные типы, закономерности распространения и современное
использование лечебных грязей Якутии подробно охарактеризованы
Я. А. Требуховым (Центральный институт курортологии).
В целях грязелечения на территории Якутии им рекомендованы
следующие главнейшие типы лечебной грязи: 1) щелочная (содовая)
иловая сероводородная; 2) высокосоленая иловая сероводородная; 3)
слабосоленая иловая сероводородная; 4) пресная иловая сероводород-
ная; 5) щелочная сапропелевая.
Щелочная (содовая) иловая сероводородная грязь встречается в
основном в термокарстовых озерах Лено-Амгинского междуречья. Пер-
спективно также Амгино-Алданское междуречье, где грязь характери-
зуется ярко выраженной щелочной реакцией среды (pH = 9,5—9,95).
Минерализация грязевого раствора изменяется от 50—80 до 130 г/л
(табл. 72, № 1, 2). Химический состав грязевого раствора хлоридно-
гидрокарбонатный натриевый. В грязи встречаются кристаллы и про-
слойки соды, отсюда название типа грязи — «содовый». Содержание
сероводорода от 75 до 220 мг/л на 100 г грязи; содержание органики
2,3—2,5%. Представителем может служить оз. Абалах (Лено-Амгин-
ское междуречье), где она используется в лечебных целях.
Высокосоленая иловая сероводородная грязь образуется в старич-
ных озерах, питающихся минеральными хлоридными натриевыми источ-
никами. Характерна высокая минерализация грязевого раствора (260—
310 г/л) при хлоридном натриевом составе. Реакция среды близка к
нейтральной. В грязи встречаются кристаллы и прослойки галита и
гипса. Содержание сероводорода в грязи очень высокое — 300—
500 мг/л на 100 г. Озера с этим типом грязи представляют собой есте-
ственные гелиотермы, образование которых связано с наличием концен-
трированных рассолов в нижних слоях воды и периодическим опресне-
нием верхних. Характерные представители — кемрендяйские озера Мох-
соголох, Большой и Малый Рассол (см. табл. 72, № 3, 4, 5). Аналогом
кемпендяйской высокосоленой сероводородной грязи является лечебная
грязь курорта «Саки» (Крым). Иловая сероводородная грязь исполь-
зуется на Кемпендяйской грязевом курорте.
Слабосоленая иловая сероводородная грязь распространена в ста-
ричных озерах, питающихся как минеральными, так и пресными источ-
никами. По своим физико-химическим свойствам эти грязи весьма
сходны с предыдущими, но отличаются от них меньшей минерализа-
цией (30—40 г/л) и отсутствием кристаллов и прослоек соли, что еще
больше повышает механические и тепловые свойства грязи. Состав
боды в озерах хлоридный натриевый. Формируются грязи в местах раз-
грузки вод, приуроченных к соленосным фациям. Примером могут слу-
жить грязи озер Еткельской группы (озера Еттях, Кюняхтях и др.,
см. табл. 72, № 6). В настоящее время в лечебных целях они не исполь-
зуются.
Пресная иловая сероводородная грязь отличается от обычных гли-
нистых илов наличием сероводорода, содержание которого достигает
50 мг на 100 г грязи. Встречается в пресных старичных озерах. Реакция
среды — слабокислая (pH = 6,5—7), минерализация раствора менее
2,5 г/л. По химическому составу грязевой раствор хлоридный натрие-
вый или хлоридно-гидрокарбонатный натриево-магниевый. Кристаллы
Химический состав вод минеральных озер
Таблица 71*
№ п/п Место отбора пробы; глубина, м Дата отбора Минера- лизация г 1л Компоненты, — г/л -экв Прочие компоненты, г/л
Дата анализа K+Na Mg Са С1 so. нсо3 со3
pH
1 Оз. Абалах, 0,5 км к ЮЗ от грязелечебницы; 0,00— 0,05 м Оз. Абалах; 1,0 м 15/VIII 1960 г. 34,1 13,878 0,008 0,005 8,096 Не обн. 1,708 10,44 ^2^обЩ* Обн.
17/VIII 1960 г. 9,5 99,85 0,11 0,04 37,78 4,63 57,59
2 15/VIII 1960 г. 131,9 54,304 0,024 Следы 23,514 6,100 48,00
19/VIII 1960 г. 9,5 99,92 0,08 — 28,06 4,23 67,71
з Оз. Мохсоголох; 0,00— 0,05 м 9/VIII 1960 г. 152,6 58,65 0Л8 0,88 90,11 2,74 0,17 Не обн.
20/VIII 1960 г. 8,2 98,04 0,26 1,7 97,71 2,19 0,1
4 Оз. Мохсоголох; 1,75 м 9/V1II 1960 г. 270,7 104,4 0,1634 1,29 160,51 4,22 Не обн. 0,16 Fe2+ 0,002
19/VIII 1960 г. 7,8 98,32 0,29 1,39 98,04 1,9 0,06
5 Оз. Малый Рассол; 0,00—0,05 м 6/VIII 1960 г. 42,8 15,32 0,08 0,98 23,3 2,88 0,25 Не обн.
21/VIII 1960 г. 8,2 92,29 0,93 6,78 91,12 8,30 0,58
6 Оз. Малый Рассол; 0,30 м 6/VIII 1960 г. 212,0 81,57 0,17 1,02 124,96 4,08 0,19 Fe2+ 0,003
22/VIII 1960 г. 7,8 98,19 0,40 1,41 97,56. 2,35 0,09
7 Оз. Большой (Рассол; 0,10-0,15 м 6/VIII 1960 г. 287,9 111,35 0,16 1,09 170,72 4,51 0,07
22/VIII 1960 г. 7,5 98,61 0,27 1,12 98,07 1,91 0,02
8 Оз. Ет-Тях Ет-Кельской группы; 0,2 м 14/VII 1960 г. 14,5 5,08 0,12 0,33 8,27 0,54 0,21 H2SiO3 0,0026
25/VII 1960 г. 7,8 89,17 4,18 6,65 94,04 4,59 1,37
9 Оз. Щучье, в районе г. Ленска 1/VIII 1960 г. 0,28 0,02 0,016 0,03 0,017 0,07 0,12 H2SiO3 0,0033
4/VIII 1960 г. 7,8 25,45 34,81 39,74 12,99 35,06 51,95
10 Оз. Чай-Кюель; 1 м 27/VIII 1960 г. 7,7 2,57 0,12 0,002 0,97 Не обн. 2,34 1,68 Fe2+ 0,0003
29/VIII 1960 г. 9,5 91,81 8,10 0,08 22,52 31,56 45,92
11 Оз. Сайсар; 3,0 м 23/VIII 1960 г. 1,1 0,14 0,08 0,09 0,27 0,06 0,43 0,02
26/VIII 1960 г. 8,4 34,24 37,68 26,08 46,32 7,79 42,27 3,62
* Составлена по данным Центрального института курортологии и физиотерапии (В. Н. Фомичевой, Я- А. Требухова и др.) за 1963 г.
Химический состав грязей
Таблица 72*
№ п/п Место отбора пробы; глубина, в м Дата отбора Минерали- зация, г 1л Компоненты, УЛ—• Прочие компоненты
Дата анализа K+Na Mg Са Cl SO, нсо3 со3
pH
1 Оз. Абалах, в 5 км от грязе- лечебницы; 0,0—0,3 м 15/VIII 1960 г. 79,19 29,89 0,05 0,04 17,72 Следы 10,86 20,64 H2S 74,58 мг на 100 г грязи, Fe3+/Fe2+=5/l
20/ХП 1960 г. 9,45 99,56 0,29 0,15 38,27 9,04 52,69
2 Оз. Абалах, в 250 м к вос- току от грязелечебницы; 0,00— 0,4 м VIII I960 г. 128,8 0,14+50,14 0,07 0,024 23,58 13,42 40,2 Fe2+ 0,105 г/л, Вг 0,21 г/л, J-0,017 г/л, H2SiO3 0,09 г/л, H2S—217 мг на 100 г грязи
26/XI1 1960 г. 9,5 0,16+99,36 0,26 0,06 29,86 9,87 60,15
3 Оз. Мохсоголох; 0,75—1,5 м 5/XI 1960 г. 286,5 0,05+112,03 0,02 о.н 169,72 4,34 0,24 Не Вг—0,081 г/л, Fe3+Fe2+=6/5 Fe2+,032 г/л
24/XII 1960 г. 7,95 0,03+99,80 0,03 0,12 98,06 1,86 0,08 обн.
4 Оз. Малый Рассол; 0,3—1,0 л 16/VH 1960 г. 261,4 101,02 0,08 0,94 153,5 5,65 0,24 H2S 32,3 мг на 100 г, грязи Fe3+/Fe2+=15/14
Нет св. 7,9 98,83 0,01 1,15 97,35 2,64 0,8
5 Оз. Большой Рассол, в 0,7 км к западу от сользавода; 0,10— 0,15 м 6/VIII 1960 г. 310,3 0,07+121,47 0,02 0,11 183,9 4,59 0,18 Вг 0,0008 г/л, Fe2+ 0,015 г/л
XII 1960 г. — 0,04+99,81 0,03 0,11 98,13 1,81 0,06
6 Оз. Ет-Тях, Ет-Кельская группа 14/VII 1960 г. 36,5 0,009+12,95 0,24 0,78 21,11 0,003 1,13 0,24 H2S 468 мг на 100 г грязи
XII 1960 г. 8,4 0,044-90,6 3,12 6,24 95,75 — 2,97 1,28
7 Оз. Щучье в районе г. Лен- ек а; 0,6—0,9 м 30/VI 1960 г. 2,2 0,47 0,05 0,2 0,6 0,39 0,46 0,06 H2S до 37 мг иа 100 г грязи
26/XII 1960 г. — 58,71 12,42 28,87 48,84 23,73 21,66 5,77
8 Оз. Сайсар в г. Якутске; 3,6—3,8 м 23/VIII 1960 г. 2,42 0,5 0,11 0,11 0,56 0,21 0,93 0,01 H2S 37 мг на 100 г грязн
16/XII I960 г. —• 60,95 24,18 14,87 44,26 12,26 42,63 0,85
* Составлена по данным Центрального института курортологии и физиотерапии (В. Н. Фомичевой, Я- А. Требухова и др.) за 1963 г.
БАЛЬНЕОЛОГИЧЕСКИЕ РЕСУРСЫ
287
и прослойки соли отсутствуют, но грязевые залежи часто засорены.
Мощность залежей незначительная (0,2—0,3 м). Подобные грязи могут
быть встречены по долинам рек в сквозных таликах у выходов прес-
ных подмерзлотных вод. Представителями являются грязи озер
Щучьего у г. Ленска и Сайсары в г. Якутске (см. табл. 72, № 7, 8).
В лечебных целях грязь не используется.
Щелочная сапропелевая грязь встречается в молодых термокарсто-
вых озерах, минерализация воды которых еще не достигла больших
величин. Характерными показателями этого типа грязи служат: щелоч-
ная реакция раствора (pH около 9), высокая влажность (90—92%),
относительно низкая минерализация (2—10 г/л), хлоридно-гидрокарбо-
натный состав и высокое содержание органики (2,5—5%). Сероводород
обычно отсутствует. Этот тип грязи широко распространен на Лено-
Амгинском междуречье. Представителями могут служить грязи озер
Чай-,Кюель и Халгума. В лечебных целях они не используются.
На территории Якутской АССР функционируют две грязелечеб-
ницы: Абалах и Кемпендяй. Грязелечебница Абалах им. Сосина распо-
ложена на берегу одноименного озера в Мегино-Кангаласском районе
в 100 км от Якутска. Она связана с пристанью Вестях на р. Лене улуч-
шенной грунтовой дорогой протяженностью 86 км. Пропускная способ-
ность — 60 человек в месяц.
Основные лечебные факторы — рапа и грязь озера. Показания для
лечения общие для грязевых курортов: заболевания органов движения,
периферической нервной системы и гинекологические.
Размеры озера: длина около 3 км, ширина 1,5 км. Общая площадь
его 2180 тыс. м2, объем рапы 1040 тыс. ж3. Средняя глубина озера
0,43 м\ максимальная 1,4 м. Промышленные запасы грязи составляют
351 тыс. м3.
Рапа и иловая грязь оз. Абалах перспективны в бальнеологическом
отношении (см. табл. 71, 72). Минерализация рапы в озере изменяется
с глубиной от 34 до 41 г/л в приповерхностной части (на глубинах от
0,00 до 0,05 м) до 132 г/л на глубине 1 м. Увеличение минерализации
с глубиной указывает на процесс садки солей в озере. Характерно пол-
ное отсутствие сульфатов и преобладание карбонатов и гидрокабонатов
натрия.
Иловые отложения озера по цвету и ряду других свойств подраз-
деляются на черную и темно-серую грязи. Особенно высокими бальнео-
логическими свойствами обладает черная грязь, содержащая до 400 .мг
сернистого железа, в том числе 217 мг H2S на 100 г естественной грязи.
Эта грязь однородная, пластичная, довольно густой консистенции^ в ниж-
них частях разреза более плотная, мыльная на ощупь. Темно-серая
грязь весьма сходна по физическим свойствам с черной, но содержит
значительно меньше H2S (74, 58—92,84 мг на 100 г грязи) и сернистого
железа (133—166 мг на 100 г грязи). Характерна весьма низкая влаж-
ность этой грязи — 39,8—48%. Сопротивление сдвигу при такой влаж-
ности чрезмерно высокое—11240—12 400 дин/см2. Поэтому при подго-
товке для процедур грязь следует разбавлять озерной рапой. Важней-
шей особенностью иловых грязей оз. Абалах являются их высокая
щелочность (pH = 9,5—9,05) и своеобразный гидрокарбонатный и кар-
бонатный натриевый состав при весьма высокой минерализации грязе-
вого раствора: в темно-серых илах—55,82 г/л, в черных—128,8 г/л.
Характерны повышенные содержания брома и йода за счет разложе-
ния органических остатков. Таким образом, по физико-химическим свой-
ствам иловые отложения оз. Абалах представляют собой высокока-
чественную щелочную лечебную грязь с большим Содержанием серо-
водорода.
288 ГЛАВА V. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
Грязелечебница Кемпендяй находится в среднем течении р. Кем-
пендяя в 56 км от с. Сунтар, с которым связана грунтовой дорогой. Она
расположена на II надпойменной террасе, покрытой сосновым бором;
рассчитана на 20 круглогодичных коек. Показания для лечения общие
для грязевых курортов. Лечебной базой являются иловая грязь и рапа
нескольких соленых озер. В настоящее время эксплуатируется оз. Мох-
соголох.
Рапа озера по химическому составу хлоридная натриевая с мине-
рализацией от 152,6 г/л на поверхности до 270,7 г/л на глубине 1,75 м.
Сероводород в рапе озера отсутствует. Характерно наличие закисного
железа в придонных слоях (до 2 мг/л), что указывает на восстанови-
тельные условия.
Донные отложения оз. Мохсоголох представлены иловыми серо-
водородными грязями. Ориентировочная длина их залежи 450 м, сред-
няя ширина 20 м, мощность 0,5 м. Ориентировочные запасы — 4500 м3.
Удельный вес 1,54 при минерализации грязевого раствора 283—286 г/л.
Состав раствора хлоридный натриевый с содержанием закисного железа
до 32 мг/л и относительно небольшим количеством сульфатов — 4,3—
4,4 г/л. Содержание брома незначительное; йод отсутствует. Лечебница
находится в аварийном состоянии, а грязевое хозяйство ведется крайне
примитивно. Большие запасы высококачественных иловых сероводород-
ных грязей позволяют предположить реконструкцию Кемпендяйской
лечебницы и развитие .на ее базе бальнеологического курорта.
Приведенные данные о бальнеологических ресурсах Якутии позво-
ляют сделать следующие выводы. В недрах Якутской АССР имеются",
разнообразные минеральные воды, которые могут быть использованы
для организации местных санаториев, профилакториев и лечебниц. Учи-
тывая распространение минеральных вод, их сочетание с грязевыми
ресурсами, а также транспортные и экономические условия, можно
рекомендовать следующие районы для использования минеральных вод
и грязей в лечебных целях.
Абалахский район может быть рекомендован для создания
многопрофильного курорта республиканского значения за счет дальней-
шего развития водогрязелечебницы. Он может быть профилирован для
лечения заболеваний опорно-двигательного аппарата, кожи, нервной и
сердечно-сосудистой систем. Курортное строительство здесь требует
предварительного изыскания пресных подземных вод, пригодных для
водоснабжения.
Олекминский район (устье р. Наманы). Удачное сочетание
комплекса лечебных факторов позволяет рекомендовать строительство
в этом районе республиканского курорта для лечения заболеваний
опорно-двигательного аппарата, нервной системы, желудочно-кишеч-
ного тракта и гинекологических.
Кемпендяйский район. Учитывая благоприятные условия
местности грязелечебницы — высокий песчаный берег реки, хвойный
лесопарк, переходящий в лес, а также близость горных предприятий,
можно рекомендовать организацию здесь курорта местного значения
для лечения заболеваний опорно-двигательного аппарата, гинекологи-
ческих, а также для лечения заболеваний функциональных расстройств
нервной системы.
Район г. Якутска можно рекомендовать для организации баль-
нео- и грязелечебниц на базе природных щелочных грязей озер Абалах,
Чай-Кюель и др., а также на базе минеральных вод сложного анион-
ного и различного катионного состава с минерализацией до 10 г/л.
Кроме указанных четырех районов можно рекомендовать исполь-
зование минеральных вод и лечебных грязей в местных больницах:
ТЕРМАЛЬНЫЕ ВОДЫ
289
в г. Ленске — лечебную грязь оз. Щучьего и соленые воды; в селах
Чурапча, Майя, Бёке — щелочную грязь термокарстовых озер.
Для снабжения населения республики лечебно-питьевой водой реко-
мендуется организовать розлив сульфатно-хлоридных кальциево-натрие-
вых вод средней минерализации (7—10 г[л) в 15 км выше г. Ленска,
в районе устья руч. Сайлык.
ТЕРМАЛЬНЫЕ ВОДЫ
Специальное изучение подземных вод как источника теплофикаций
Якутской АССР не проводилось. Выходы термальных вод на поверх-
ность отмечены пока в двух районах (см. раздел «Бальнеологические
ресурсы»).
Глубокими скважинами термальные воды вскрыты в нескольких
пунктах Якутского артезианского бассейна. В этих скважинах были про-
ведены геотермические исследования, по данным которых С. В. Лысак
(1963) и Ломоносовым (1967) составлены геотермограммы и схема
глубин залегания горячих вод бассейна (рис. 44, 45).
Термальные воды трещинно-пластового типа приурочены к терри-
генным песчано-глинистым отложениям мезозойских и более древних
водоносных комплексов. Лучше в геотермическом отношении изучен
юрский водоносный комплекс (см. главу III).
В центральной части Лено-Вилюйского бассейна подземные воды
с температурой 37° С залегают на глубине 2000—2300 м, а в пределах
Китчанского адартезианского бассейна (район устья р. Вилюя), где
происходит разгрузка артезианских вод, на глубине 1500—1800 м. Эти
воды приурочены к водоносным комплексам нижнего мела и верхней
юры. В Бахынайской скважине на глубине 2760 лив Намской на глу-
бине 2600 м наблюдается температура 50° С. Такую температуру имеют
подземные воды в отложениях нижней юры, вскрытые Китчанской
(Р-2) и Джарджанской скважинами.
Таким образом, в центральной части Якутского артезианского бас-
сейна геотермические ступени изменяются от 35 ,и/°С (на Усть-Вилюй-
ской площади и в Джарджанской скв. Р-1) до 52,5 м/°С в Китчанской
скв. Р-2 (та-бл. 73).
Термальные воды (50°С и выше), приуроченные к терригенным
отложениям триасового возраста, вскрыты глубокими скважинами на
Нижне-Вилюйской, Усть-Вилюйской, Собо-Хаинской и Китчанской раз-
ведочных площадях.
В периферийных частях Якутского бассейна субтермальные воды
приурочены к отложениям палеозойского возраста и залегают на глу-
бине 2000 м и ниже, на что указывают большие величины геотерми-
ческой ступени. Так, в Амгинской опорной скважине геотермическая
ступень в интервале 300—1100 м достигает 88 мГ С, а в Русско-Речен-
окой скв. Р-1—136 м!°С. Исключение составляет Алданское крыло
Якутского артезианского бассейна, сложенное маломощным слоем оса-
дочных пород (до 1—1,5 км), где горячие воды отсутствуют.
Таким образом, в пределах Якутского артезианского бассейна
можно выделить две гидротермальные зоны: зону субтермальных вод.
приуроченных к терригенным отложениям мезозойского возраста, и
зону термальных вод в палеозойских отложениях глубоких прогибов
бассейна.
Восточная окраина Тунгусского артезианского бассейна в геотер-
мическом отношении изучена крайне слабо. Тем не менее, учитывая
мощность пояса отрицательных температур, здесь в пределах Верхне-
Рис. 44. Геотермограммы по
глубоким скважинам Запад-
ной Якутии
/ —Мархинской 1-Р; 2 — Ба-
хынайской 1-Р; 3 — Китчан-
ской 2-Р; 4 — Вилюйской 1-Р;
5 — Усть-В-илюйской 6-Р; 6 —
Русско-Реченской 1-Р; 7 —
Амгннской 1-Р; 8 — Джар-
джанской 1-Р; 9 — Намской
опорной
Сангарская
площадь
Усть-вилюуская
площадь g £
«to.
ЮК
м
О
-soo
-то
-то
-2000
-2500
-3000
-3500
-0000
сз
Жиганская Вахынанская опорная
скд §5 скб
Конская опорная Якутская
скО скб
W О W 20 30 ЗД км
Рис. 45. Схема глубин залегани термальных вод Якутского артезианского бассейна
1 — региональные водоупорные породы; 2 — линии тектонических нарушений; 3 — геоизотермы;
4 — границы стратиграфических подразделений; жирный пунктир — нижняя граница зоны охлаж-
дения до 0°
>
ТЕРМАЛЬНЫЕ ВОДЫ
291
Таблица 73
Геотермическая характеристика водоносных комплексов ио данным бурении
глубоких скважин
Скважина; глубина замера температуры, м Водовмещающие породы; геологические индексы Темпера- тура, *С Геотермическая ступень, л/°С Геотермиче- ский градиент, 1°/100 м
Усть-Вилюйская 6-Р; 2100 Джарджанская Р-1; 1340 Вилюйская Р-1; 1550 Хатырыкская Р-1 (Намекая), 1500 Бахынайская Р-1; 2589 Китчанская Р-2; 1210 Амгинская Р-1; 1100 Русско-Реченская Р-1; 1020 Песчаники; Ц То же; 11 Пески; Crt Песчаники; Crt Песчаники; It То же Сланцы; Pt3 Доломиты; Cnti 55,2 25 24 27 48,8 32,2 11,8 6,9 35,0 35,6 40 41,7 42 52,5 88 136 2,86 2,8 2,5 2,4 2,4 2,3 1,13 0,8
Вилюйского бассейна второго порядка можно ожидать субтермальные
воды на глубинах более 1500 м.
В Анабаро-Оленекском бассейне, выполненном мощной толщей
верхнепалеозойских и мезозойских осадков, горячие воды могут быть
получены в интервале 1800—2000 м.
Оленекский артезианский бассейн сложен карбонатными породами
палеозойских отложений. В гидрогеологическом отношении он не изучен
и находится в мощной зоне отрицательных температур.
В пределах Анабарского гидрогеологического массива существова-
ние термальных вод маловероятно, так как верхняя трещиноватая зона
кристаллических пород полностью проморожена и выходы подземных
вод неизвестны.
На территории Оленекского гидрогеологического массива глубины
залегания термальных вод неизвестны, условия для их существования
столь же неблагоприятны, как и на Анабарском массиве.
На площади Алданского гидрогеологического массива кроме Олек-
минских терм известны выходы субаквальных трещинно-жильных и
жильных холодных вод с температурой до 15°С и значительными деби-
тами вдоль южной окраины Чульманского адартезианского бассейна.
Это источники, приуроченные к линиям молодых тектонических нару-
шений (долина р. Мал. Нахот). В пределах массива геотермические
исследования не проводились и глубины залегания горячих вод неиз-
вестны.
В Чульманском адартезианском бассейне геотермические измере-
ния проводились в интервале глубин от 100 до 500 м (табл. 74).
Геотермическая ступень, рассчитанная в интервале 200—500 м,
колеблется от 34,5 до 52 м/°С в зависимости от положения скважин
в рельефе. Горячие воды могут быть получены в юго-восточной наибо-
лее глубокой части бассейна в интервале 1500—2000 м (при геотерми-
ческом градиенте, равном в среднем 40 м).
На востоке Якутии термальные воды можно встретить в таких
крупных артезианских бассейнах, как Колымский и Яно-Колымский,
выполненных мощными толщами мезозойских и палеозойских осадоч-
ных отложений. Перспективным на термальные воды, вероятно, явля-
ется Момо-Селенняхский межгорный артезианский бассейн, выполнен-
ный мощной толщей рыхлых отложений.
В горноскладчатых областях северо-востока Якутии глубины зале-
гания термальных вод неизвестны. На большей части территории они,
292 ГЛАВА V. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
Таблица 74
Температура воды * в Чульманском адартезианском бассейне
(западная часть междуречья Чульмакан — Локучакит)
№ сква- жины Абсолют- ная отметка устья, м Температура, °C по глубине замера, м
100 150 200 250 300 350 400 450 500 550
341 960 Не опр. 0,5 1,6 2,5 3,3 4,4 5,3 6,8 7,8 Не опр.
397 950 » — 2,5 3 4 5,2 6,3 Не опр Не опр.
385 920 2,4 3,6 5,4 6,3 7,4 8 8,7 10,1 11,2
271 910 1 1 2,5 2,9 4,2 5,2 6,5 8,2 10,2 12’,8
417 840 1 1,7 2 2,7 4 5,2 6,5 7,7 8,8 10,2
* По С. М. Фотиеву (1965).
вероятно, весьма значительны вследствие наличия многолетнемерзлых
пород большой мощности. Пока известен только единственный выход
субтермальных вод (источник Сытыган-Сылба) в верховьях р. Инди-
гирки. Проявление четвертичного вулканизма позволяет предположить
наличие очагов разгрузки термальных вод в Анюйском гидрогеологи-
ческом массиве.
На основе изложенных данных составлена схема гидрогеологиче-
ского районирования термальных вод территории Якутской АССР
(рис. 46).
Результаты изучения термальных вод позволяют наметить на тер-
ритории Якутии ряд участков, перспективных на горячие воды, при-
годные для городского и сельскохозяйственного водоснабжения. Это
район термальных источников в долине р. Олекмы и Китчанский адар-
тезианский бассейн.
Суммарное количество тепла, выносимое группой источников Олек-
минские термы в зимнее время, по подсчетам Е. Е. Жиркова и Р. С. Ко-
ноновой, составляет 1,3 млрд, ккал в сутки.
Большой интерес представляют термальные воды Китчанского адар-
тезианского бассейна вследствие относительно неглубокого залегания,
большого напора и дебита, высокой температуры и постоянной возоб-
новляемости запасов.
ПРОМЫШЛЕННЫЕ ВОДЫ
Якутия богата подземными водами и рассолами промышленного
значения, содержащими калийные, магнезиальные, хлорнатриевые и
другие соли, водами и рассолами, обогащенными йодом, бромом и дру-
гими элементами. Кондиционное содержание брома составляет250мг/л,
йода 18 мг/л, калия 350 мг/л. При извлечении брома с йодом их кон-
диции понижаются: брома до 200 мг/л, йода до 10 мг/л. Натрие-
вые, кальциевые и магнезиальные соли представляют интерес при кон-
центрации свыше 50 г/л. На технологию добычи солей из промышлен-
ных вод влияет температура раствора. Благоприятные температуры
менее +37° С. При рассмотрении перспектив учитывались глубины зале-
гания промышленных вод, так как при глубине более 2—3 тыс. м эксп-
луатация скважин нерентабельна.
Подземные воды на территории Якутии издавна использовались
для получения поваренной соли. В настоящее время старые солеварен-
ПРОМЫШЛЕННЫЕ ВОДЫ
293
ные заводы (кроме Кемпендяйского 'производительностью 2800 твгод)
закрыты из-за нерентабельности кустарного производства. Изучение
подземных вод, усилившееся в последнее время в связи с глубоким
Рис 46. Схема гидрогеологического районирования термальных вод. Составил Е. Б. Жирков
1—6 — глубины залегания подземных вод (м) с температурой 37°С / — 1500—1750; 2 — 1750—2000,
3—2000—2250, 4 — 2250—2500, 5 — 2500—2750 и более. 5— 2250—2500 предположительно; 7 — термаль-
ные воды с неизвестной глубиной залегания в гидрогеологических массивах; 8 — артезианские
бассейны с неизвестной глубиной залегания термальных вод, 9 — термальные воды маловероятны,
/0 — скважина глубокого бурения, в которой проведены геотермические исследования Справа —
величина геотермической ступени по стволу скважины (м/°С), слева — номер разведочной пло-
щади 1 — Нсрдвихсхая, 2 — Джарджансхая, 3—Бахынайская, 4 — Китчанская, 5 — Усть-Вилюй-
ская, 6—Вилюйская, 7—Намекая, 8—Якттская, 9—Русско-Реченская, 10—Амгинсиая, 11—-Чульман-
ская, 11—источники слева — номер источника, справа — температура воды в °C, 12—границы районов
с различной глубиной залегания термальных вод
опорным и нефтеразведочным бурением, открыло широкие перспективы
для комплексного использования подземных вод в качестве источников
промышленного сырья.
По перспективности на промышленные воды территорию Якутии
можно разделить на две части: западную — платформенную и восточ-
ную— горноскладчатую. На территории западной Якутии известны раз-
294 ГЛАВА V. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
личные воды: бромные, калиевые и бромно-калиевые (Березовский
артезианский бассейн).
Наиболее перспективной территорией на промышленные воды
является юг западной части Якутии. Крепкие рассолы с промышлен-
ными концентрациями микрокомпонентов приурочены к глубоким впа-
динам, в геологическом разрезе которых имеются мощные толщи соле-
носных отложений (Березовская, Нюйско-Джербинская). В настоящее
время происходит интенсивная разгрузка подземных вод и рассолов.
Источники приурочены к долинам рек. Солевой расход их не превышает
100—200 т в год. Но существуют источники с расходами в десятки
и сотни тысяч тонн соли в год, т. е. по существу месторождения пова-
ренной соли (табл. 75).
Таблица 75
Вынос солей некоторыми источниками Нюйско-Джербииского,
Березовского и Кемпеидяйского артезианских бассейнов
Местонахождение источника и обозначение на рис. 47
Река Пеледуй, Карам — а
Река Пеледуй, сользавод — б
Река Чайаяда, в 16 км от устья — в
Река Нюя, в 16 км выше устья р. Олдон — г
Река Хотохо, приток р. Нюи — д
Река Бага — е
Река Кемпейндяй — ж
Река Лев. Нерюктей — з
Река Солянка — и
Примерное
коли чество
выиоснмой
соли, m в год
24000
79000
30000
22 000
10000
97 000
200000
12000
91000
Примечание. Данные по пунктам а, б, ж заимство-
ваны у Е. А. Баскова.
Меньшим распространением пользуются сульфатные кальциевые
и магниевые воды. Солевой расход источников таких вод также может
превышать десятки тысяч тонн соли в год. Например, источник по
р. Нюе в 1,5 км выше руч, Крюргэлэх выносит около 15000 т соли в
год, а источники по рекам Бакыр и Орто-Сала — около 18000 т в год.
На территории Березовского и Кемпеидяйского бассейнов промыш-
ленные воды вскрыты на нескольких разведочных площадях, а отдель-
ными скважинами на Солянской, Наманинской, Дельгейской и Олек-
минской площадях.
Как видно из табл. 76, в Березовском бассейне в глубоких водо-
носных горизонтах нижнего кембрия (толбинская свита) повсеместно
распространены промышленные бромные, бромно-калиевые, хлоридно-
натриевые и хлоридно-кальциевые крепкие рассолы. Эти рассолы могут
быть получены почти в любой точке центральных частей Березовского
и Нюйско-Джербинского бассейнов.
В западной части Якутского артезианского бассейна на Мархин-
ской и Толбинской площадях разведочным бурением вскрыты промыш-
ленные бромные воды. На Русско-Реченской и Каменской площадях
получены хлоридно-натриевые рассолы с минерализацией до 250 г/л и
содержанием брома до 80 мг/л.
Наибольший интерес представляют Мархинская и Толбинская пло-
щади. На первой бромные воды вскрыты в породах толбинской свиты
ПРОМЫШЛЕННЫЕ ВОДЫ
295
Таблица 76
Содержание некоторых компонентов в подземных водах Западной Якутии
Скважина; геологический индекс; интервал или глубина опробова- нии, ж; № иа рис. 47 Минерализа- ция, г/л Содержание компонентов, жг/л
Вг I к
Наманииская; Спи—Pt3; 1330—1657; № 1 372-384 4620 Не опр. 3 880
Дельгейская; Спи—Pta; 2723—2725; № 2 372 2740 9 42 700
Олекминская; Спи—Pt3; 1267—1790; № 3 237-357 3845 Я Не опр.
Солянская; Спи; 360—375; № 4 240 690 » 826
Толбинская; Pt3; 200—450; № 5 До 153 850 1 550
Мирнинская; кимберлиты; 1009; № 6 201-224 1350 Не опр. Не опр.
Мирнинская: кимберлиты; 312 53 31 •
Мирнинская; известняки; Спи; 320—355 Мархииская (бассейн р. Ви- люя); Pta; № 7, 56 32 » 101
1040—1060 423,9 3836 12 19 700
1810—1830 392 6233 198,4 11800
Трубка «Удачная»; Ст3; 152—370; № 8 До 150 500-800 Не опр. До 1900
Усть-Вилюйская; If, 1800— 2300; № 9 100 109 6,8 1200
в интервалах 436—665 и 531—706 м. Минерализация вод достигает
158 г/л; состав хлоридный натриевый И натриево-кальциевый, содер-
жание брома до 300 мг/л. Производительность скважин крайне неоди-
накова. Дебиты от 1,5 л/сек при самоизливе до 0,002—0,004 л/сек. при
понижениях 220 м. На второй площади бромные воды обнаружены на
глубине около 450 м под нефтеносными песчаниками. В отложениях
толбинской свиты нижнего кембрия получены хлоридные натриево-
кальциевые рассолы с минерализацией до 153 г/л, в которых количе-
ство брома достигает 600—850 мг/л.
В западной части Якутского и в восточной части Тунгусского бас-
сейнов глубокие водоносные горизонты опробованы при разведке ким-
берлитовых трубок «Мир», «Удачная» и на Мархинском поднятии (Ефи-
мов, 1959; Ломоносов, 1962). Скважина, пробуренная в центральной
части трубки «Мир», вскрыла на глубине 1009 м рассолы с минерали-
зацией 201—224 г/л хлоридного натриево-кальциевого состава, с содер-
жанием брома 940—1350 мг/л. В периферической части трубки с глу-
бины 312 м получены хлоридно-натриевые воды с минерализацией
53 г/л, с меньшими концентрациями брома (30 мг/л), но с большими
водопритоками. Дебит скважины составил 2,8 л/сек при понижении
на 5 м.
В этом же районе в отложениях нижнего кембрия в интервале
320—350 м вскрыты слабые рассолы с содержанием брома 42 мг/л
и калия 70 мг/л. Концентрация солей в этих рассолах около 65 г/л;
дебиты скважин 0,2—0,3 л/сек при понижении уровня на 26 м.
Несколько водоносных горизонтов, приуроченных к кимберлитам
и вмещающим породам, обнаружено при разведке трубки «Удачная»
(Устинова, 1964). Водоносные горизонты вскрыты в интервалах 152—
278 и 340—370 м. Воды межмерзлотные с минерализацией от 15 до
296 ГЛАВА V. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
150 г/л, хлоридные кальциево-магниевого и натриевого состава с содер-
жанием брома 500—800 мг/л, калия до 1900 мг/л. Высокие содержа-
ния брома и калия позволяют отнести эти воды к промышленным
калиево-бромным. Удельные дебиты скважин составляют 0,015—
0,25 л/сек.
На территории Лено-Вилюйского и Нижне-Ленского бассейнов под-
земные воды, содержащие йод, бром и стронций, получены из водонос-
ных комплексов юрских и меловых отложений глубокими опорными и
нефтеразведочными скважинами.
Содержания микрокомпонентов в подземных водах, встреченных
на больших глубинах, невелики. Полученные воды являются йодо-
бромными, не имеющими практического значения. Следовательно, водо-
носные породы верхнепалеозойского и мезозойского возраста малопер-
спективны для получения промышленных вод. Несомненно то, что они
могут находиться в более глубоких горизонтах осадочной толщи, однако
бурение специальных скважин с целью получения промышленных вод
в настоящее время нерентабельно. Не изучена в отношении промыш-
ленных вод восточная часть Хатангского артезианского бассейна, кото-
рая простирается в пределы Якутии.
Бесперспективны на промышленные воды области выхода на по-
верхность кристаллического фундамента Сибирской платформы, Алдан-
ский и Анабарский гидрогеологические массивы, большая часть терри-
тории Верхояно-Колымской системы гидрогеологических массивов и
криогенных напорных бассейнов. На обширной территории востока
Якутии к вероятно перспективным по общим геологическим и гидрогео-
логическим условиям можно отнести лишь Колымский и Яно-Колым-
ский артезианские бассейны и Момо-Селенняхскую систему наложен-
ных межгорных артезианских бассейнов.
В основу районирования территории Якутии по перспективности на
промышленные воды (рис. 47) положены следующие принципы.
К высокоперспективным отнесены районы, в которых существо-
вали благоприятные для аккумуляции промышленных вод палеогеогра-
фические, геохимические и палеотектонические условия. 'Обязательным
для отнесения к этой категории является наличие в районе месторож-
дений промышленных вод и благоприятных термических и гидродина-
мических условий.
Перспективные территории выделяются по совокупности тех же
условий, что и высокоперспективные Здесь наблюдаются прямые при-
знаки промышленных вод, но месторождений из-за недостаточной раз-
веданности еще не установлено.
К территориям с невыявленными перспективами относятся благо-
приятные по общим гидрогеологическим условиям для образования
промышленных вод площади, но еще недостаточно изученные для
оценки.
В пределах малоперспективных территорий существуют либо небла-
гоприятные условия для формирования промышленных вод, либо добы-
чи последних в настоящее время нерентабельна.
Бесперспективные территории характеризуются отсутствием гало-
генных отложений или другими особенностями строения, обусловливаю-
щими невозможность образования промышленных вод.
Все месторождения промышленных вод на территории Якутии
выявлены попутно, главным образом при бурении опорных или разве-
дочных скважин на другие полезные ископаемые. Испытания глубоких
скважин проводились с целью поисков нефти и газа в основном в ниж-
ней части разреза платформенных отложений. Водоносность верхней
части разреза соленосно-карбонатных отложений изучена слабо. Совер-
ПРОМЫШЛЕННЫЕ ВОДЫ
297
шенно не исследованы методические вопросы — борьба с выкристалли-
зацией солей при откачках, способы захоронения отработанных вод
и т. д.
Отрицательным фактором большинства месторождений промышлен-
ных вод является низкая водоносность пород. Благоприятные условия
Рис. 47. Схема гидрогеологического районирования промышленных вод. Составил В. Н. Макаров
/ — скважина и ее номер, соответствующий номеру в табл 76 (зачерненный сектор указывает на
значительные концентрации компонентов), 2 — источники, для которых подсчитан вынос солей
(табл 75), перспективность районов на бром и калий 3 — наиболее перспективные, 4 — перспек-
тивные, 5 —районы с невыявленнымн перспективами, 6 — малоперспектнвные, 7 — бесперспектив-
ные
для добычи промышленных вод существуют лишь в очагах разгрузки,
в зонах разломов. Эксплуатационные запасы здесь наиболее надежны,
в то время как в глубоких горизонтах водоприток обеспечивается за
счет сработки статических запасов.
Рассолы верхних горизонтов обладают меньшей крепостью, чем
рассолы глубоких частей разреза. Это облегчает их эксплуатацию, так
как при откачках не происходит кристаллизации солей и образования
соляных пробок в скважинах. Однако рассолы верхних горизонтов
298 ГЛАВА. V. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
и тектонических зон содержат меньшее количество полезных микро-
компонентов.
Для дальнейшего изучения промышленных вод Якутии необходимо
пробурить специальные скважины с опробованием всех водоносных го-
ризонтов. Места заложения скважин должны быть обоснованы струк-
турно-геологическими, гидрогеологическими и геофизическими данными.
Наиболее перспективны впадины в надсолевых структурах и очаги раз-
грузки рассолов.
ОХРАНА ПОДЗЕМНЫХ ВОД
На территории Якутии охрана подземных вод практически не осуще-
ствляется. До сихпор нет единой организации, которая контролировала
бы заложение, конструкции и эксплуатацию скважин. Это не входит
также в обязанность службы охраны недр при Якутском территориаль-
ном геологическом управлении. В большинстве проектов артезианских
водозаборов и водозаборов таликовых вод вопросы охраны не затраги-
ваются. В этой связи нельзя не отметить тот факт, что даже основной
водозабор в г. Якутске запроектирован ниже города по течению реки.
В таких же условиях работает водозабор в пос. Хандыга. Выше приво-
дились примеры кальматации водозаборных галерей промышленным
стоком дражных установок и промприборов.
Рассматривая возможности загрязнения подмерзлотных вод Яку-
тии, следует отметить, что мощная зона многолетнемерзлых пород на-
дежно препятствует загрязнению подземных вод с поверхности. В этих
условиях достаточно лишь правильно оборудовать и изолировать ого-
ловок скважины, чтобы предотвратить проникновение вод слоя сезон-
ного протаивания по талому затрубному пространству, что достигается
цементированием кондуктора скважины до глубины 8—10 м, а иногда
и верхней части обсадной колонны. Последнюю меру приходится при-
менять также для изоляции верхних горизонтов высокоминерализован-
ных вод некоторых валиков. Например, цементированием обсадной
колонны до глубины 40 м достигнута полная изоляция солоноватых вод
Маганского талика.
Более вероятно загрязнение таликовых вод, особенно при проходке
скважин вне распространения мерзлых пород. Во всех случаях эксплу-
атации таликовых вод надо предусматривать зону охраны их, однако
это пока не осуществляется.
Следует отметить, что некоторые признаки загрязнения таликовых
вод, в частности повышенное содержание в них аммония, железа, высо-
кая окисляемость, иногда легкий запах сероводорода, не являются
следствием искусственного загрязнения и могут проявляться в резуль-
тате отжимания солей в талик при его промерзании. Это обстоятель-
ство необходимо учитывать при эксплуатации таликовых вод, в кото-
рых содержание указанных компонентов нередко отклоняется от
ГОСТа.
В заключение следует подчеркнуть, что в связи с широким вовле-
чением подземных вод в народное хозяйство вопросы охраны этих вод
требуют большего внимания и специальных исследований.
ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ КАК ПОИСКОВЫЙ КРИТЕРИЙ
НА РУДНЫЕ ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ
Основным объектом изучения при гидрохимических поисках руд-
ных месторождений Якутии являются воды зоны свободного водооб-
мена. Эффективность применения метода зависит от наличия источни-
ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ КАК ПОИСКОВЫЙ КРИТЕРИЙ НА РУДНЫЕ пол. ископ. 299
ков подземных вод, глубины циркуляции и состава последних, литоло-
гических особенностей водоносных пород, в частности карбонатности и
гипсоносности.
Учитывая эти положения и металлогеническое районирование тер-
ритории, можно выделить несколько гидрохимических провинций, отли-
Рис. 48. Схема гидрогеологического районирования по эффективности гидрохимических иоисков
рудных месторождений. Составила Р. С. Кононова
/ — области» в которых ведение гидрохимических поисков любых масштабов эффективно на от-
дельных участках; 2 —> области» в которых перспективны только гидрохимические поиски средних
и мелких масштабов; 3 — области, в которых гидрохимические поиски малоперспективны, но воз-
можны при геологических съемках средних масштабов; 4 — области, в которых проведение гид-
рохимических поисков бесперспективно; 5 — границы провинций и нх номера (по тексту)
чающихся друг от друга условиями и различной степенью эффектив-
ности гидрохимических поисков (рис. 48). Ниже дано описание про-
винции платформенной части, а затем горноскладчатой.
I. Провинция наиболее пресных (0,01—0,03 г/л) бес-
сульфатных ги д р о к а р б о н а тн ых н а д м е р з л о т.н ы х вод
в кристаллических породах архея (Анабарская).
300 ГЛАВА V. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
Основным объектом опробования здесь являются надмерзлотные
воды и воды мелких поверхностных водотоков, имеющие хлоридно-гид-
рокарбонатный анионный состав и минерализацию соответственно
0,02—0,03 и до 0,1 г/л. Характерно отсутствие сульфатов. Величина
pH колеблется в пределах 6,2—6,5. Воды высокоагрессивные. Данные
по микрокомпонентному составу малочисленны и в соответствии с' гео-
химической обстановкой позволяют предполагать наличие низких абсо-
лютных содержаний элементов, характерных для кислых пород. Инерт-
ность вмещающих пород и слабокислая реакция среды должны способ-
ствовать образованию протяженных ореолов. Глубинность и перспек-
тивность поисков в этой провинции неясны.
II. Провинция нормально пресных (0,1—0,5 г/л) бес-
сульфатных гидрокарбонатных надмерзлотных вод
в карбонатных породах верхнего протерозоя — кемб-
рия и те рригенно-к арбон атных породах ордовика и
силура (Оленекско-Мархинская).
Исследованиями М. Н. и А. И. Косолаповых охвачена большая тер-
ритория в бассейне р. Оленека. Опробовались мелкие водотоки, питаю-
щиеся преимущественно надмерзлотными водами, развитыми в рых-
лых четвертичных отложениях на карбонатных породах верхнего —
нижнего кембрия (Косолапова, 1961, 1963).
Воды характеризуются повышенной щелочностью (pH 7,4—8,5),
отсутствием сульфатов; минерализация их колеблется в пределах 0,1—
0,3 г/л при хлоридно-гидрокарбонатном кальциевом составе. Исключе-
ние составляют воды заболоченных участков, обладающие либо нейт-
ральной, либо слабокислой средой. Спектральным анализом концен-
тратов по методу Томского политехнического института в водах выяв-
лены весьма небольшое число элементов и довольно ограниченная их
встречаемость.
К группе распространенных элементов* (25—90%) принадлежат
медь (61%), имеющая региональное развитие, а также марганец, се-
ребро, титан, свинец, цинк. К группе ограниченно распространенных
относятся железо (20%) и никель (19%), к группе редко встречаю-
щихся— молибден (2,5%).
Исследования, проведенные на нескольких кимберлитовых трубках,
показали повышенные содержания цинка в водах приконтактовыхзон
во вмещающих трубки известняках (до 150 мкг/л при фоне до 20 мкг/л)
и почти полное отсутствие цинка в водах кимберлита.
Сульфаты в фоновых водах отсутствуют, поэтому даже незначи-
тельное увеличение их содержания в подземных водах может служить
признаком сульфидного оруденения. Воды в большинстве случаев не
агрессивные и ореолы должны быть слабоустойчивыми и малой протя-
женности, но довольно контрастными. Глубинность гидрохимических
поисков неясна.
III. Провинция нормально пресных (0,1—0,5 г/л) преи-
мущественно бессульфатных гидрокарбонатных над-
мерзлотных вод в эффузи в но-терригенных породах
перми и триаса (Тунгусская). В данной провинции развиты над-
мерзлотные поровые воды в терригенно-осадочных отложениях пермн
и триаса и порово-трещинные надмерзлотные воды в траппах (слабо-
кислые или нейтральные) с минерализацией от 50 до 200 мг/л хло-
ридно-гидрокарбонатного кальциевого либо магниевого состава.. Воды
большей частью агрессивные, способные давать устойчивые и протя-
* Здесь и ниже выделение элементов в группы приводится по А. А. Бродскому
(1964).
ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ КАК ПОИСКОВЫЙ КРИТЕРИИ НА РУДНЫЕ ПОЛ ИСКОП. 301
женные ореолы, хотя глубина их циркуляции в большинстве случаев
ограничена первыми метрами. Можно предполагать возможность гид-
рохимических поисков месторождений сульфидно-никелевой и титано-
магнетитовой формаций. Однако возможности поисков не изучены.
IV. Провинция пресных (до 1 г/л) и солоноватых (от
1 до 10 г/л) пестрых по составу (гидрокарбонатных, сульфатных,
реже хлоридных) грунтовых поровых, пластовых, трещин-
но-карстовых, реже надмерзлот.ных поровых вод в тер-
ригенно-карбонатных и гипсоносных отложениях
нижнего палеозоя (Нюйско-Березовская).
Исследования проводились Е. А. Басковым (1956—1957 гг.) и
В. Н. Макаровым (1966 г.) в долинах р. Лены и ее притоков — Нюи и
Пеледуя. Опробовались карстовые, трещинно-карстовые и трешинно-
жильные воды кембрия, ордовика и силура. Состав вод довольно пест-
рый. Минерализация их колеблется от 0,1 до 0,3 г/л в гидрокарбонат-
ных и от 3 до 10 г/л в сульфатных и хлоридных водах. Воды сильно-
агрессивные со значительным содержанием кремнекислоты (до 88.иг/л)
и в большинстве своем нейтральные или слабокислые.
Содержания сульфатов в гидрокарбонатных водах в основном незна-
чительны и изменяются от 1—2 до 25 мг]л. Максимальные содержа-
ния сульфатов в водах повышенной минерализации (сульфатных и хло-
ридных) достигают 1000—1500 мг/л. Значительная загипсованность раз-
реза затрудняет непосредственную интерпретацию содержаний суль-
фат-иона в поисковых целях. Однако в качестве одного из поисковых
„ SO4 SO4> ,,
признаков возможно использование отношении и -^(где М —
SO so
минерализация). На участках ореолов рассеяния -д^>0, 25; >1.
По данным В. Н. Макарова (1966), широким распространением в
подземных водах пользуются железо, барий, марганец, цинк, строн-
ций (более 90%), менее распространены медь, олово, хром, свинец,
серебро (90—25%), ограниченно распространены молибден, ванадий,
цирконий, никель, мышьяк (5—25%) и очень редко обнаруживается
кобальт и др. (менее 5%).
Наиболее полный комплекс и высокие содержания элементов отме-
чаются в водах зон тектонических нарушений. Особенно резко возра-
стают концентрации титана, хрома, олова, молибдена, цинка. Кроме
того, появляются такие специфические компоненты, связанные лишь
с зонами разломов, как кобальт и мышьяк.
Для провинции характерна большая контрастность гидрохимиче-
ских аномалий, определяющаяся отношением максимально повышен-
ных содержаний к фоновым и достигающая для молибдена 10 000, для
олова 2000, для титана 200, для циркония 100, для хрома 100, для
свинца 50, для цинка, бария, ванадия 20—30 и т. д.
Е. А. Басковым при опробовании подземных и поверхностных вод
в долине р. Лены на участке от с. Мухтуи до впадения р. Бол. Патом
в 1957—1960 гг. также обнаружена большая гамма элементов: железо,
марганец, титан, медь, мышьяк, стронций, барий, серебро, никель, мо-
либден, цирконий, свинец, цинк, индий, ванадий, олово. При этом отме-
чается повышенная распространенность мышьяка, серебра, молибдена,
свинца, цинка, что и дало возможность автору предположить наличие
здесь участков свинцово-цинкового и редкометального оруденения.
Глубинность гидрохимических поисков определяется величиной вре-
за основной дренирующей артерии — долиной р. Лены — и составляет
200—300 м.
302 ГЛАВА V. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
V. Провинция нормально пресных (0,1—0,5 г/л) преи-
мущественно су льфатно-г идрок арб онатн ы х грунто-
вых, реже надмерзлотных поровых, порово-пластовых
и трещинно-карстовых вод в отложениях нижнего—
среднего кембрия и верхнего протерозоя (Алдано-Май-
ская).
Исследованиями Е. А. Баскова и- Г. И. Климова в 1960 г. охвачены
долины рек Туолбы, Маи и Алдана. Опробованы источники трещинных
и трещинно-карстовых вод из отложений нижнего кембрия и верхнего
протерозоя с преобладающей минерализацией до 0,5 г/л гидрокарбонат-
ного кальциевого состава, слабокислые и нейтральные. Воды за редким
исключением агрессивные, ореолы довольно устойчивые. В водах встре-
чается до 19—22 элементов. Характерной особенностью микрокомпо’-
нентного состава является принадлежность к группе широко распрост-
раненных элементов наряду с железом, марганцем, титаном, медью и
стронцием таких элементов, как серебро, Цинк, свинец (более 90%).
Ведущими признаками свинцово-цинкового и редкометального ору-
денения могут служить повышенные содержания цинка, свинца, меди,
молибдена (от 55 до 30%) и кобальта (от 27 до 11%). Роль сульфат-
иона в поисках менее эффективна, но не исключается при правильной
интерпретации данных о нем. На отдельных участках окисления суль-
фидов, с которыми бывает связано золотое оруденение, одним из пои-
сковых признаков может служить пониженное значение pH (5—6, иногда
до 4).
Поиски эффективны при мелко- и среднемасштабных съемках. Глу-
бина гидрохимических поисков достигает 300 м.
VI. Провинция очень пресных (0,03—0,1 г/л) хлоридно-
либо сульфатно-гидрокарбонатных преимущественно
трещинных и порово-трещинных вод в архейских про-
терозойских кристаллических и метаморфических
породах (Алданская).
Территория Алданского щита одна из перспективных для гидро-
химических поисков. К благоприятным условиям для поисков здесь
относятся: а) островное распространение многолетнемерзлых пород;
б) большое количество источников, обеспечивающих возможность про-
ведения гидрохимических поисков различных масштабов вплоть до
детальных (1:25000, 1:10000); в) малая минерализация подземных
вод и высокая их агрессивность, способствующие активному выщела-
чиванию микрокомпонентов из вмещающих пород.
Основным объектом опробования являются трещинные, трещинно-
жильные воды архейских и протерозойских пород. В меньшей степени
опробуются трещинные и трещинно-карстовые воды известняков кем-
брия. Следует иметь в виду, что выщелачивающая активность вод
архейских образований значительно выше таковой вод кембрия.
В подземных водах архейских и кембрийских пород обнаружены
медь, титан, марганец, барий, стронций, никель, хром, свинец, цинк,
ванадий, кобальт, лантан, сурьма, серебро, олово, молибден, мышьяк,
висмут и др. Распространенность сурьмы, свинца и никеля в водах
архейских пород в два-три раза выше, чем в водах отложений кемб-
рия. Такие элементы, как молибден, обнаруживаются преимущественно
в водах архея (данные Алданской экспедиции МГУ). Для известняков
кембрия характерна повышенная распространенность меди, бария,
стронция, галлия, свойственных осадочным породам.
Весьма обычно обогащение вод микрокомпонентами на участках
зон тектонических нарушений. К группе широко распространенных эле-
ментов относятся здесь железо, титан, медь, стронций; к группе распро-
ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ КАК ПОИСКОВЫЙ КРИТЕРИИ НА РУДНЫЕ ПОЛ. ИСКОП. 30.3
страненных— марганец, никель, хром, цинк, барий, свинец; к группе
ограниченно распространенных — ванадий, молибден, серебро, сурьма,
цирконий; к группе редко встречающихся — молибден, олово, кобальт,
мышьяк, висмут.
Воды юрских отложений содержат широкую гамму элементов
(железо, марганец, титан, медь, свинец, серебро,.цинк, стронций, ба-
рий, литий), которые, за исключением лития, не дают контрастных
аномалий. Кроме микрокомпонентов, поисковым признаком сульфид-
ного оруденения может служить сульфат-ион, содержания которого в
фоновых водах обычно низки (1—2 мг/л).
Глубинность гидрохимических поисков для описываемого региона
зависит от типа вод, подвергающихся опробованию. При исследовании
вод архейского комплекса она определяется глубиной эффективной тре-
щиноватости пород и .достигает 70—100 м, а иногда и более, при иссле-
довании же вод кембрийского комплекса, дренируемого речной сетью,
устанавливается по глубине вреза последней и не превышает 200—300 м.
Лишь на участках тектонических зон возможна большая глубинность
поисков.
Кроме данных по химическому составу вод холодных источников
имеются материалы по микрокомпонеитному составу Олекминских
терм, детально описанных в разделе «Бальнеологические ресурсы».
В водах терм, имеющих глубинное происхождение и формирующихся
в зоне затрудненного водообмена, встречен следующий комплекс ши-
роко распространенных элементов: барий, марганец, медь, титан, мо-
либден, цинк, свинец.
VII. Провинция пресных и солоноватых пестрых по
составу надмерзлотных и таликовых вод в кайнозой-
ских отложениях (Лено-Хатангская). Территория этой провинции
для поисков рудных месторождений бесперспективна.
Условия применения гидрохимических методов поисков рудных
месторождений на востоке Якутии практически не изучены, имеющиеся
отрывочные данные о них неполноценны. Здесь схематически могут
быть выделены три основные провинции.
VIII. Провинция очень пресных (0,03—0,1 г/л) и нор-
мально пресных (0,1—0,5 г/л) хлоридио- и сульфатно-
гидрокарбонатных порово-трещинных вод (гидрогеоло-
гические массивы).
Условия миграции рудных компонентов в горной части этой про-
винции могут быть охарактеризованы на основании рекогносцировочных
исследований на территории Дыбинского рудного узла и Агылкинскога
медно-вольфрамового месторождения в Южном Верхоянье. Многолет-
немерзлые породы здесь имеют сплошное .распространение, мощность
их от 100—120 м в долинах рек до 600—800 м на водоразделах.
В пределах Дыбинского рудного узла исследования проводились
Н. Н. Индолевой на площади полиметаллического месторождения.
Большинство ручьев и речек здесь не имеет постоянных подрусловых
потоков. Естественные выходы подмерзлотных вод на поверхность не
выявлены. Исследовались надмерзлотные воды, приуроченные к рыхлым
грубообломочным отложениям и питающие поверхностные водотоки.
Воды слабо минерализованные хлоридно-гидрокарбонатные либо суль-
фатно-гидрокарбонатные кальциевые с минерализацией от 0,04 до
0,06 г/л, реже до 0,017 или 0,2 г/л. Спектральные анализы не проводи-
лись, но ореолы рассеяния меди, цинка и сульфатов и снижение вели-
чины pH на участках сульфатного окисления, несомненно, указывают
на возможность применения гидрохимического метода поисков в дан-
304 ГЛАВА V. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
ных условиях. Глубинность поисков ограничивается в основном пер-
выми метрами.
На территории Агылкинского месторождения также повсеместно
развиты надмерзлотные воды, питающие многочисленные ручьи. Мине-
рализация вод изменяется (по данным В. А. Кляхина) от 0,03 до
0,005 г/л при сульфатно- или хлоридно-гидрокарбонатном натриевом
либо кальциевом составе. На участках окисления сульфидов наблюда-
ется увеличение минерализации до 0,12 г/л и изменение состава на
сульфатный кальциевый. Фоновые содержания сульфаг-иона состав-
ляют 3—5 мг/л-, повышенный фон — 7—10 мг/л и аномальные — более
10 мг/л. Максимальные содержания сульфат-иона 72,4 мг/л. Все точки
с повышенным содержанием сульфат-иона приурочены к выходу руд-
ного тела. Отмечается смещение ореола вниз по течению р. Агылки
на расстояние не более 1 км. Спектральным анализом в сухих остатках
обнаружено 13 микроэлементов. Широко распространены железо, мар-
ганец и титан (100—91%), к распространенным элементам относятся
медь, барий, хром, стронций, никель (80—27%); ограниченно распро-
странены олово, свинец, цинк (21—6%); редко встречается кобальт
(3%).
Участки оруденения хорошо фиксируются повышенными содержа-
ниями меди и никеля, а в некоторых местах — кобальта и олова.
На территории Юкагирского плоскогорья гидрохимические иссле-
дования 'проводили П. В. Кырбасов, О. Н. Толстихин и Э. В. Кан.
Объектом опробования здесь явились надмерзлотные воды, питаю-
щие ручьи и мелкие речки. Минерализация надмерзлотных и поверх-
ностных вод низкая и колеблется от 0,02—0,03 до 0,1—0,12 г/л. На уча-
стках зон тектонических нарушений она увеличивается до 0,21—0,23 г/л.
В водах конденсационных источников, формирующихся на участках раз-
вития сланцев с линзами вторичного гипса, наблюдается минерализа-
ция свыше 0,2 г/л. Состав вод хлоридно-гидрокарбонатный и сульфатно-
гидрокарбонатный кальциевый и натриевый. Содержание кремне-
кислоты изменяется от 30 до 74 мг/л, что составляет 2—72% от общей
минерализации. Воды с минерализацией до 0,1 г/л слабокислые или
нейтральные, с минерализацией более 0,1 г/л — слабощелочные (pH
более 7,5). Содержания сульфат-иона в общем низкие, за исключе-
нием гипсоносных участков зон окисления, где они достигают 100 мг/л.
Сумма тяжелых металлов в водах изменяется от 5 до 70 мкг/л при
фоновых содержаниях до 20 мкг/л. Контрастность ореолов по сумме
металлов невысокая (3—4).
Спектральным анализом концентратов, полученных соосаждением
с сульфидом кадмия, выявлена большая гамма элементов. По распро-
страненности они могут быть выделены в следующие группы: широко
распространенные — барий, марганец, медь, титан, железо, цинк, ни-
кель (свыше 90%); распространенные — цирконий, серебро, свинец,
хром, стронций, олово, ванадий, молибден (90—25%); ограниченно рас-
пространенные— кобальт (10%). Обращает на себя внимание повы-
шенная распространенность в первых двух группах цинка, серебра,
никеля, циркония и свинца. Наиболее полная гамма элементов уста-
новлена на участках зон тектонических нарушений.
IX. Провинция очень пресных и нормально пресных
вод (криогенные напорные бассейны). Возможности использования
вод этой провинции в целях гидрохимических поисков рудных место-
рождений не изучены. Имеются весьма ориентировочные данные по
содержанию суммы металлов (меди, цинка, свинца) в водах северной
части Яно-Индигирского криогенного напорного бассейна, полученные
в результате геологических съемок.
ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ КАК ПОИСКОВЫЙ КРИТЕРИИ НА РУДНЫЕ ПОЛ ИСКОП 305
В основном здесь в четвертичных делювиально-аллювиальных отло-
жениях, развитых на терригенно-осадочных породах верхнетриасового
и юрского возраста, распространены надмерзлотные воды. Минерали-
зация вод изменяется от 0,02 до 0,2 г/л. Наиболее распространены хло-
ридно-гидрокарбонатные натриевые или кальциевые воды с минера-
лизацией от 0,02 до 0,04 г/л, с pH от 4,6 до 7,1. Сульфаты практически
отсутствуют, содержания суммы металлов изменяются от нескольких
единиц до 300 мкг!л, наиболее распространенных—-до 10 мкг/л.
По данным В. М. Олешко, в водах, приуроченных к зонам текто-
нических нарушений или к контактам осадочных и изверженных пород,
сумма металлов возрастает до 300 мкг/л. Около рудоносной интрузии,
оконтуриваемой по данным металлометрии повышенными содержа-
ниями олова, вольфрама, молибдена и мышьяка, сумма металлов в по-
верхностных водах достигает 100—120 мкг/л. Максимальные содержа-
ния последней (500 мкг/л) отмечены в термокарстовом озере на пред-
полагаемой зоне тектонического нарушения. Природа аномалии, конт-
растность которой составляет 50, неясна.
Результаты гидрохимического опробования показывают, что ано-
мальная величина суммы металлов в подобных районах может слу-
жить поисковым признаком при мелко- и среднемасштабном гидрохи-
мическом картировании.
X. Провинция пресных и солоноватых, разнообраз-
ных по составу надмерзлотных и таликовых вод (арте-
зианские бассейны).
Эта провинция малоперспективна на поиски рудных месторожде-
ний. Имеющиеся отрывочные сведения по содержанию суммы метал-
лов в водах озер Колымской низменности интересны с точки зрения
общей миграции металлов в водах Верхояно-Колымской системы гидро-
геологических структур. Обследованные озера в основном термокар-
стового происхождения располагаются на левобережье Колымы вблизи
пос. Зырянка.
Состав воды в озерах хлоридно-гидрокарбонатный преимущест-
венно кальциевый с минерализацией от 30 до 70 мг/л и величиной pH
от 5,8 до 6,7. Содержания суммы металлов в водах очень высоки и
варьируют от 150 до 420 мкг/л при наиболее распространенных 250—
280 мкг!л. Такие высокие концентрации пока еще не объяснены. Не
исключено, что воды этих озер являются «ложными» гидрохимическими
аномалиями.
Приведенные данные о распространенности микроэлементов в под-
земных водах Якутии позволяют наметить четыре основные группы
областей, различающиеся степенью эффективности гидрохимических
поисков рудных месторождений (см. рис. 48).
1. Области, в которых гидрохимические поиски эффективны на
отдельных участках, при любых масштабах геологической съемки вплоть
до детальных. Сюда относятся гидрогеологические массивы Верхояно-
Колымской системы гидрогеологических структур (цепи Верхоянского
и Черского) и Алданский гидрогеологический массив. Однако глубин-
ность поисков в этих провинциях зависит от типов вод, доступных опро-
бованию.
II. Области, в которых гидрохимические поиски перспективны толь-
ко при средних и мелких масштабах съемки в виду ограниченности
или неравномерности распределения по площади источников подзем-
ных вод. Это области преимущественного развития трещинно-карсто-
вых вод в карбонатных породах нижнего палеозоя вблизи южной гра-
ницы сплошного распространения многолетнемерзлых пород с глуби-
ной гидрохимического опробования до 200—300 м (Нюйско-Березов-
306 ГЛАВА V. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
ская и Алдано-Майская). На востоке Якутии в эту группу областей
могут быть включены территории криогенных бассейнов напорных вод,
представленных в рельефе плоскогорьями и низкими горами. Глубина
гидрохимических поисков здесь варьирует в зависимости от типа обсле-
дуемых вод.
III. Области, в которых гидрохимические методы малоперспективны,
но возможны как вспомогательные при геологических съемках и поис-
ках средних масштабов. Эта группа охватывает Анабарскую, Оленек-
ско-Мархинскую н Тунгусскую провинции с широким развитием преи-
мущественно надмерзлотных вод в породах докембрия и палеозоя.
Однако для окончательного выяснения возможностей применения в этих
провинциях гидрохимических методов поисков необходимо провести
опытно-методические работы. В Тунгусском бассейне заслуживают осо-
бого внимания районы распространения траппов.
IV. Области, в которых гидрохимические поиски бесперспективны
ввиду неблагоприятных металлогенических, структурных и гидрогеоло-
гических условий. К ним относятся Лено-Хатангская провинция и арте-
зианские бассейны востока Якутии.
При гидрохимических поисках возможно исследование выцветов
солей и льдов наледей, широко развитых в горноскладчатых районах
востока Якутии и на территории Алданского гидрогеологического мас-
сива.
Микрокомпонентный состав выцветов и возможность их использо-
вания для поисков месторождений изучались В. Ф. Шишкиной в рай-
оне верхнего течения р. Индигирки. Обследовано около 200 наледей,
образованных источниками подземных вод. Район обследования отно-
сится к полосе полиметаллических месторождений, для него харак-
терны также проявления золота, олова, сурьмы и ртути. Сульфидная
минерализация связана с кислыми интрузиями и приурочена к зонам
разломов, по многим из которых формируются наледи. У большинства
наледей выцветы представляют собой порошок различной крупности —
от грубозернистого очень рыхлого сыпучего до тонкозернистого пылева-
того сильно гигроскопичного. Цвет их — от белого, серого, желтоватого
до коричневого, зеленого и рубинового.
Большинство проб выцветов состоит из карбонатов — от 10 до 98%
от общего состава и опала — от 10 до 60% с незначительными приме-
сями слюды и кварца. Спектральным анализом выявлена большая
гамма элементов, в том числе связанных с рудными зонами. Распре-
деление элементов по группам с учетом их распространенности (исклю-
чая кальций, кремний, алюминий, магний, калий, натрий) приведено
в табл. 77.
Таблица 77
Распространенность микроэлементов в наледных налетах
(по В. Ф. Шишкиной, 1963 г.)
Широко распростра- ненные (более 90%) Р аспространенные (90-25%) Ограниченно распро- страненные (25—5%) Редкие (менее 5%)
Мп, Си, Ti, Fe Ba, Ni, Pb, Sr, Сг, Zn Ag, Sn, Zn V, W, Со
Использование налетов при гидрохимических поисках весьма пер-
спективно и более удобно, нежели отбор проб воды на спектральный
анализ. В. Ф. Шишкина рекомендует опробование налетов наледей
в качестве метода поисков месторождений радиоактивных элементов.
ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ КАК ПОИСКОВЫЙ КРИТЕРИИ НА РУДНЫЕ ПОЛ. ИСКОП 307
Данные по микрокомпоиентному составу льдов наледей весьма от-
рывочны. В настоящее время имеется всего 14 анализов льдов наледей
территории флогопитового месторождения, выполненных Алданской
экспедицией МГУ, и 14 анализов льдов наледей долины р. Олекмы
(вблизи Олекминских терм), выполненных Якутской центральной гео-
логосъемочной экспедицией.
Изменение общего химического состава воды при ее замерзании
изучено недостаточно. Еще меньше данных о преобразовании микро-
компонентного состава при вымораживании льдов. На основании имею-
щихся материалов пока можно лишь констатировать, что льды нале-
дей содержат большую часть микрокомпонентов воды. Так, в пробах
льда, отобранных с наледей флогопитового месторождения, спектраль-
ным анализом обнаружены хром, марганец, титан, медь, стронций, сви-
нец, барий, циик, сурьма, кобальт, никель, молибден, индий, серебро.
Обращает на себя внимание наличие таких редких для воды элементов,
как сурьма, кобальт, и др.
В водах источников долины р. Олекмы химическими анализами
определялись содержания суммы металлов, а также меди и цинка.
Кроме таких широко распространенных элементов, как марганец,
железо, титан, барий, медь, спектральным анализом дополнительно были
выявлены свинец и молибден. Во льдах обнаружены те же элементы,
но распространенность их иная (табл. 78).
Таблица 78
Распределение элементов в водах термальных, холодных и льдах наледей
в долине р. ОлекМы
Группы элементов Объект опробования Широко распро- страненные (более 90%) Распростра- ненные (90- 25%) Ограниченно распространен- ные (25-5%)
Термы сульфатно-хлоридные либо хлоридно-сульфатные на- триевые Мо (100) Zn (100) Си (87) РЬ (33)
Холодные воды сульфатио- гидрокарбонатные натриевые Zn (100) Си (55) Мо (44) Нет
Льды хлоридно-гидрокарбо- натные натриевые Нет Zn (53) Мо (61) Си (27) РЬ (25)
Таким образом, есть основания судить о некотором общем соответ-
ствии микрокомпонентного состава льдов наледей гидрохимическим осо-
бенностям района и, как следствие, о возможности использования льдов
наледей при гидрохимических поисках.
Приведенные в настоящем разделе данные свидетельствуют о том,
что большая часть территории Якутии имеет, в общем, неблагоприят-
ные условия для вертикальной миграции рудных элементов в подземных
водах вследствие сплошного распространения мерзлой зоны, тем не
менее она осуществляется довольно активно. В водах обнаружена широ-
кая гамма элементов. Из них хорошо мигрирующими в водах явля-
ются цинк, свинец, никель, серебро. Химическими анализами часто
выявляется довольно высокий фон по сумме тяжелых металлов. Оче-
видно, благоприятными условиями для накопления указанных химиче-
ских элементов являются: малая минерализация подземных и поверх-
308 ГЛАВА V. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
ностных вод, их слабокислая и нейтральная реакции и довольно низ-
кие содержания кальция. Для интерпретации анализов льдов и выяс-
нения основных закономерностей формирования микрокомпонентного
состава льдов наледей необходимы дополнительные исследования.
ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ КАК ПОИСКОВЫЙ КРИТЕРИЙ
НА НЕФТЬ И ГАЗ
Рассмотрение химического и газового состава подземных вод, а
также содержания в них битумов и нафтеновых кислот с учетом палео-
гидрогеологической обстановки позволяет дать оценку перспектив неф-
тегазоносности Якутии. Эта оценка достаточно обоснована фактиче-
ским материалом по территории Западной Якутии, где было сосредо-
точено опорное и разведочное бурение. Соответствующие материалы
для Восточной Якутии отсутствуют, поэтому перспективы ее нефтега-
зоносности .рассматриваются по результатам маршрутных геохимиче-
ских исследований, выполненных а|втором очерка.
Лучше других изучен Якутский артезианский бассейн. Высокоми-
нерализованные воды всех водоносных горизонтов западной окраины
бассейна содержат нефтеновые кислоты, калий, йод, бром, аммоний,
а главное — углеводородные газы, включая последовательный ряд тяже-
лых гомологов метана (табл. 79). По соотношению тяжелых углеводо-
родов к метану они часто приближаются к газам нефтяного типа. Это
Таблица 79
Гидрогеологические показатели нефтегазоносности платформенной части
Якутской АССР
№ п/п Индекс Мине- рали- зация, г/д Содержание в 1 г соли, мг Микрокомпоненты, мг]л Растворенный газ, объемн. % Тяже- лые угле- водо- роды + метан
к Вг J Вг so, СН4 С2Нв С3н8 с,ню
1 Pt3 392,5 30,0 15,8 12,6 6233,0 50,0 72,6 12,8 4,8 0,9 0,250
2 Cmj 238,5 0,63 1,01 Не опр. 240,0 56,0 6,0 5,5 Не опр. Не опр. 0,920
3 91,0 0,38 0,09 0,0 8,0 4139,0 0,0 0,0 0,0 0,0 —
4 83,6 0,49 0,24 0,0 21,0 2159,0 0,0 0,0 0,0 0,0 —
5 210,0 0,43 0,86 Не опр. 18,0 820,0 91,2 8,6 Не опр. Не опр. 0,094
6 312,0 1,04 0,42 130,0 2300,0 85,9 3,9 0,045
7 D 401,0 0,05 0,004 Следы 1,6 6720,0 6,1 0,004 о,о” о,о” 0,001
8 398,7 0,09 0,01 2,4 1968,0 27,3 0,041 0,015 0,006 0,002
9 314,0 0,10 0,01 о’о 1,0 3038,0 25,0 0,003 0,001 0,001 0,0002
10 Р 93,2 Не опр. 0,30 1,2 33,0 21,0 85,3 0,26 Не опр. Не опр. 0,003
11 Ji 52,7 1,08 0,29 Следы 15,0 73,2 3,0 Не опр. —
12 23,9 1,17 0,80 6,0 19,0 146,4 0,1 0,003 0,001 0,001 0,05
13 т\ 45,7 3,5 1,2 0,6 53,3 15,0 94,6 2,2 0,5 0,1 0,03
14 42,9 3,5 1,5 1,2 63,9 27,0 90,5 4,4 1,6 0,3 0,07
15 Ji 40,9 2,3 1,7 2,0 59,0 95,6 98,4 0,3 0,02 0,01 0,004
16 98,0 4,5 1,02 6,0 100,0 103,7 94,3 0,7 0,0 0,0 0,007
17 J3 30,1 Не опр. 1,3 Не опр. 40,0 8,3 82,7 Не опр. Не опр. Не опр. —
1 — Мархинская опорная скважина; 2 — Солянская разведка, скв. 2-Р (300 м);
3 —р. Намана, источник у сользавода; 4 — р. Пеледуй, источник у сользавода; 5 —Со-
лянская разведка, скв. 2-Р (200 м)-, 6—Бирюкская разведка, скв. 23-С (400 м); 7 —
источник Кемпендяйского сользавода; 8 —источник Багинского сользавода; 9 — Таба-
сындский источник; 10 — Чайдахская разведка, скв. 250-Р (2200 м); 11—источник на
Тэикэ-Нюччюкю (верхний); 12 — источник на Тэнкэ-Нюччюкю (нижний); 13 — Средие-
Вилюйское месторождение, скв. Р-2 (3000 м); 14 — Неджелинское месторождение,
скв. Р-2 (2730 м); 15—Бахынайская опорная скв. Р-1 (2450 м); 16 — Усть-Вилюйское
месторождение, скв. Р-3 (2060 м); 17 —Намекая опорная скв. Р-1 (2200 м).
ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ КАК ПОИСКОВЫЙ КРИТЕРИИ НА РУДНЫЕ ПОЛ ИСКОП 309
обстоятельство свидетельствует о том, что наряду с газовыми месторож-
дениями в Западной Якутии должны быть и промышленные скопле-
ния жидкой нефти. Небольшие притоки ее в Толбинских, Мархинских
и Олойских скважинах и промышленный фонтан в Неджелинских ука-
зывают на региональную нефтеносность отложений от верхнего про-
терозоя до мезозоя включительно.
В подземных водах наряду с 'растворенным углеводородным газом
присутствуют органические вещества в виде нафтенатов (до 172 лгг/л),
аммоний — сотни и десятки миллиграммов на литр, йод — от несколь-
ких единиц до 12,6 мг/л. Содержание брома в водах нижнепалеозойских
отложений, вскрытых Солянской скв. Р-2, составляет 240 мг/л, а в во-
дах верхнепротерозойских отложений увеличивается до 3600 мг/л. На
южном склоне Анабарской антеклизы по данным опробования Мархин-
ской опорной скважины в водах отложений верхнего протерозоя содер-
жание брома достигает 6233 .мг/л. В наиболее перспективном водонос-
ном комплексе верхнепротерозойских отложений, по данным Наманин-
ской разведки, в подземных водах величина хлорбромного коэффи-
циента составляет 127 и приближается к максимальной метаморфи-
зации.
Коэффициент метаморфизации хлоркальциевых вод этой части бас-
сейна составляет 5—8, что позволяет отнести эти воды к высокомета-
морфизованным. В отложениях верхнего протерозоя, вскрытых Мар-
хинской опорной скважиной, встречены уникальные подземные воды,
коэффициенты метаморфизации которых достигают нескольких десят-
ков, а величина хлорбромного коэффициента составляет только 31.
В ряде случаев в подземных водах отмечены биогенный (безаргонный)
азот и сероводород, которые также являются показателями наличия
нефти и газа.
Высокие напоры пластовых вод пористых и проницаемых горизон-
тов, перекрытых мощной галогенной толщей, на фоне благоприятной
тектонической обстановки способствуют длительному сохранению неф-
тяных и газовых залежей.
Все эти факторы позволяют высоко оценивать перспективность
западной части Якутского артезианского бассейна, несмотря на то, что
в процессе разведочного бурения здесь не были получены положитель-
ные результаты.
На остальной территории бассейна терригенно-карбонатный комп-
лекс перекрыт в основном осадочными образованиями мезозоя. В них
зафиксированы несколько меньшие значения минерализации и пласто-
вого давления подземных вод. В водах установлены нафтеновые кис-
лоты (до 5 мг/л), аммоний (10—30 мг/л), йод (6 мг/л), бром (1,2—
1,7 мг/л) и углеводородные газы с тяжелыми гомологами метана (см.
табл. 79). И хотя абсолютные содержания указанных компонентов в них
ниже, чем в водах палеозойских и верхнепротерозойских комплексов,
соотношения их остаются такими же. По химическому составу подзем-
ных вод хлоркальциевого и гидрокарбонатно-натриевого типа (по Су-
лину), по наличию в подземных водах нафтеновых кислот, аммония,
йода, брома и растворенных углеводородных газов метанового ряда
водоносные комплексы нижнеюрских и пермских отложений относятся
к весьма благоприятным для поисков нефти и газа. Высокая их перс-
пективность подкрепляется наличием благоприятных тектонических
структур, удовлетворительными, а местами хорошими коллекторскими
свойствами пород, наличием мощных региональных водоупорных гори-
зонтов и разведанными месторождениями природного газа и конденсата.
Водоносные комплексы верхне-, среднеюрских и меловых отложе-
ний характеризуются аномально низкими пластовыми давлениями и
310 ГЛАВА V. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
весьма слабой минерализацией вод. Так, по данным разведочного буре-
ния на Берге-Олойской площади в отложениях верхнеюрского' возра-
ста имеются водоносные горизонты, в которых дефицит пластового дав-
ления достигает 454 м водяного столба, т. е. уровень воды устанавли-
вается на 379 м. ниже уровня Мирового океана, а минерализация их не
превышает 2 г/л. И тем не менее на Берге-Олойской площади из верх-
неюрских песчаников были получены непромышленные притоки нефти,
а в целом для отложений верхней юры и нижнего мела по данным
Намской и Вилюйской опорных скважин характерно наличие раство-
ренного метанового газа в количестве до 82,7%. Все это свидетельст-
вует о том, что в пределах Якутского бассейна наряду с палеозойскими
и нижнемезозойскими образованиями промышленно нефтегазоносными
могут оказаться отложения верхней юры и нижнего мела.
В Хатангском артезианском бассейне (как и в Якутском) в строе-
нии осадочного чехла участвуют два обособленных комплекса пород:
комплекс терригенно-карбонатных верхнепротерозойских и палеозой-
ских отложений и комплекс более молодых мезозойских терригенных
отложений. Сходство условий формирования подземных вод этих и
ранее рассмотренных комплексов Якутского бассейна представляет воз-
можность оценивать перспективность Хатангского бассейна на нефть и
газ по тем же признакам, что и Якутского бассейна. При этом следует
отметить, что в процессе буровых работ в Нордвик-Хатангском и Пур-
Оленекском районах лучше других был изучен пермский водоносный
комплекс. В нем были установлены небольшие залежи нефти, приуро-
ченные в основном к структурам соляно-купольного типа. Суточные
дебиты нефти в отдельных скважинах превышали 10 м3. Вместе
с нефтью наблюдались выходы природного газа, представленного мета-
ном (85,3%) и тяжелыми гомологами (0,26%). В подземных водах
содержатся нефтяные пленки, йод (1,2 мг/л), бром (33 мг/л) и другие
компоненты. Нефтепроявления в пределах Хатангского бассейна зафик-
сированы и в отложениях триасового возраста. Эти данные наряду с
хорошими коллекторскими свойствами пород свидетельствуют о высо-
ких перспективах на нефть и газ отложений верхнего палеозоя и ниж-
него мезозоя в пределах Хатангского бассейна.
В Тунгусском артезианском бассейне изучение подземных вод осу-
ществлялось только по отдельным источникам. Вследствие этого не
представляет возможным наметить закономерность в изменении хими-
ческого состава подземных вод и выделить обособленные водоносные
комплексы. Вместе с тем присутствие в водах йода, брома, аммония
и других компонентов, а в -растворенном и свободно выделяющемся
газе — метановых углеводородов со всей гаммой тяжелых углеводоро-
дов дает основание для положительной оценки перспектив нефтегазо-
носности восточных районов Тунгусского бассейна.
Таким образом, в подземных водах всех артезианских бассейнов
Западной Якутии установлены весьма достоверные показатели на нефть
и газ. Главными из них являются: метановые углеводороды с тяжелыми
гомологами; повсеместное присутствие микрокомпонентов в виде брома,
йода, аммония, а также широко развитая бессульфатность подзем-
НЫХфВОД.
Вся Восточная Якутия, за исключением Новосибирских островов,
из-за сложного геологического строения, вплоть до 1960 г. относилась
в разряд бесперспективных в нефтегазоносном отношении территорий.
Здесь не пробурено ни одной разведочной скважины на нефть и газ.
Тем не менее результаты геохимических исследований природных вод,
газов и битумов, выполненных за период 1961—1966 гг., позволили полу-
чить ряд убедительных данных в пользу достаточно высокой перепек-
ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ КАК ПОИСКОВЫЙ КРИТЕРИИ НА НЕФТЬ И ГАЗ
311
тивности на нефть и газ в таких крупных регионах, как Момо-Зырян-
ская впадина, Приморский прогиб и Колымский массив.
Здесь в составе свободно выделяющихся газов подземных источ-
ников было установлено почти повсеместное присутствие метановых
углеводородов со всей гаммой тяжелых гомологов. В процентном отно-
шении их величина обычно не превышает десятых долей, реже подни-
мается до нескольких процентов, а в отдельных источниках превышает
72% (незамерзающее оз. Кычам-Кюель).
Во многих источниках в составе спонтанных газов значительный
процент приходится на долю биогенного (безаргонного) азота. Его
количества изменяются от нескольких единиц до 50%. В солевом сос-
таве вод подземных источников повсеместно присутствует аммоний
в количестве 1—2 мг/л, а в отдельных случаях бром и йод. Учитывая
общую региональную битуминозность отложений зырянского комп-
лекса, где на долю хлороформенного экстракта приходится до 50%, и
весьма благоприятную палеогеологическую обстановку, можно пола-
гать, что Момо-Зырянская впадина перспективна в отношении нефте-
газоносности.
О перспективности Приморского прогиба можно судить по данным
химического анализа свободно фонтанирующего газа из неглубокой
скважины, пробуренной в дельте р. Яны. В его составе было установ-
лено: метана в сумме с тяжелыми углеводородами — 38,67%, этана —
0,0014%, пропана—0,0007%, бутанов — 0,0009%, пентанов — 0^0001%,
углекислого газа — 4,39%, водорода — 0,38%, кислорода — 0,38%,
азота + редких —53,22%, гелия —0,0042%, аргона —0,6802%. По соот-
ношению основных компонентов этот газ весьма близко напоминает
хорошо известное газопроявление в протоке Берге, расположенном в
зоне Усть-Вилюйского газоконденсатного месторождения.
Приведенные данные по гидрогеохимическим показателям нефте-
газоносности, зарегистрированным в разных районах Якутской АССР,
позволяют сделать вывод о наличии на рассматриваемой территории
нескольких потенциально нефтегазоносных провинций: Лено-Вилюй-
ской, Ангаро-Ленской, Лено-Хатангской, Момо-Зырянской, Примор-
ской и др. В их пределах наиболее перспективными по комплексу гид-
рогеохимических признаков являются следующие районы:
1. Хапчагайское поднятие Вилюйской синеклизы (отложения мезо-
зоя и верхнего палеозоя).
2. Ангаро-Ленский прогиб (отложения верхнего протерозоя и кем-
брия) и юго-западная часть Вилюйской синеклизы (отложения ниж-
него и среднего палеозоя).
3. Северная и центральная части Приверхоянского прогиба (тер-
ригенные образования верхнего палеозоя и мезозоя).
4. Центральная часть Лено-Хатангского прогиба (отложения мезо-
зоя и верхнего палеозоя).
5. Южное крыло Анабарской антеклизы (отложения верхнего про-
терозоя и нижнего палеозоя).
6. Момо-Зырянская впадина и Приморский прогиб (отложения
мезозоя).
7. Северный склон Анабарской антеклизы (отложения верхнего
протерозоя).
Глава VI
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
МЕСТОРОЖДЕНИЙ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
Подавляющее большинство месторождений полезных ископаемых
в Якутии залегают в пределах мерзлой зоны и поэтому слабо обвод-
нены. В связи с этим гидрогеологически изучены далеко не все место-
рождения, а только те, которые находятся в неблагоприятной гидрогео-
логической обстановке. По вещественному составу твердых полезных
ископаемых эти месторождения можно подразделить на несколько
групп: угольные, соляные, слюдяные, железорудные, золоторудные,
полиметаллические, оловорудные и алмазные. Помимо коренных место-
рождений в отдельную группу сведены россыпные месторождения.
Гидрогеологические условия угольных месторождений
Угольные месторождения расположены в основном в трех угленос-
ных бассейнах.
Ленский угольный бассейн является крупнейшим в мире Его угле-
носные отложения распространены на территории Средне-Сибирского
плоскогорья и Центрально-Якутской низменности. Наиболее изучен-
ными в гидрогеологическом отношении являются месторождения Сан-
гарское и Джебарики-Хая.
Сангарское месторождение находится на правом берегу р. Лены,
примерно в 240 км северо-западнее Якутска, в южной части бассейна.
Гидрогеологические условия месторождения определяются положением
его во внешней зоне Приверхоянского прогиба (Китчанский адартези-
анский бассейн). Месторождение приурочено к Сангарской брахиантн-
клинальной складке с осями длиной 7 и 4,5 км и амплитудой поднятия
свода около 800—900 м. В рельефе складка выражена возвышенностью
с отметками 320—370 м над уровнем Лены.
Гидрогеологические условия месторождения изучались в течение
ряда лет В. Ф. Кузьминым, В. М. Журкиным и В. Т. Резниченко. Водо-
носными породами являются разнозернистые плотные песчаники, алев-
ролиты, углистые аргиллиты и каменные угли нижнего мела, содержа-
щие пластовые и трещинно-пластовые воды. Водоупорные горизонты
здесь не выдержаны по простиранию, поэтому возможна гидравличе-
ская связь отдельных водоносных горизонтов, неодинаковых по водо-
носности и вследствие неоднородного литологического состава, пори-
стости и трещиноватости пород. Мощность зоны многолетнемерзлых
пород на месторождении достигает 205 м, составляя в среднем 130—
150 м. Мерзлые породы выклиниваются к руслу у р. Лены.
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ МЕСТОРОЖДЕНИИ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ 313
Многочисленными разведочными скважинами водоносные гори-
зонты вскрыты непосредственно под мерзлой зоной на глубинах 54—
205 м. Пьезометрический уровень в скважинах устанавливается в зави-
симости от гипсометрического положения последних. Вблизи русла
р. Лены его абсолютная отметка 4-63 м, в скважинах, расположенных
восточнее и гипсометрически выше, она достигает +134,5 м. Следова-
тельно, пьезометрическая поверхность подземных вод имеет наклон в
сторону реки. Дебиты скважин колеблются от 0,15 до 1 л)сек.
Химический состав воды преимущественно хлоридно-гидрокарбонат-
ный или гидрокарбонатно-хлоридный, минерализация 0,4—0,9 г/л, редко
свыше 1 г/л. В глубоких частях водоносной толщи (200—500 м) раз-
виты гидрокарбонатно-хлоридные кальциевые воды с минерализацией
0,8—1,7 г/л.
Как показали детальные геологические исследования, Сангарская
складка как бы раздваивает подземный поток, область питания кото-
рого лежит в 50—80 км к северо-востоку от месторождения, и данный
поток обходит складку, разгружаясь в долину р. Лены. Это обстоятель-
ство обусловливает концентрирование наибольших запасов подземных
вод на северном крыле складки, тогда как в своде ее запасы вод суще-
ственно ограниченны.
Выраженность в рельефе Сангарской структуры определяет отча-
сти положение поверхности мерзлой зоны. Она наследует в сглажен-
ном виде рельеф, воздымаясь в своде выше современного уровня под-
земных вод. На крыльях месторождения, наоборот, происходит опу-
скание ее нижней границы, и поэтому на них распространены воды
с напором до 155 м.
Следовательно, при разработке сводовой части месторождения,
расположенной выше уровня подземных вод, и в зоне распространения
многолетнемерзлых пород водоотлив не потребуется. Для предотвраще-
ния притока подземных вод в горные выработки периферийной части
месторождения рекомендуется не разрабатывать породы глубже изо-
термы —0,4° С, т. е. оставлять мерзлые водоупорные целики. Возмож-
ное влияние р. Лены ограничено полосой в пределах 0,5 км от берега.
Месторождение Джебарики-Хая расположено на правом берегу
р. Алдана в юго-восточной части бассейна на восточной окраине Алдан-
ской антеклизы. Развитые здесь юрские и меловые отложения смяты
в пологие складки с углами падения не более 3—5°. Они залегают на
размытой поверхности палеозойских карбонатных пород, которые
вскрыты структурной скважиной на глубине 917 м и условно отнесены
к верхам среднего кембрия. Продуктивная угленосная толща, вклю-
чающая 20 угольных пластов общей мощностью 350 м, приурочена
к средней части разреза мезозойских отложений. На площади место-
рождения прослеживаются три тектонических сброса, ориентирован-
ных в северо-западном направлении.
Месторождение находится в зоне сплошного распространения мно-
голетнемерзлых пород, мощность которых превышает 400 м. Все разве-
данные и эксплуатируемые угольные пласты залегают выше эрозионного
вреза р. Алдана, сравнительно неглубоко от поверхности. Все это соз-
дало благоприятные гидрогеологические условия для разработки место-
рождения.
Подземные воды в районе месторождения были вскрыты структур-
ной скважиной, пробуренной на берегу оз. Глубокое до глубины 1200 м.
Результаты бурения и опробования скважины свидетельствуют о нали-
чии на этом участке сквозного подозерного талика, что косвенно под-
тверждается непрерывным поглощением промывочной жидкости. По-ви-
димому, скважиной было вскрыто несколько горизонтов напорных тре-
314 ГЛАВА VI. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ МЕСТОРОЖДЕНИИ ПОЛЕЗ. ИСКОП.
щинных вод, приуроченных к юрским аргиллитам и песчаникам, однако
глубины залегания их не установлены. Водоприток в скважину оказался
сравнительно небольшим. Удельный дебит, определявшийся при несколь-
ких понижениях, составил 0,5 л!сеК'М. Вода по составу хлоридно-
гидрокарбонатная натриевая с общей минерализацией 0,4 г/л. Такое
низкое значение минерализации свидетельствует о формировании вод
в условиях свободного водообмена с поверхностью.
Однако данные опробования скважины не могут охарактеризовать
всю площадь месторождения, так как эта скважина пробурена в ано-
мальных для района условиях. Наличие таликов можно предполагать
также под руслами крупных водотоков и в первую очередь под рус-
лом р. Алдана. В связи с этим при проведении горных работ в непо-
Рис. 49. Геолого-гидрогеологический разрез северной части Алдано-Чульманского угленосного рай-
она. Составил Ю. А. Гладкий
/ — отложения горкитской свиты, верхняя юра; 2 — отложения дурайской свиты, средняя юра;
3 — уровень подземных вод; 4 — ннжняя граница многолетнемерзлых пород; 5 — угольные пласты;
6 — линии тектонических нарушений; 7 — места самоизлива подземных вод иа поверхность
средсгвенной близости от реки следует во избежание возможных при-
токов галиковых вод оставлять целики.
Южно-Якутский каменноугольный бассейн объединяет несколько
разрозненных угленосных районов (Усмунский, Алдано-Чульманский,
Гонамскнй и Токинский). Лучше других изучен Алдано-Чульманский
район. По тектоническим и структурным особенностям его площадь
условно делится на две части: северную и южную.
Для северной части основными факторами, определяющими гидро-
геологические условия месторождений, являются почти горизонтальное
неглубокое (до 300 м) залегание угленосных юрских отложений, срав-
нительно незначительная их мощность, отсутствие крупных дизъюнк-
тивных нарушений и прерывистое (островное) распространение мерз-
лой зоны (рис. 49).
Угольные пласты месторождений этой части района могут быть
отработаны шахтами и штольнями, проходка которых будет сопровож-
даться притоком подземных вод по выходе из зоны мерзлого барьера.
Величина притока вод при отработке различных пластов должна быть
неодинаковой. В настоящее время она известна только в детально раз-
веданных частях Чульманского месторождения (табл. 80).
Ожидаемые притоки воды близки к наблюдаемым при отработке
преимущественно штольнями окисленной части угольных пластов на
выходе их на поверхность (восточная часть Чульманского месторож-
дения). Суммарный приток во все штольни в летнее время составляет
около 20 л!сек, с наступлением холодов уменьшается до 10 л/сек. На
увеличение притока воды в летнее время оказывают влияние зияющие
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ МЕСТОРОЖДЕНИИ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ 315
Таблица 80
Ожидаемые максимальные притоки подземных вод
в горные выработки (на 100 м проходки)
Чульманского угольного месторождения, л/сек
Индекс пласта Восточная часть Западная часть
В вертикальные выработки В горизонталь- ные выработки В вертикальные выработки В горизонталь- ные выработки
Гб Нет Нет 3,9 1,9
г5 2,3 0,6
г4 0,3 0,1
Д19 0,3 0,1 14,9 7,1
Д15 0,4 0,3 5,4 2,6
Д1, 0,6 0,4 11,7 5,7
Д- 16,0 7,1 12,2 6,0
Дз 17,2 8,4 15,3 7,3
трещины и просадочные воронки, образующиеся в результате просадки
кровли отработанных участков.
В отдельных случаях при выходе выработок из зоны мерзлого
барьера наблюдается повышенный водоприток, связанный со значи-
тельными статическими запасами подземных вод. Так, в две штольни,
пройденные в нижней части склона долины руч. Налымакит (Чульма-
канское месторождение), после их выходы из зоны многолетнемерзлых
пород начался приток воды до 30—32 л/сек. В результате откачки в про-
должение нескольких суток он снизился до 4—5 л)сек.
В общем гидрогеологические условия месторождения угля север-
ной части района простые. Проходка горных выработок в долинах и
особенно под руслами рек (Унгра, Алдакай, Синсирик, Якокит) ослож-
нена сквозными таликами и гидравлической связью речных вод с под-
земными, повышенной обводненностью пород в синклинальных склад-
ках и мелкими тектоническими нарушениями. Пробуренные в долинах
этих рек скважины фонтанируют. Водоприток в шахту, пройденную в
долине р. Якокит на глубину 100 м, по расчетам А. А. Курило, может
превысить 300—360 л)сек, и отработка угольных пластов в таких местах
будет производиться в сложных гидрогеологических условиях.
Основными факторами, определяющими гидрогеологические усло-
вия угольных месторождений южной части района, являются значи-
тельная мощность юрских отложений, их дислоцированность, наличие
большого количества дизъюнктивных нарушений и связанная с этим
повышенная трещиноватость пород, прерывистое распространение мерз-
лой зоны (рис. 50).
Притоки воды в выработки изменяются в зависимости от положе-
ния угольного пласта по отношению к базисам эрозии, многолетнемерз-
лым породам и тектоническим нарушениям в значительно большей сте-
пени, чем в северной части района. В верхней части разреза здесь
встречаются угольные пласты мощностью до 50 м и более, образующие
самостоятельные месторождения со значительными запасами угля.
Наиболее типичным и детально разведанным из таких месторож-
дений является Нерюнгринское. В геологическом отношении месторож-
дение представляет собой брахисинклинальную складку. Мерзлая зона
занимает значительную часть площади (80%) и достигает 110—120 м
по мощности. Подземные воды трещинного типа залегают на значитель-
ной глубине. Основной угольный пласт может быть отработан карье-
ром. Суммарный приток воды в него при максимальном развитии эксп-
316 ГЛАВА VI ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ МЕСТОРОЖДЕНИИ ПОЛЕЗ ИСКОП
луатационных работ составит примерно 600 л]сек, а в зимнее время
около 80 л[сек. Для карьера площадью 15 км2 такой приток весьма
незначителен. На Кабактинском месторождении при отработке уголь-
ных пластов, залегающих ниже местного вреза рек и на значительном
удалении от тектонических зон, водоприток в ствол шахты составит
около 20 л/сек, а в горизонтальную выработку — 10—15 л/сек на каж-
дые 100 м проходки.
Следовательно, отработка угольных пластов, залегающих вдали от
тектонических зон и выше местных базисов эрозии, будет происходить,
в общем, в простых гидрогеологических и инженерно-геологических
условиях. Отработка же угольных пластов, залегающих вблизи текто-
Рис. 50 Геолого-гидрогеологический разрез южной части Алдаио-Чульмаиского угленосного района
Составил Ю. А Гладкий
1 -отложения горкитской свиты верхняя юра, 2 — кристаллические породы архея, 3— уровень
подземных вод 4 — нижняя граница многолетнемерзлых пород 5 — угленосные пласты, 6 — ли-
нии тектонических нарушений, 7 — места самонзтнва подземных вод на поверхность
нических зон или в их пределах, особенно под руслами рек, где наблю-
даются сквозные подрусловые талики, будет сопровождаться значи-
тельным притоком воды в горные выработки.
Зырянский угленосный бассейн является самым крупным на во-
стоке Якутии. Угленосные отложения, представленные терригенной тол-
щей верхней юры и нижнего мела, образуют отдельные угольные районы
(Зырянско-Силяпский, Мятисский, Индигиро-Селенняхский и Момский),
расположенные по обе стороны хр. Илинь-Тас Гидрогеологически изу-
чены только два месторождения — Буор-Кемюсское и Эрозионное (Зы-
рянско-Силяпского района).
Мощность зоны многолетнемерзлых пород на территории рассмат-
риваемых месторождений колеблется от 165 до 240 м, температура на
I лубине слоя годовых колебаний достигает —6° С. Нижние угольные
пласты месторождений выходят за пределы мерзлой зоны.
Подмерзлотные и слабонапорные воды (напор над кровлей до 15—
20 м) трещинного и трещинно-пластового типа встречены на месторож-
дении на глубине 185—240 м. Удельный дебит их не превышает
0,02 л/сек-м, что свидетельствует о благоприятных гидрогеологических
условиях отработки нижних угольных пластов
При промышленном освоении месторождений потребуется большой
комплекс мелиоративных работ из-за широкого развития в районе болот
и озер.
Кроме Зырянского бассейна на обрамлении Колымского средин-
ного массива в Приморской низменности и в Куларском районе
известно большое количество месторождений бурого угля, приурочен-
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ МЕСТОРОЖДЕНИИ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ 317
ных преимущественно к неогеновым терригенным отложениям, выпол-
няющим тектонические впадины. Пласты бурого угля залегают неглу-
боко от поверхности (20—40 м), полностью в пределах мерзлых пород,
поэтому отработка их может происходить в простых гидрогеологических
условиях.
Гидрогеологические условия газовых и нефтяных месторождений
Разведочное бурение на нефть и газ в пределах центральной части
Вилюйской синеклизы и Приверхоянского прогиба привело к открытию
Лено-Вилюйской нефтегазоносной провинции. Только за последнее деся-
тилетие здесь были открыты такие месторождения природного газа и
конденсата, как Средне-Вилюйское, Неджелинское, Усть-Вилюйское,
Бадаранское, Толонское и ряд других. В отдельных разведочных сква-
жинах были получены притоки легкой маслянистой нефти, суточные
дебиты которой достигали 15 м3. Вся эта группа газоконденсатных ме-
сторождений, за исключением Усть-Вилюйского, в тектоническом отно-
шении связана с Хапчагайским поднятием, где основными продуктив-
ными горизонтами служат отложения нижнего триаса и нижней юры.
Для всей Лено-Вилюйской нефтегазоносной провинции характерно
сплошное распространение зоны многолетнемерзлых пород. Наиболь-
шая мощность ее зафиксирована в центральной части Вилюйской сине-
клизы, где она превышает 600 м. В Усть-Вилюйском районе она ано-
мально сокращается до 200 м и даже до нуля, что обусловлено отеп-
ляющим влиянием рек Лены и Вилюя и гидрогеологической специфи-
кой Китчанского надвига.
Усть-Вилюйское месторождение природного газа и конденсата при-
урочено к брахиантиклинальной складке размером 17X3 км. Юго-
западное крыло ее осложнено разрывным нарушением типа надвига.
Вся продуктивная часть разреза по условиям залегания группируется
в три газоносных горизонта, контролируемых единым нижнеюрским
водоносным комплексом. Основные запасы газа и конденсата сосредо-
точены в третьем (нижнем) горизонте, представленном двумя пла-
стами— в интервалах 2004—2014 и 2021—2030 м (скв. Р-4).
Пластовое давление несколько превышает гидростатическое и в
скв. Р-3 иа контакте газ — вода составляет 217,6 атм. Общая минера-
лизация пластовых вод 99,9 г/л. Как показали испытания приконтур-
ной скв. Р-3, положение статического уровня пластовых вод соответст-
вует абсолютной отметке +64 м (на 2 м выше устья скважины). При
этом положение приведенного пьезометрического уровня составляет
+ 195 м абсолютной высоты. Для скв. Р-5, расположенной на западном
крыле структуры, характерно некоторое увеличение пьезометрического
уровня — до +210 абс. м. Если учесть, что в Китчанских скважинах он
сокращается до +145 абс. м, то создается .весьма устойчивое падение
пьезометрического напора подземных вод в восточном направлении
(с градиентом 0,003). Для данного горизонта характерна высокая водо-
обильность: даже при очень интенсивном свабировании динамический
уровень в скв. Р-3 удалось понизить не более чем на 500 м. При пони-
жении уровня до 375 м суточные дебиты равнялись 26,5 м3. При этом
удельный дебит составил 0,07 м3/сутки. Пластовые температуры в зоне
основного продуктивного горизонта, измеренные максимальным термо-
метром, находятся на уровне +57° С.
Подземные воды нижнемелового водоносного комплекса на Усть-
Вилюйской площади испытывались многими колонковыми скважинами
в интервалах глубин от 30 до 480 м. Здесь были выявлены как меж-
мерзлотные, так и подмерзлотные водоносные горизонты, обладающие
318 ГЛАВА VI ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ МЕСТОРОЖДЕНИИ ПОЛЕЗ ИСКОП.
большими удельными дебитами. Межмерзлотные воды вскрыты сква-
жинами в прибрежных зонах о-ва Соб-Хая и у Тас-Тумуса. Подмерз-
лотные воды обнаруживаются почти всеми скважинами непосредст-
венно под мерзлой зоной. Обращает на себя внимание весьма харак-
терное распределение статических уровней подземных вод: в скважи-
нах, пробуренных в долинах Лены, Вилюя и Лунхи, они соответствуют
уровням рек, в то время как на междуречье поднимаются на 6—12 м
выше и соответствуют уровням близлежащих озер.
Собо-Хаинское месторождение природного газа представлено не-
большой брахиантиклинальной складкой (3,5—4,5 км), примыкающей
с севера к Усть-Вил юйской структуре. Ее юго-западное крыло также
осложнено серией тектонических нарушений, связанных с Китчанскнм
надвигом.
Продуктивные горизонты, как и на Усть-Вилюйском месторожде-
нии, приурочены к отложениям нижней юры, но залегают они на зна-
чительно меньших глубинах (в интервале 1600—1700 м). Вследствие
этого в составе газа резко сокращается содержание конденсата и тяже-
лых углеводородов
Гидрогеологическая обстановка Собо-Хаинского месторождения
весьма сложная. Об этом свидетельствует тот факт, что в скв. Р-1,
заложенной в центральной части структуры, в процессе испытания про-
дуктивных горизонтов одновременно с газом были получены притоки
пластовых вод с суточным дебитом до 50 ле3. Присутствие пластовых вод
в каждом продуктивном горизонте, фиксируемых одной скважиной, сви-
детельствует о наличии тектонического нарушения в присводовой части
залежн. Подземные .воды, контролирующие залежи природного газа,
относятся к нижнеюрскому водоносному комплексу. Их минерализация
по сравнению с Усть-Вилюйским районом сокращается вдвое и состав-
ляет 47,5 г/л. Заметно сокращается и степень метаморфизма.
Пластовое давление на глубине 1570 м равно 151,23 атм, пластовая
температура 4-42°С (скв. Р-1).
Бадаранское газоконденсатное месторождение в тектоническом от-
ношении располагается в зоне перехода от структур приверхоянского
простирания к субширотным платформенным структурам Хапчагайского
поднятия. Продуктивные горизонты залегают на глубинах 2900—3000ле
в отложениях среднего и верхнего триаса. В составе газа установлено
повышенное содержание тяжелых углеводородов и конденсата.
В гидрогеологическом отношении Бадаранское месторождение не
изучено. В результате предварительного испытания нижнеюрского водо-
носного комплекса в интервале 2107—2098 м (скв. Р-2) были полу-
чены слабо метаморфизованные воды хлоридного натриевого состава
с общей минерализацией 23,7 г/л. В интервале 2346—2350 м минера-
лизация воды возрастает до 36 г/л. В средне-верхнетриасовом водонос-
ном комплексе испытанием пластов было обнаружено несколько водо-
носных горизонтов хлоридного натриевого состава с общей минерали-
зацией от 35 до 56 г/л. При этом наиболее минерализованные воды
были зафиксированы в интервале 2834—2769 м. Надо полагать, что
минерализация подземных вод на Бадаранском месторождении ока-
жется значительно большей. На это указывают небольшие притоки
пластовых хлоридных кальциево-натриевых вод с минерализацией
79,3 г/л, полученных во время продувки газоносного пласта в интер-
вале 2986—2955 м.
Неджелинское месторождение приурочено к антиклинальной склад-
ке (6 X 10 км) широтного простирания, осложняющей юго-восточный
склон Хапчагайского поднятия. Продуктивные горизонты приурочены
к отложениям нижней юры и нижнего триаса. В гидрогеологическом
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ МЕСТОРОЖДЕНИИ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ 319-
отношении Неджелинское месторождение изучено недостаточно. Дан-
ные разведочного бурения позволяют установить наличие 600-метровой
мерзлой зоны, отрицательно влияющей на процесс освоения продук-
тивных горизонтов. Нижнетриасовый водоносный комплекс представ-
лен хлоридными натриевыми водами с минерализацией 38—51 г/л. Пла-
стовые давления обычно равны гидростатическим или несколько пре-
вышают их. Статические уровни в скважинах устанавливаются на
отметках примерно 95 м. Температура в разных горизонтах изменя-
ется от 44 до 63° С. Минерализация вод средне-верхнетриасового комп-
лекса снижается до 31,6 г/л, а нижнеюрского — до 17—26 г/л. Гидро-
динамические показатели подземных вод Неджелинского месторожде-
ния до сих пор не изучены, так же, как и положение газо-водяного кон-
такта. Средне-Вилюйское газоконденсатное месторождение приурочено
к брахиантиклинальной складке с размерами 20 X 30 км. Основные
продуктивные горизонты залегают в интервале 2450—2600 м и контро-
лируются водами нижнетриасового водоносного комплекса. Их мине-
рализация колеблется в пределах 33—46 г/л. Пластовые воды характе-
ризуются газовым фактором до 4,6. Вследствие этого статические уров-
ни воды располагаются .выше устья скважин. Пластовое давление
несколько выше гидростатического. В скв. Р-2 на глубине 2650 м зафик-
сировано давление, равное 269,2 атм, и температура 63° С; в скв. Р-6
на глубине 2523 м давление составляет 262,1 атм, а температура 53° С.
В отложениях среднего — верхнего триаса продуктивных горизон-
тов пока не выявлено. При попытке опробования их в скв. Р-3 из двух
интервалов были получены притоки минерализованных вод (11,5—
17,9 г/л) с пленками нефти. В законтурной скв. Р-2 из более глубокого
горизонта (2117 м) была получена вода с минерализацией до 26,3 г/л.
Нижнеюрский водоносный комплекс наиболее достоверно был испытан
в скв. Р-6 в интервале 1541—1520 м. Здесь были получены самоизли-
вающиеся хлоридные натриевые воды с минерализацией 17,9 г/л
Мощность мерзлой зоны на Средне-Вилюйском месторождении
колеблется от 600 м до 0, что связано с отепляющим действием
р. Вилюя, которая рассекает всю структуру по большей оси на две
части.
Таким образом, гидрогеологические особенности основных место-
рождений Лено-Вилюйской нефтегазоносной провинции позволяют сде-
лать следующие выводы:
1. В пределах всех месторождений устанавливается явное увеличе-
ние общей минерализации вод с глубиной. При этом в зоне Хапчагай-
ского поднятия в водоносных горизонтах, контролирующих более глубо-
кие газовые залежи, распространены хлоркальциевые воды, которые
вверх по разрезу сменяются гидрокарбонатно-натриевыми (по Сулину).
2. Для всех водоносных комплексов намечается явное увеличение
общей минерализации подземных вод в направлении с запада на во-
сток. Как показали гидродинамические исследования в Усть-Вилюй-
ском районе, в этом же направлении происходит и падение пьезомет-
рических уровней подземных вод, т. е. к приустьевой части Вилюя и
к долине Лены.
3. В нижнемеловом водоносном комплексе непосредственно под
многолетнемерзлыми породами установлены весьма водообильные гори-
зонты, которые могут быть использованы для получения чистых вод,
пригодных для законтурного заводнения в процессе промышленной
эксплуатации месторождений.
4. Наличие мощной мерзлой зоны значительно усложняет эксплуа-
тацию газовых скважин, так как низкие температуры в приустьевой
части скважин способствуют образованию гидратных пробок.
320 ГЛАВА VI. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ МЕСТОРОЖДЕНИИ ПОЛЕЗ ИСКОП.
Гидрогеологические условия слюдяных (флогопитовых) месторождении
Эти месторождения связаны исключительно с кристаллическими
породами архея Алданского щита. Обводненность выработок на место-
рождениях зависит от трещиноватости пород верхней выветрелой зоны,
наличия тектонических нарушений и распространенности зоны много-
летнемерзлых пород.
Эмельджакская группа месторождений расположена в бас-
сейне р. Верх. Ыллымах. Породы по тектоническим зонам, связанным
с разломами Эльконского горста, сильно трещиноваты. Характерно
островное распространение мерзлой зоны иногда значительной мощ-
ности. Месторождения отрабатываются в основном шахтами и штоль-
нями, реже карьерами. Водопритоки в горные выработки разнообразны.
В пределах верхней выветрелой зоны они не превышают 0,5 л!сек. (руд-
ник Эльконка), а при вскрытии водоносных тектонических зон дости-
гают нескольких десятков литров в секунду. Так, в шахте рудника
Эмельджак приток подземных вод по тектоническим зонам достиг 15—
20 л!сек.
Обводнение горных выработок в немалой степени зависит от поло-
жения их в рельефе. При отработке приводораздельных частей место-
рождений горные выработки бывают обводнены лишь в летнее время
дождевыми и поверхностными водами. Например, на месторождении
Таборном летом в выработки вместе с подземными водами по трещи-
нам зоны выветривания поступают воды одноименного ручья (до 15—
20 л/сек), а в зимнее время приток почти полностью прекращается.
При отработке рудных тел, залегающих ниже местного базиса эрозии,’,
возможно обводнение горных выработок грунтовыми водами зоны вы-
ветривания и трещинно-жильными водами. Так, на Каталахском место-
рождении, где зона выветривания достигает 80—100 м, а рудные тела
залегают на глубине до 150 м и более, при добыче слюды открытым
способом водоприток, вычисленный В. Ф. Червонящим в 1960 г., рав-
нялся 175—180 л/сек без учета ливневых вод. В периоды дождей и
весеннего паводка приток воды в карьер увеличивается, а в зимнее
время сокращается более чем вдвое. Таким образом, гидрогеологиче-
ские условия эксплуатации месторождений Эмельджакской группы
очень разнообразны и в ряде случаев требуются соответствующие про-
филактические мероприятия.
Канкунская группа месторождений флогопита расположена в бас-
сейне р. Лэглиер и характеризуется простыми тектоническими усло-
виями, островным распространением зоны многолетнемерзлых пород
(мощность до 70—100 м) и сравнительно маломощной (до 30—40 м)
зоной выветривания. Притоки в выработки этой группы месторождений
(Канку, Снежный, Надежный и др.) обычно не превышают 1,5—
2,5 л/сек.
Оюмракская и Мало-Нимнырская группы месторождений характе-
ризуются наличием мощной зоны многолетнемерзлых пород (от 200 до
400 м), за пределы которой рудные тела не выходят. Месторождения
эксплуатируются в благоприятных гидрогеологических условиях. Кроме
того, низкие температуры миоголетнемерзлых пород увеличивают проч-
ность стенок и кровли выработок, что положительно влияет на технико-
экономические показатели горных работ.
Гидрогеологические условия железорудных месторождений
Железорудные месторождения разведаны в пределах Алданского
кристаллического массива, где они по геологическим условиям подраз-
деляются на две основные группы: Лэглиерскую и Дёс-Сиваглинскую.
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ МЕСТОРОЖДЕНИИ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ 321
Лэглиерская группа месторождений (Таежное, Магнетитовое, Гема-
титовое, Тинское и др.) расположена в бассейне р. Лэглиер и характе-
ризуется сравнительно спокойной тектонической обстановкой, незначи-
тельной мощностью зоны выветривания (30—40 м) и затухающей с глу-
биной трещиноватостью архейских пород. Многолетнемерзлые породы
в районе месторождений имеют островное развитие и достигают по мощ-
ности 50—70 м. Четвертичные отложения обычно маломощные (1—
1,5 At), и отдельные рудные тела выходят на поверхность. Поэтому
добыча руды может осуществляться открытым способом.
Месторождение Таежное сложено изверженными и метаморфиче-
скими породами архея. Мерзлая зона развита только в понижениях
рельефа (рис. 51). Месторождение может быть отработано карьером.
Рис. 51. Геолого-гидрогеологический разрез железорудного месторождения Та-
ежного. Составил Ю. А. Гладкий
/ — интрузивные породы архея, 2 — метаморфические породы архея; 3 — руд-
ные тела; 4 — уровень подземных вод; 5 — граница миоголетнемерзлых пород;
6 — линии тектонических нарушений
Вычисленный по данным опытных откачек суммарный водоприток в
карьер размерами 1250 X 400 X 200 м не будет превышать весной 50—
52 л!сек, а зимой уменьшится до 22—30 л/сек. Углубление карьера ниже
200 м не приведет к увеличению водопритока, поскольку трещинова-
тость пород с глубиной затухает. Рассчитанный для карьера коэффи-
циент водообильности составляет 2,7—3, т. е. месторождение будет
эксплуатироваться в относительно простых гидрогеологических усло-
виях.
Месторождение Магнетитовое находится в 2 км от Таежного в рай-
оне разгрузки подземных вод архейского водоносного комплекса, ниже
местного базиса эрозии. Поэтому обводненность пород здесь выше, чем
в Таежном, и подземные воды приобретают напор. Вычисленный для
весенне-летнего периода водоприток в карьер размерами 200 X 120 X
X 80 At может составить около 100 л/сек.
Гидрогеологические условия эксплуатации других месторождений
этой группы более благоприятны.
Месторождения Дес-Сиваглинской группы (Сиваглинское, Пионер-
ское, Комсомольское и др.) расположены в бассейне верховьев р. Ха-
тыми. Рудные тела залегают среди кристаллических пород, перекры-
тых карбонатными отложениями нижнего кембрия (юдомской свиты).
В северо-восточной части Сиваглинского месторождения рудные
тела перекрыты маломощной пачкой (до 30 At) карбонатных пород,
которые вследствие высокого гипсометрического положения и хорошего
дренажа обводнены спорадически. В юго-западной части рудные тела
и вмещающие их архейские отложения выходят на поверхность. Мерз-
лая зона распространена в понижениях рельефа и долине ручья. Мощ-
322 ГЛАВА VI ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ МЕСТОРОЖДЕНИИ ПОЛЕЗ ({СКОП
ность ее 70—80 м. Водоносность архейских пород связана преимущест-
венно с тектонической трещиноватостью, так как трещины выветрива-
ния здесь не прослеживаются глубже 25—30 м. Отрабатывать место-
рождение целесообразно открытым способом. Максимальный приток
воды в карьер размерами 650 X 400 X 250 м, по расчетам В. Ф. Пан-
кратова, составит менее 54 л! сек. В зимнее время приток воды умень-
шится вдвое и более. При отработке рудного тела, залегающего под
руслом ручья, в карьер проникнут поверхностные воды. Поэтому до
начала добычи необходимо отвести ручей 'в безопасное место. Учиты-
вая наличие под руслом многолетнемерзлых пород, эту часть месторож-
дения можно также отработать подземным способом.
Гидрогеологические условия эксплуатации месторождений Пионер-
ского и Комсомфльского определяются наличием более мощных карбо-
натных отложений (до 60—70 м) и островным распространением зоны
многолетнемерзлых пород. Обводненность выработок здесь связана в
основном с карстово-трещинными водами нижнекембрийских отложе-
ний, а архейские породы практически безводны. Месторождения можно
отработать открытым способом. Вычисленный максимальный приток
воды в карьер размерами 100 X 250 X 150 м при отработке Пионер-
ского месторождения должен составить 180 л/сек. Величину притока,
даже с учетом снижения в зимнее время, необходимо считать высокой.
Аналогичную высокую величину притока подземных вод в выра-
ботки следует ожидать при отработке Комсомольского железорудного
месторождения. Таким образом, гидрогеологические условия этих ме-
сторождений по сравнению с другими менее благоприятны.
Гидрогеологические условия золоторудных месторождений. Корен,-
ные месторождения золота известны и разведаны на территории Алдан-
ского щита и в пределах Верхояно-Колымской горноскладчатой
области.
Золоторудные месторождения Алданского щита
По структурно-морфологическим, минералогическим и гидрогеоло-
гическим особенностям эти месторождения делятся на Куранахскую
и Лебединскую группы.
Месторождения Куранахской группы располагаются в пределах
одноименной впадины и локализуются в верхней части 600-метрового
разреза нижнекембрийских карбонатных отложений. Своеобразие ме-
сторождений этой группы заключается в приуроченности их к выходя-
щим на поверхность карстовым полостям субмеридионального направ-
ления довольно значительных размеров: до нескольких километров по
протяженности, сотен метров по ширине и десятков метров по глу-
бине. Рудные залежи различной мощности приблизительно повторяют
контуры карстового ложа. Отработка месторождений производится
открытым способом.
Гидрогеологические условия группы месторождений определяются
положением их значительно .выше местного базиса эрозии в карбонат-
ных закарстованных породах. Глубина залегания основного водонос-
ного горизонта трещинно-карстовых вод изменяется от 150 до 250 м
и значительно превышает глубину залегания рудных тел. Благодаря
хорошему дренированию трещиноватые и закарстованные породы мало
обводнены. Спорадическое поступление в выработки верховодки в коли-
чествах, не превышающих I—1,5 л/сек, приходится только на период
полного оттаивания сезоннопромерзающего слоя. Все это обеспечивает
благоприятные условия эксплуатации месторождений.
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ МЕСТОРОЖДЕНИИ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ 323
Месторождения Лебединской группы приурочены
к северной окраине Алданского щита. Для района характерны сильно
расчлененный рельеф, прерывистая зона многолетнемерзлых пород и
сложное геологическое строение. Особенностью последнего является
наличие двух структурных этажей: нижнего, сложенного дислоцирован-
ными кристаллическими породами архейского возраста, и верхнего оса-
дочного чехла, представленного карбонатными породами юдомской
свиты нижнего кембрия мощностью 100—120 м. Промышленными явля-
ются золотоносные залежи, располагающиеся в ослабленных зонах кар-
бонатных пород на пересечении вертикальных и горизонтальных текто-
нических нарушений. Месторождения отрабатываются штольнями и
шахтами.
Повышенная трещиноватость и закарстованность кембрийских
отложений препятствует образованию мерзлой зоны, поэтому карбонат-
ные породы кембрия сильно обводнены, особенно на контакте с кри-
сталлическими породами архея. Гидрогеологические условия месторож-
дений осложнены многочисленными дайковыми телами и пластовыми
интрузиями. Последние выполняют роль локальных водоупоров, на
которых образуются местные водоносные горизонты. В эксплуатацион-
ные и разведочные горные выработки, пройденные по известнякам и
доломитам, поступает большое количество подземных вод. Так, при
отработке жилы «Мощная» приток воды в штольню составил 15—
30 л/сек на каждые 300—350 м. При увеличении длины штольни еще
на 1 км приток увеличится до 55—60 л!сек, что потребует водоотлива.
Приток подземных вод в штольни и шахты обычно бывает большим
в начале их проходки, а по мере откачки и сработки запасов уменьша-
ется. Например, в одной из шахт глубиной 50—70 м приток воды сос-
тавлял 50—55 л)сек, но в процессе непрерывной откачки воды и углуб-
ления шахты (до 150—200 м) снизился до 1—1,5 л/сек. При проходке
некоторых шахт приток воды в начале составлял 35—45 л/сек, а бла-
годаря откачкц снижался до 1—5 л/сек..
Таким образом, золоторудные месторождения Алданского щита
характеризуются как благоприятными, так и неблагоприятными гидро-
геологическими условиями. При этом, если почти все месторождения
Куранахской группы находятся в благоприятных условиях, то большин-
ство месторождений Лебединской группы значительно обводнены.
В пределах Верхояно-Колымской горноскладчатой области корен-
ные месторождения золота преимущественно кварц-сульфидного жиль-
ного типа разведаны в Верхне-Индигирском, Янском, Аллах-Юньском
и других районах.
В Аллах-Юньском районе жильные месторождения связаны
с широкими тектоническими зонами смятия. Мощность зоны многолет-
немерзлых пород здесь достигает 200—230 м, температура на глубине
слоя годовых колебаний —6,5, —7° С. В отдельных выработках, вышед-
ших из мерзлой зоны, наблюдаются притоки подземных вод, не превы-
шающие 0,01 л/сек, что свидетельствует о слабой обводненности отло-
жений и благоприятных гидрогеологических условиях месторождений.
Остальные золоторудные месторождения, разведанные в Верхне-Инди-
гирском и Янском районах, полностью залегают в пределах многолет-
немерзлых пород и находятся в благоприятных гидрогеологических
условиях.
Гидрогеологические условия оловорудных месторождений
Эти месторождения сосредоточены преимущественно в бассейне
р. Яны. Наиболее значительное из них — Депутатское — расположено
в западной части Ольджойско-Полоусненского синклинория и приуро-
324 ГЛАВА VI ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ МЕСТОРОЖДЕНИИ ПОЛЕЗ ИСКОП.
чено к мезозойским терригенным отложениям, прорванным интрузиями
гранитоидного состава. Мерзлая зона имеет сплошное распространение
и большую мощность (260—350 м). Основные рудные тела залегают
в многолетнемерзлых породах и, следовательно, будут отрабатываться
в благоприятных гидрогеологических условиях.
Подмерзлотные воды трещинно-жильного и в меньшей степени
пластового типа, приуроченные к песчаникам и глинистым сланцам,
вскрыты на месторождении рядом скважин на глубине 270—350 м от
поверхности. Воды обладают напором (190—200 м), являются гидро-
карбонатными натриевыми с минерализацией до 150 мг/л. Удельный
дебит скважин не превышает 0,02 л!сек, что свидетельствует о слабой
водоносности пород и за пределами мерзлой зоны. В связи со слож-
ной тектоникой района можно предполагать, что при отработке глубо-
ких горизонтов в отдельные выработки будет поступать по крупным
тектоническим трещинам значительное количество подземных вод.
Илин-Тасское оловорудное месторождение расположено в бассейне
р. Адычи и приурочено также к мезозойским терригенным отложениям.
В период предварительной разведки этого месторождения только две
скважины вскрыли подмерзлотные воды на глубине 210 и 213 м. Скв. 1
подсекла тектоническое нарушение, давшее значительные притоки тре-
щинно-жильных напорных вод. Скважина фонтанировала с дебитом
до 2,4 л/сек. Пьезометрический уровень составил примерно 20 м над
устьем скважины. Второй скважиной вскрыты подмерзлотные трещин-
ные воды, содержащиеся в глинистых сланцах. Уровень их установился
на глубине 58 м от поверхности, удельный дебит при откачке составил
0,15 л/сек- м. Прн отработке глубоких горизонтов этого месторожде-
ния возможны значительные притоки в горные выработки трещинно-
жильных вод.
Эге-Хайское оловорудное месторождение приурочено к терриген-
ным отложениям верхнего триаса, слагающим северную часть Яно-
Адычанского оловоносного пояса. Рудные тела находятся в зоне дроб-
ления, представляющей собой широкую полосу брекчирования. Мощ-
ность многолетнемерзлых пород здесь колеблется от 200 до 330 м. Под-
мерзлотные воды трещинного и трещинно-жильного типа вскрыты на
глубине. 330 м и более. Пьезометрические уровни вод устанавливаются
в интервале 36—153 м от поверхности. Другие оловорудные месторож-
дения (Улахан-Эгелях, Алас-Хая, Кестер) в гидрогеологическом отно-
шении не изучены.
Гидрогеологические условия полиметаллических месторождений.
Такие месторождения известны в нескольких районах Якутии. Хорошо
изученным является Верхне-Менкеченское, расположенное в бассейне
р. Дыбы в пределах Дыбинского рудного зула. Месторождение при-
урочено к региональным разломам в терригенных породах верхо-
янского комплекса, прорванных интрузиями гранитоидов мелового
возраста
Единственная скважина, вскрывшая на глубине 130 м подмерзлот-
ные воды, пробурена в долине р. Менкече. Выведенные скважиной угле-
кислые воды с минерализацией около 3 г/л относятся к типу трещинно-
жильных вод глубокой циркуляции и не могут иметь регионального
развития.
Предполагается весьма неравномерная обводненность месторожде-
ния. Она зависит от положения отдельных участков в рельефе и кон-
кретных мерзлотных условий. Наиболее водообильные участки, веро-
ятно, приурочены к глубоко врезанным долинам, под которыми мощ-
ность зоны многолетнемерзлых пород минимальна и не превышает
200 м На водоразделах мощность мерзлой зоны значительно выше мощ-
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ МЕСТОРОЖДЕНИИ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ 325
ности зоны активной трещиноватости, и трещинно-жильные воды могут
поступать в горные выработки лишь по отдельным разломам. Поскольку
большая часть разведанных запасов приурочена к водоразделам, водо-
притоки в горные выработки ничтожны и обусловлены надмерзлотными
водами. В целом гидрогеологические условия месторождения благо-
приятны для его отработки.
Гидрогеологические условия алмазных месторождений. Подземные
воды вскрыты и изучены в основном на двух месторождениях — трубках
«Удачная» и «Мир».
Трубка «Удачная» расположена в бассейне р. Далдын. Она преры-
вает отложения ордовика — кембрия. Вмещающие осадочные породы —
известняки — залегают моноклинально. В приконтактовых частях трубки
кимберлиты и вмещающие породы брекчированы. Разрабатывается
месторождение открытым способом.
Мерзлотно-гидрогеологические условия района изучались 3. Г. Усти-
новой (1964). Мерзлая зона имеет сплошное распространение, мощность
ее в известняках до 330—400 м, а в кимберлитах — до 550—650 м.
Буровыми работами на месторождении выявлены на глубинах 150—
200 м высокоминерализованные пластово-трещинные межмерзлотные
воды хлоридного магниевого состава с минерализацией 48—100 г/л.
Воды приурочены к хорошо выдержанному гипсометрически водонос-
ному горизонту. Наиболее обводненной является юго-восточная часть
трубки, где проходит тектоническое нарушение. Мощность обводненной
межмерзлотной зоны колеблется от 50 до 200 м. Удельный дебит сква-
жин изменяется от долей до 1,0 л/сек-м. В восточной части трубки
имеется «остров» монолитного кимберлита, где не было встречено воды.
В настоящее время при отработке месторождения в многолетнемерз-
лых породах (до 150—200 м) гидрогеологические условия можно счи-
тать благоприятными.
Трубка «Мир» расположена в долине р. Иерелях. Она приурочена
к Вилюйско-Котуйской зоне разломов и прорывает отложения кембрия
и ордовика.
Подмерзлотные воды здесь вскрыты скв. 29 в интервале 305—
355 м в карбонатных отложениях нижнего кембрия и скв. 31 в интер-
вале 312—581 м в кимберлите. Воды представляют собой рассолы хло-
ридного натриевого состава с минерализацией 52—56 г/л. Водонос-
ность пород слабая. При понижении динамического уровня в скв. 29
на 40 м дебит составил 0,25 л/сек.
При разработке месторождения на значительном протяжении гор-
ные выработки будут проходиться в мерзлых породах, сцементирован-
ных льдом. Глубже следует учитывать возможность появления мине-
рализованных сероводородных хлоридных натриевых вод, имеющих
отрицательную температуру. Подобные же гидрогеологические условия,
по-видимому, характерны для большей части кимберлитовых трубок.
Гидрогеологические условия соляных месторождений. Залежи камен-
ной соли в Якутии известны в бассейнах Вилюя (долины рек Кем-
пендяя, Баги и др.) и Лены (долины Пеледуя, Нюи и др.), а также
в Анабарском районе.
Месторождения в долинах Кемпендяя и Пеледуя эксплуатируются
путем вымораживания или выпаривания соли из соляных растворов
на небольших кустарных солезаводах. На остальных месторождениях
из-за их удаленности от транспортных путей разработка соли не про-
изводится. Наибольшее промышленное значение имеет Солянское место-
рождение, расположенное на левом берегу р. Лены в 25 км ниже
г. Олекминска. Оно приурочено к горизонтально залегающей соленос-
ной толще нижнего кембрия. На глубине 376—567 м бурением были
326 ГЛАВА VI. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ МЕСТОРОЖДЕНИИ ПОЛЕЗ ИСКОП.
вскрыты девять рабочих пластов, из которых шесть пригодны для про-
мышленной эксплуатации.
Гидрогеологические условия месторождения, по данным Е. И. Сары-
чева, В. М. Максимова и Е. А. Баскова, определяются его положением
в южной части Якутского артезианского бассейна, в условиях сравни-
тельно маломощной (до 100 м) мерзлой зоны, имеющей таликовые
окна. Последние связаны с долиной р. Лены и обусловливают питание
межмерзлотных и подмерзлотных водоносных горизонтов. В пределах
месторождения вскрыты воды всех трех типов: надмерзлотные, меж-
мерзлотные и 'подмерзлотные. Первые не оказывают заметного воздей-
ствия на условия разработки месторождения. Межмерзлотные воды
широко распространены на месторождении и приурочены к трещинова-
тым и кавернозным породам нижнего кембрия. Эти воды достоверно
установлены и опробованы в скважинах 2-С и 5-С, встречены в скв.
1-С и по поглощению глинистого раствора предполагаются в скважи-
нах 3-С и 4-С. В скважинах 2-С и 5-С воды были вскрыты в интервале
46—52 м; мощность горизонта около 40 м. Воды обладают сравни-
тельно слабым напором. Установившийся уровень их 43—50 м от по-
верхности. Удельный дебит скв. 2-С составил 1,25 л/сек-м. Низкая
минерализация этих вод и положение пьезометрического уровня при-
мерно на отметках среднего уровня воды в р. Лене позволяют допу-
скать наличие связи межмерзлотных вод с речными водами.
Подмерзлотные воды распространены повсеместно и образуют не-
сколько водоносных горизонтов, приуроченных к относительно более
трещиноватым породам, нежели разделяющие их водоупоры. Скважи-
ной 2-С были вскрыты два горизонта подмерзлотных вод: верхний в
интервале 204—220 м и нижний в интервале 360—365 м. Напор верх-
него водоносного горизонта составлял 132 м, а уровень его распола-
гался значительно ниже межмерзлотных вод, что указывало на отсутст-
вие гидравлической связи между ними. Воды верхнего водоносного
горизонта оказались уже рассолом с минерализацией 157,7 г/л хло-
ридного натриевого состава. Нижний надсолевой подмерзлотный гори-
зонт обладал напором около 260 м, но уровень его располагался на
29 м ниже уровня верхнего подмерзлотного горизонта. Производитель-
ность обоих горизонтов низкая. Удельный дебит составил 0,002—
0,00024 л/сек- м. Основным водоносным горизонтом, влияющим на раз-
работку месторождения, является межмерзлотный. Произведенные рас-
четы показали, что возможный приток подземных вод в шахтный ствол
составит 230 м3/ч.
Отсутствие межсолевых водоносных горизонтов указывает на бла-
гоприятную гидрогеологическую обстановку эксплуатации месторожде-
ния. Однако добычу соли надо вести таким образом, чтобы не допу-
стить проникновения в горные выработки подземных вод из вмещаю-
щих отложений. Для этого необходимо оставлять водонепроницаемые
солевые талики.
Гидрогеологические условия россыпных месторождений полезных
ископаемых. Россыпные месторождения связаны преимущественно с аллю-
виальными, реже — с делювиальными отложениями. Основными факто-
рами, определяющими их гидрогеологические условия, являются много-
летнемерзлые породы и структурно-тектоническая обстановка в речных
долинах. Аллювиальные отложения, слагающие террасы рек, как пра-
вило, проморожены на всю мощность, а таликовые зоны встречаются
под руслами и реже — под старичными озерами. На мелких реках та-
лики расположены лишь в местах пересечения долин тектоническими
нарушениями. Аллювиальные отложения здесь чаще всего залегают на
породах, характеризующихся слабой водоносностью.
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ МЕСТОРОЖДЕНИИ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ 327
Коэффициенты фильтрации подрусловых пород изменяются от 10—
20 до 70—200 м! сутки.
В Учурском районе аллювиальные отложения, вмещающие место-
рождения, обычно небольшой мощности (до 10 м); залегают они на
относительно водопроницаемых, часто закарстованных, карбонатных
породах. Таликовые зоны здесь развиты широко, и в отдельных слу-
чаях по этим зонам осуществляется дренаж обводненного аллювия ниж-
некембрийским и верхнепротерозойским комплексами. Поэтому золото-
носные отложения в таких местах обводнены мало.
В Восточной Якутии россыпные месторождения расположены в бас-
сейнах рек Омолоя, Яны, Индигирки, Аллах-Юня, характеризующихся
значительно большей по сравнению с алданскими реками мощностью
аллювия (до 20—30 м). В большинстве случаев аллювиальные россыпи
находятся в мерзлом состоянии. На Алдане в последние годы все чаще
применяют метод «естественной оттайки» полигонов, основанный на
использовании радиационного тепла.
Значительные трудности при отработке россыпных месторождений
встречаются на тех участках речных долин, где распространены посто-
янные водоносные талики, питаемые глубокими подмерзлотными во-
дами. Эти выходы подмерзлотных вод часто образуют наледи, созда-
вая крайне неблагоприятные условия для отработки россыпей.
Глава VII
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Трудности анализа инженерно-геологических условий Якутии усу-
губляются крайне слабой региональной инженерно-геологической изу-
ченностью этой территории, что заставляет делать основной упор на
соответствующую интерпретацию геологических материалов и данных
по строению мерзлой зоны. Их оказалось достаточно для того, чтобы
наметить и кратко охарактеризовать инженерно-геологические форма-
ции и инженерно-геологические регионы и области *. При выделении
инженерно-геологических формаций учитывался преобладающий лито-
логический состав пород, отражающий условия их формирования и те
изменения, которым эти породы были подвергнуты после их отложе-
ния, изменения, связанные с региональным метаморфизмом или явле-
ниями криогенеза.
Инженерно-геологические формации пород коренной основы
Интрузивная формация. По условиям образования породы интру-
зивной формации могут быть подразделены на платформенные и гео-
синклинальные. Первые представлены преимущественно гипабиссаль-
ными траппами с характерными для них пластовой формой залегания
и базальтовым составом, вторые — разнообразными по составу интру-
зивами с повсеместным преобладанием гранитов, гранодиоритов и
иных пород гранитоидного состава.
В пределах Алданского нагорья и Анабарского плоскогорья архей-
ские и протерозойские гранитоиды, образующие крупные массивы, суще-
ственно гнейсифицированы и по существу представляют переходные
породы от интрузивной к метаморфической формации. Наряду с древ-
ними (геосинклинальными) гранитоидными интрузивами в Алданском
нагорье широко распространены небольшие массивы мезозойских ще-
лочных и щелочноземельных пород (сиениты, порфиры, лампрофиры
и др.), занимающие промежуточное положение между платформенными
и геосинклинальными интрузивными образованиями.
Мезозойские гранитоидные породы (граниты, гранодиориты, дио-
риты) наиболее широко представлены в системе хребтов Черского и
Полоусного, где они образуют многочисленные крупные массивы, вытя-
нутые в соответствии с направлением основной геологической струк-
* Для характеристики инженерно-технических свойств пород использованы мате-
риалы Гидроэиергопроекга, Алданской экспедиции Московского государственного уни-
верситета и Института мерзлотоведения СО АН СССР.
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ФОРМАЦИИ ПОРОД КОРЕННОЙ ОСНОВЫ
329-
туры. Интрузии иного возраста и состава имеют здесь резкоподчинен-
ное значение.
Породы интрузивной формации весьма прочны. Их физико-механи-
ческие свойства исследованы только для траппов Западной Якутии
(табл. 81).
Таблица 81*
Характеристика физико-мехаиических свойств траппов интрузивной формации
Петрографические разности Удельный вес, Д, т/м3 Объемный вес, 7, т^м3 Пористость п, % Водопоглощение W, % Пределы проч- ности при сжатии, кГ/см* Модуль упругости, кГ/см*
в воздуш- ' но- сухом состоянии 1 в водона- сыщенном состоянии динами- ческий статиче- ский
Г аббро-диабазы 3,10 2,95 2,33 1660,4 1420,0 Не опр. Не опр.
Ди абаз-порфириты 2,98 3,00 2,12 0,81 1292 1290
Нормальные диабазы 2,98 2,96 1,84 0,11 Не опр. 2170 625-Юз 975-Ю3
Диабазы афанитовые и миидалекамениые 3,04 2,88 3,72 0,19 •— 1500 Не опр. Не опр.
Диабазы меланократо- вые 2,95 2,82 10,5 1,05 503 — —
* Составлена по материалам Н. Н. Романовского, А. Б. Чижова за 1967 г. w
Ю В. Дземешко за 1961 г.
Эффузивная формация, в составе которой выделяются излившиеся
и субвулканические породы, широко распространена в Восточной Яку-
тии, особенно в пределах горных сооружений хр. Черского, Юкагир-
ского и Алазейского плоскогорий. Возраст эффузивных покровов варьи-
рует от девона до современного. Особенно широкое развитие эффузив-
ные излияния приобрели в позднеюрское и меловое время.
Породы эффузивной формации весьма разнообразны по своему
составу и представлены широким рядом от кислых до основных разно-
стей, преимущественно базальтовыми и андезитовыми порфиритами,
дацитовыми и липаритовыми порфирами, базальтами, андезито-базаль-
тами, дацитами и их пирокластическими разностями.
Метаморфическая формация представлена глубокометаморфизован-
ными породами архея, раннего и местами среднего протерозоя. В сло-
жении метаморфической формации преобладают гнейсы различного
петрографического состава, в некоторых свитах переслаивающиеся сг
кристаллическими сланцами, мраморами и кальцифирами, амфиболиты,
железистые кварциты. В нижних частях разреза породы интенсивно
мигматизированы и гранитизированы.
Породы метаморфической формации весьма прочны, плохо подда-
ются физическому выветриванию, зона открытой трещиноватости обыч-
но не превышает 100—150 м. в пределах Алданского массива, а на Ана-
барском, по-видимому, значительно меньше.
Карбонатно-терригенная — пестроцветная и сероцветная, в прогибах
иногда молассоидная формация охватывает верхнюю часть разреза
нормальных осадочных отложений среднего протерозоя и весь верхний
протерозой. Карбонатно-терригенная формация включает один или
несколько различно выраженных циклов осадконакопления, начинаю-
щихся красноцветными или пестроцветными песчаниками, конгломера-
тами, кварцитами, сменяющимися вверх по разрезу карбонатно-доломи-
товыми толщами пород, а местами и кристаллическими сланцами. Мощ-
330
ГЛАВА VII ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
ность отложений рассматриваемой формации измеряется обычно тыся-
чами метров, по периферии Анабарского массива достигает 500 м, пре-
обладают терригенные разности пород, соотношение которых с карбо-
натными по мощности 2:1. В некоторых районах (Учуро-Майский,
Сетте-Дабан) в качестве подчиненной части встречаются эффузивно-
туфогенные породы. Б карбонатных фациях на западе Алданского
нагорья, Северного Верхоянья и Юкагирского плоскогорья широко пред-
ставлены мергели.
Местами породы рассматриваемой формации регионально метамор-
физованы, что особенно характерно для восточных районов их распро-
странения. В частности, мраморизованные известняки, известково-слю-
дистые сланцы и филлиты, характерные для пород формаций на за-
паде Полоусного антиклинория, отмечены в Юкагирском нагорье.
Породы формации прочные, устойчивые, карбонатные их разности
местами очень слабо закарстованы.
Карбонатная формация включает карбонатные, терригенно-карбонат-
ные, местами соленосные и гипсоносные породы нижнего — среднего
палеозоя, начиная с кембрия и кончая силуром.
Разрез кембрийских отложений обычно начинается пестроцветными
конгломератами, гравелитами и песчаниками, выше которых залегает
мощная толща доломитов, доломитизированных известняков, известня-
ков, местами загипсованных и содержащих пласты мергелей и камен-
ной соли. Преимущественно карбонатный состав отложений сохраня-
ется вплоть до верхнего кембрия. Исключение составляет разрез
хр. Сетте-Дабан, в составе кембрийских отложений которого наряду
с известняками широко представлены терригенные разности пород —
известково-глинистые сланцы и аргиллиты с прослоями известняков.
В бассейне среднего течения р. Лены (Березовская впадина} в сос-
таве кембрийских отложений большое значение приобретают галоген-
ные отложения.
Отложения ордовика и силура представлены чередованием карбо-
натных и терригенных разностей пород, особенно большую роль играют
мергели. Терригенные породы в Западной Якутии представлены песча-
никами и переслаивающимися песчаниками с алевролитами, на во-
стоке— аргиллитами и песчано-глинистыми сланцами. Мощность отло-
жений фармации измеряется обычно тысячами метров.
На Лено-Алданском междуречье и в бассейне среднего течения
р. Лены породы формации интенсивно закарстованы; на востоке Яку-
тии также отмечена закарстованность карбонатных пород указанной
формации, но в значительно меньших масштабах. Можно предпола-
гать, что карстообразование локализовано здесь в отдельных зонах, свя-
занных с разрывными нарушениями. Для северо-запада Якутии откры-
тый карст не характерен.
Породы формации существенно неоднородны по своим инженерно-
геологическим характеристикам. Слабоустойчивы мергели, легко под-
дающиеся морозному выветриванию и процессам криогенеза. Прочными
являются известняки и гравелито-песчанистые разности пород, обычно
надежно сцементированные базальным железистым или железисто-кар-
бонатным цементом. Сланцы по условиям воздействия морозного вывет-
ривания близки к мергелям. Физико-механические свойства нижнеордо-
викских известняков указанной формации приведены в табл. 82.
Эффузивно-терригенная формация. К эффузивно-терригенной фор-
мации в Западной Якутии относится трапповый комплекс триасового
возраста. В составе комплекса эффузивные и туфогенные породы. Пер-
вые представлены преимущественно покровами базальтов с прослоями
и линзами осадочных и пирокластических пород, вторые — туфобрек-
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ФОРМАЦИИ ПОРОД КОРЕННОЙ ОСНОВЫ
331
Таблица 82* Физико-механические свойства известняков карбонатной формации
Литологическое описание пород № образца Объемный 7 вес, г {см3 Водопог- лощение, ТГ, % Коэффи- циент раз- мягчения Пределы прочности прн сжатии, к! 1см2
в сухом состоянии в водона- сыщенном состоянии
Тонкослоистые мергели- стые, доломитизированные и глинистые известняки нижнеордовикского возрас- та * Составлена по матер 1 2 3 4 галам Н. 2,478 2,424 2,450 2,487 4. Романо 2,8 4,35 2,75 1,80 вского и Не опр. 0,7 0,97 Не опр. V Б. Чиж Не опр. 807,9 607,8 Не опр. ова за 19€ Не опр. 261,4 407,2 Не опр. >7 г.
чиями, туфами, туффитами, обычно несортированными, иногда слои-
стыми с линзовидным залеганием слоев.
В Восточной Якутии указанная формация охватывает комплексы
излившихся, эксплозивных и нормальных осадочных терригенных пород,
возраст которых простирается от среднего палеозоя (средний девон)
до нижнего мела включительно. В составе отложений эффузивно-тер-
ригенной формации преобладают туфы и туффиты, переслаивающиеся
с песчаниками, а в нижних частях разреза формации (девон, нижний
карбон) с известняками. В подчиненном количестве содержатся грубые
пирокластические породы (лавобрекчии, лавовые конгломераты) и
излившиеся разности, состав которых неоднократно меняется в разре-
зах от липаритов до базальтов с преобладанием основных и сред-
них лав.
Мощность отложений указанной формации измеряется многими
сотнями метров, а полного разреза — километрами. Породы фррмации
преимущественно прочные, особенно эффузивные их разности.
Физико-механические свойства пород данной формации исследо-
ваны в районах г. Мирного и Вилюйской ГЭС (табл. 83).
Таблица 83*
Физико-механические свойства туфогеино-осадочиых и эффузивных пород
эффузивно-терригенной формации (Западная Якутия)
Литологические разности Удельный вес Л, т{м3 Объемный вес 7, т/ м3 Порис- тость п, % Водопог- лощение W, % Пределы прочности прн сжатии, кПсм?
в воздуш- но-сухом состоянии в водоиа- сыщенном состоянии
Т}фы 2,84 2,08 22,9 8,1 245 135
Песчано-глиннстые поро- ды 2,87 2,15 25,6 8,5 51 8
Туф диабазовый 3,06 2,55 16,3 Не опр. Не опр. Не опр.
Туф кристалло-витро- кластический 2,84 2,14 27,9 5,3 100 178
Туф мелкообломочный Не опр. 2,01 Не опр. 9,3 359 Не опр.
Туф псаммитовый 2,71 2,16 20,03 7,26 Не опр.
Диабаз-порфирит вывет- 2,98 2,76 7,34 1,66 895 466
Диабаз-порфирит 3,07 3,00 2,12 0,81 1292 1290
* Составлена по материалам Н Н. Романовского и А Б. Чижова за 1967 г и
40. В. Дземешко за 1961 г.
32
ГЛАВА VII. ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Карбонатно-терригенная галогенная (красноцветная) формация охва-
тывает частично отложения ордовика и силура, среднего — верхнего
девона и нижнего карбона. Состав отложений указанной формации
широко представлен гипсоносными переслаивающимися толщами пест-
роцветиых алевролитов, глин, мергелей, иногда с известняками, доло-
митами и пластами гипсов. В верхней части разреза выделяется мощ-
ная галогенная толща пород (девон — нижний карбон), а в терриген-
ном материале большое значение начинают приобретать туфогенные
разности — туффиты, туфоалевролиты, пепловые туфы. В бассейнах рек
Кемпендяя и Ыгыатта породы карбонатно-терригенной формаций пере-
слаиваются с эффузивно-терригенными.
Мощность отложений карбонатно-терригенной формации измеря-
ется первыми сотнями метров, а в структурных прогибах — километ-
рами. Породы неодинаковы по прочности и несущим способностям.
Физико-механические свойства пород карбонатно-терригенной фор-
мации изучены только для мергелей нижнего ордовика и приведены
в табл. 84.
Таблица 84*
Физнко-механнческне свойства мергелей карбонатно-терригенной формации
Физические показатели
Механические показатели
Литологиче-
ские разности
Относительная осад-
ка при протаивании,
см.'м
Мерзлые 1
мергели ес- 2
тествеиной 3
структуры 4
32,0
21,3
16,7
15,0
1,75
1,92
2,06
2,09
1,100
0,718
0,525
0,480
17
21
22
32
40
42
10,8
11,8
12,5
12,1
* Составлена по материалам Н. Н. Романовского и А. Б. Чижова
(1967 г.).
Терригенная (сероцветная) формация охватывает комплексы мор-
ских и континентальных отложений, возраст которых от нижнего кар-
бона до верхнего мела включительно. Состав отложений сравнительно
однороден и представлен преимущественно слоистыми песчаниками,
алевролитами, аргиллитами, иногда с линзами и прослоями мелкога-
лечных конгломератов и гравелитов. В палеозойской и нижне-средне-
мезозойской частях разреза породы прочно сцементированы базальным
карбонатным, кремнистым реже железистым цементом; верхнеюрские
и меловые отложения содержат прослои слабо сцементированных пес-
чаников и песков. Мощность формации измеряется сотнями и тысячами
метров. Физико-механические свойства пород и их несущая способность
неодинаковы, особенно в выветрелом состоянии. Физико-механические
свойства нижнемеловых песчаников отражены в'’табл. 85.
Терригенная угленосная формация * включает частично отложе-
* По прочности сложения породы указанной формации следовало бы разделить
на три субформации, к которым соответственно отнести палеозойские и триасовые
угленосные отложения, юрские и нижнемеловые и, наконец, верхнемеловые и кайно-
зойские. И лишь отсутствие фактических данных об инженерно-технических свойствах
отложений указанного возраста вынуждает на данной стадии изученности привести их.
совместное описание.
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ формации пород коренной основы
333
Таблица 85*
Физико-мехаиические свойства нижнемеловых песчаников
Литологиче-
ское описание
пород
Песчаник
тонкозер-
нистый
Песчаник
мелкозер-
нистый
Аргиллит
Удельный вес A, mfM3 Объемный вес, т/м* Пористость п, % Коэффициент пористости S Влажность W, % Степень влаж- ности
гигроскопи- ческая природная К S «? о = максимальная молекулярная
природный In 1 скелета ?с
Не опр. 1,84 1,53 43 0,77 Не опр. 20 28 10,6 0,71
2,70 2,13 1,82 33 0,48 11 8 6,8 0,77
2,73 Не опр. Не опр. Не опр. Не опр. 3,49 18 Не опр. 15,4 Не опр.
* Составлена по материалам Г, А. Савинова, М. А. Минкина за 1965 г. и
Ю. В. Дземешко за 1961 г.
ния верхнего карбона и перми (Тунгусская синеклиза), верхней юры и
нижнего мела (Вилюйская синеклиза и Южная Якутия) и отложения
верхнего мела, палеогена и неогена (восточная часть Якутии). В сос-
таве пород, слагающих терригенно-угленосную формацию, преобладают
слоистые песчаники, аргиллиты, алевролиты, глины, иногда с линзами
и пластами гравелитов и конгломератов, пески различной сортировки
и слоистости.
Палеозойские угленосные отложения Западной Якутии и юрские
Южно-Якутского угленосного бассейна подвергнуты значительному
диагенезу; пластические разности пород обычно прочно сцементированы,
уплотнены. Верхнеюрские, меловые и более молодые угленосные отло-
жения наряду с прочно сцементированными слоями содержат слои рых-
лых песков, глин, мелких галечников.
Литологический состав пород обычно не выдержан в разрезе и по
площади, так же как и физико-мехаиические их свойства, которые
детально не изучались.
Инженерно-геологические формации
поверхностных отложений
Инженерно-геологические формации поверхностных отложений на
•большей части территории Якутии формировались в особых условиях,
созданных низкими температурами и связанными с ними явлениями
криогенеза. Эти явления проявились прежде всего в повышении влаж-
ности (льдистости) пород как в процессе сингенетического их промер-
зания, так и за счет последующих эпигенетических изменений. В резуль-
тате воздействия этих процессов рыхлые породы различного генезиса
оказались насыщены льдом. Лед образует совместно с грунтовой мас-
сой пород криогенную их текстуру и инъекционные тела. Во многих
случаях он определяет основные физико-механические параметры и их
несущую способность. Насыщение поверхностных образований льдом
привело к возникновению широко распространенных вторичных физико-
геологических явлений, таких, как термоабразия речных и морских бере-
гов, скорость и пагубное воздействие которой на инженерные сооруже-
ния значительно превышают обычную боковуйэ эрозию рек вне разви-
334
ГЛАВА VII ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
тия мерзлой зоны, солифлюкцию и термокарстовые процессы. Эти явле-
ния привели к возникновению новых генетических типов отложений,
например .аласных, связанных с термокарстовыми озерами.
Указанные особенности эпигенеза покровных отложений явились
следствием своеобразного подземного оледенения, в связи с чем воз-
никла необходимость выделения инженерно-геологических формаций
подземного оледенения, охватывающих различные генетические типы
четвертичных отложений.
Формация подземного оледенения низких равнин охватывает преиму-
щественно комплекс повторно-жильных льдов и аллювиальных отло-
жений. В подчиненном значении находятся озерные, озерно-болотные
и эоловые отложения, сформировавшиеся вследствие термокарстовой
или эоловой переработки аллювиальных супесей, суглинков и песков.
Породы, как правило, сильно насыщены льдом, во многих случаях
составляющим основную (до 70%) часть объема породы. В составе
минеральной части отложений формации подземного оледенения низ-
ких равнин преобладает тонкодисперсный материал — супеси и суг-
линки, меньше песков и еще меньше галечников.
Характерными чертами данной формации является сплошное ее
распространение на территории низких равнин, значительные мощ-
ности отложений, измеряемые десятками и сотнями метров. Широко раз-
виты термоабразионные и термокарстовые процессы, а на пологих скло-
нах— процессы солифлюкции. Все это обусловливает крайнюю терми-
ческую неустойчивость пород, которые при протаивании (а оно может
быть вызвано простым нарушением дернового покрова) приобретает
текучее состояние. Наиболее устойчивы песчаные разности пород, в слу-
чае если их льдистость не превышает естественную влажность в воз-
душно-сухом состоянии.
Формация подземного оледенения возвышенных равнин и плато
помимо аллювиальных отложений, которые и в ней являются преобла-
дающими, включает озерные, элювиальные и делювиальные отложения,
развитые на наиболее высоких равнинных междуречьях и плато, и под-
земные льды. Аллювиальные и озериые отложения представлены глав-
ным образом песками различной зернистости, сортировки и слоистости
с преобладанием тонко- и мелкозернистых разностей, а также супесями
и суглинками. Пески часто образуют нижнюю часть разреза аллювиаль-
ных отложений, а супеси и суглинки — верхнюю. Состав элювиальных
и делювиальных отложений зависит от подстилающих пород, но преи-
мущественно распространены тонкодисперсные разности, иногда с вклю-
чениями дресвы и щебня. Отложения формации возвышенных равнин
и плато имеют сплошное распространение и большую мощность преи-
мущественно в пониженных участках рельефа, а на высоких поверхно-
стях— прерывистое распространение. Одновременно там снижается и
мощность отложений до первых метров.
Льдистость пород рассматриваемой формации также высока. На
обширных пространствах распространения тонкодисперсных грунтов
сформировались трещинно-жильные льды. Однако аллювиальные пески,
слагающие высокие террасы и эоловые пески, формирующиеся на их
поверхности, местами находятся в воздушно-сухом состоянии и не содер-
жат ледяных включений. Это создает большую пестроту распределения
льдистости в целом по разрезу и площади распространения формации
и соответствующую локализацию термокарстовых проявлений в райо-
нах распространения преимущественно суглинистых и супесчаных разно-
стей покровных пород. Большее значение здесь приобретают солифлюк-
ционные склоновые процессы.
ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ФОРМАЦИИ ПОРОД КОРЕННОЙ ОСНОВЫ
335
Физико-механические свойства пород весьма разнообразны как
следствие неоднородности их гранулометрического состава и льдистости.
Формация подземного оледенения гор, нагорий и высоких плато
включает преимущественно комплексы элювиальных, делювиальных и
коллювиальных отложений, в меньшей степени — аллювиальные и про-
лювиальные отложения верховьев речных долин. Состав отложений
вследствие большого разнообразия условий их формирования крайне
непостоянен и изменяется от глыбовых россыпей на склонах до щебени-
стых супесей и суглинков на выровненных поверхностях плато и у под-
ножий гор. Все эти отложения объединяют между собой прерывистость
распространения, весьма непостоянная мощность, изменяющаяся от
долей метра в верхней части крутых склонов до десятков метров на
дне распадков и в верховьях речных долин, и повышенная льдистость.
Последняя способствует широкому развитию солифлюкционных процес-
сов. Физико-механические свойства пород, входящих в состав форма-
ции, весьма непостоянны в разрезе и на площади ее распространения.
Внеледниковая формация покровных отложений Сибирской плат-
формы * распространена в области прерывистой многолетнемерзлой
зоны, где процессы криогенного диагенеза не оказали столь существен-
ного воздействия на покровные отложения. Последние представлены
преимущественно элювиальными, делювиальными и делювиально-со-
лифлюкционными генетическими типами отложений; в подчиненном зна-
чении — аллювиальными отложениями, локализованными в речных
долинах.
Покровные образования развиты па карбонатных и терригенных
породах коренной основы и представлены преимущественно тонкодис-
персными разностями с включениями дресвы и щебня коренных пород.
Аллювиальные отложения — пески различной зернистости, супеси и
суглинки.
Мощность покровных образований непостоянна и измеряется пер-
выми метрами, а в понижениях и речных долинах — десятками метров.
Распространение прерывистое. Физико-механические свойства пород
очень изменчивы в разрезе и на площади залегания формации.
Ледниковая формация (формация наземного оледенения) может
быть подразделена на субформацию равнин и плато и субформацию
горную. Она включает в себя комплекс ледниковых (основные и конеч-
ные морены) и водно-ледниковых (флювиогляциальные и озерно-лед-
никовые) отложений, представленных разнообразными по составу поро-
дами, начиная от плохо отсортированных валунно-галечных отложений
конечных морен и кончая тонкослоистыми озерно-ледниковыми отложе-
ниями. Как правило, породы рассматриваемой формации распростра-
нены локально, в Пределах сравнительно небольших по площади участ-
ков и наибольшее развитие имеют в предгорьях Верхоянского хребта,
где они образуют ’конечноморенные гряды и покров основной морены.
Будучи подвергнуты на всей площади распространения явлениям крио-
генного диагенеза, отложения ледниковой формации также обладают
высокой льдистостью, часто включают ледяные жилы и по этим при-
знакам близки к породам формаций подземного оледенения. Мощность
отложений формации весьма непостоянна и колеблется от единиц до
десятков метров. Сильно изменчивы и их физико-механические свойства.
Формация межгорных котловин и наложенных впадин не имеет широ-
кого площадного распространения. Она включает сложный комплекс
* Объединение в единую виеледниковую формацию различных генетических типов
четвертичных отложений произведено лишь в связи с крайне малым распространением
ее иа территории Якутии.
336
ГЛАВА VII ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
пролювиальных, делювиальных и аллювиальных отложений, весьма
непостоянных по составу, но преимущественно сложенных грубым пла-
стическим материалом. Хорошо отсортированные пески, супеси и суг-
линки имеют подчиненное значение и связаны уже исключительно
с аллювиальными отложениями речных долин, приуроченных к меж-
горным депрессиям и впадинам. Породы указанной формации повсе-
местно подверглись криогенезу, но в силу своего положения в основа-
нии склонов гор, благоприятным условиям дренирования и грубому
составу не претерпели столь существенных преобразований как пред-
ставители, типичные для формаций подземного оледенения. Им не свой-
ственна столь высокая льдистость, за исключением аллювиального
комплекса.
Мощность отложений рассматриваемой формации велика, во мно-
гих случаях она измеряется сотнями метров. Физико-механические свой-
ства весьма 'непостоянны.
Формация морских и прибрежно-морских отложений имеет весьма
ограниченное распространение вдоль побережий северных морей и на
Новосибирских островах. В составе морских отложений преобладают
тонкозернистые пески, часто пылеватые, тонкослоистые, высодольди-
стые, образующие вследствие термокарстовых процессов обращенный
бугристый микрорельеф (байджарахи). Мощность отложений значи-
тельна.
Из вышеизложенного следует, что физико-механические свойства
подавляющего большинства покровных пород, распространенных на
территории Якутии, определяются их влажностью (льдистостью). Ее
влияние на свойства пород для наиболее характерных комплексов по-
кровных отложений рассмотрено ниже.
Основные физико-механические свойства мерзлых
и оттаивающих грунтов
(формации подземного оледенения)
Свойства мерзлых грунтов определяются в основном типом грунта
(степенью его дисперсности), влажностью (степенью льдонасыщен-
ности) и температурой, хотя генезис и региональные условия формиро-
вания грунтов также накладывают определенный отпечаток на их свой-
ства.
Ниже дана физико-механическая характеристика наиболее распро-
страненных аллювиальных и элювиально-делювиальных (разрушенные
коренные породы) многолетнемерзлых грунтов, начиная с глубины
2—3 м.
Основные физические показатели мерзлых грунтов
Влажность (степень льдонасыщенности) является одним из основ-
ных показателей, определяющих физико-механические свойства мерз-
лых и особенно оттаивающих грунтов.
В отличие от талых грунтов, максимальная влажность которых не
может превышать их полной влагоемкости, влажность мерзлых грунтов
вследствие миграции влаги в процессе промерзания и образования ле-
дяных включений в грунте может намного превышать их полную влаго-
ем кость.
На основании многочисленных (нескольких тысяч) определений
влажности различных типов мерзлых грунтов Якутии и их статистиче-
ской обработки было установлено, что влажность мерзлых грунтов по-
кровных формаций главным образом определяется степенью их дисперс-
ОСНОВНЫЕ ФИЗИКО-МЕХАНИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
337
ности, а для пород коренной основы — степенью разрушенности и что
каждый тип грунта характеризуется своими наиболее вероятными пре-
делами влажности.
Аллювиальные мерзлые грунты в зависимости от литологического
состава характеризуются следующими максимально вероятными преде-
лами влажности: гравийно-галечниковые грунты — 7—15%; пески —
15—30% (влажность пылеватых песков с включениями растительных
остатков может достигать до 50% и более в зависимости от количества
растительных остатков); супеси — 25—50%; пылевато-илистые супеси
аласев (озерные отложения) — 20—40%; суглинки — 30—60%.
Супесчано-суглинистые грунты при влажности более 25—30% ха-
рактеризуются наличием видимых ледяных включений, пронизывающих
грунт в самых различных направлениях, создавая так называемую сет-
чатую криогенную текстуру.
Влажность мерзлых разрушенных коренных пород определяется
степенью их разрушенности, которая в свою очередь зависит от типа
породы (химико-минералогического состава). Наиболее разрушенными
породами (вплоть до дресвяно-глинистого состояния) являются мергели
и доломиты, менее разрушенными — известняки и песчаники. Разрушен-
ные мерзлые коренные породы в основном характеризуются брекчие-
видно-сетчатой и сетчато-трещинной криогенной текстурой, а их влаж-
ность определяется прослойками и прожилками чистого льда; влаж-
ность минеральных блоков породы, разобщенных ледяными включе-
ниями, составляет не более 3—5% для полускальных трещиноватых
известняков и песчаников и 8—10% для дресвяно-щебенисто-глинистых
доломито-мергелистых пород. Общая влажность пород, т. е. пород
с ледяными включениями, для первых варьирует в пределах 5—10%,
а для вторых— 15—30%, в зависимости от степени разрушенности
(физико-химической выветрелости).
Для иллюстрации наиболее вероятного распределения влажности
в различных типах мерзлых грунтов на рис. 52 приведены кривые веро-
ятности, которые были получены в результате статистической обработки
многочисленных фактических данных.
Объемный вес наряду с влажностью является одним из основных
физических показателей, определяющих свойства мерзлых грунтов. Его
численное значение в основном определяется влажностью и воздушной
пористостью грунта. При полном или избыточном влагонасыщении
грунта в виде льда и незамерзшей воды объемный вес мерзлого грунта
можно определять по следующей формуле:
_ 2,4 (1 + W)
7~~ 2,71Г+0,9 ’
(17)
где W — весовая влажность грунта в долях единицы.
Приведенная формула справедлива для всех типов мерзлых грун-
тов при условии, если их влажность превышает следующие значения:
гравийно-галечниковые грунты — 5%; пески—15%; супесчано-суглини-
стые грунты — 20%; полускальные песчаники и известняки — 2%; доло-
мито-мергелистые грунты, разрушенные до щебенисто-глинистого со-
стояния, — 10%.
На основании наиболее вероятных пределов влажности для раз-
личных типов мерзлых грунтов и вычислений объемного веса по фор-
муле (17) получены следующие значения наиболее вероятных пределов
их объемного веса (табл. 86).
Что касается таких важных физических показателей мерзлых грун-
тов, как объемный вес скелета, коэффициент пористости и объемная
338
ГЛАВА VII. ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
влажность, то они являются производными от влажности объемного
веса мерзлых грунтов и определяются из следующих соотношений:
объемный вес скелета 8 = 14- ^7
(18)
Рис. 52. Кривые распределения влажности и незамерзшей воды в много-
летиемерзлых грунтах
а —* кривые вероятности распределения влажности в миоголетнемерзлых
грунтах’ 1 — гравийно-галечниковые грунты, 2 — разрушенные коренные
породы, 3— пески, 4 — супеси; 5 — суглинки б—кривые зависимости про-
центного содержания иезамерзшей воды в мерзлых грунтах от температуры
/ — пески; 2 — супеси, 3 — суглинки; 4— доломито-мергелистые элювиаль-
ные грунты
,, 2,7 (1 + W) 1
коэффициент пористости е = ——---------— 1; (19)
объемная влажность В7О= - У^8 . (20)
Наиболее вероятные пределы численных значений указанных физи-
ческих показателей в зависимости от влажности и объемного веса для
ОСНОВНЫЕ ФИЗИКО-МЕХАНИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
33»
Таблица 86
Объемный вес мерзлых грунтов
Тип грунта Объемный вес 7, г {см3
Гравийно-галечниковые грунты Пески Супеси Пылевато-илистые супеси аласов Суглинки Полускальные трещиноватые известняки и песчаники Доломито-мергелистые разрушенные породы 2,35—2,10 2,10—1,85 1,90—1,60 2,00-1,70 1,85-1,50 2,45—2,25 2,10—1,85
Таблица 87
Физические характеристики некоторых типов мерзлых грунтов Якутии
Тип грунта Наиболее вероятные пределы
Влажность вес овая U7, % Объемный вес 7, г{см3 Объемный вес скелета, 8, г {см3 Коэффициент пористости 6 Объемная влажность Д70, %
Г равийио-галечниковые грунты 7-15 2,35-2,10 2,20—1,85 0,25-0,50 15-30
Пески 15—30 2,10-1,85 1,85-1,40 0,50-0,90 30-50
Супеси 25—50 1,90-1,60 1,50—1,05 0,75-1,55 40-60
Пылевато-илистые супеси аласов 20—40 2,00—1,70 1,65—1,20 0,60-1,20 35-55
Суглинки 30-60 1,85-1,50 1,40—0,95 0,90-1,90 45—65
Полускальные известняки и песчаники 5-10 2,45—2,25 2,30—2,05 0,15 0,30 15-25
Доломито-мергелистые разрушенные породы 15—30 2,10-1.85 1,85—1,40 0,50 - 0,90 30—50
различных типов мерзлых грунтов Якутии сведены в табл, 87 (с округ-
лением до 0,05).
Содержание незамерзшей воды. Физико-механические свойства мерз-
лых тонкодисперсных грунтов в значительной степени зависят от содер-
жания.-» них незамерзшей воды, количество которой по отношению к
единице веса скелета грунта в основном определяется степенью его дис-
персности и температурой.
С повышением температуры и степени дисперсности количество
незамерзшей воды в мерзлом грунте увеличивается. На основании мно-
гочисленных калориметрических опытов по определению процентного
содержания незамерзшей воды (по отношению к единице веса скелета
грунта) при изменении температуры от —1 до —12° С количество неза-
мерзшей воды в среднем уменьшается: в мелкозернистых пылеватых
песках — от 2 до 0,2%, в супесях — от 7 до 2%, в суглинках — от 10
до 3% и в доломито-мергелистых разрушенных породах — от 12 до
3,5%. Что касается мерзлых гравийно-галечниковых грунтов, а также
крупно- и среднезернистых песков, то практически можно считать, что
вся заключенная в них влага находится в виде льда. Закономерности
изменения процентного содержания незамерзшей воды в различных
типах мерзлых грунтов Якутии в зависимости от изменения темпера-
туры характеризуются кривыми, представленными на рис. 52, б. По кри-
340
ГЛАВА VII ИНЖЕНЕРЙЬ-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
вым можно определять также количество незамерзшей воды в том или
ином мерзлом грунте при той или иной температуре в интервале от
—1 до —12° С, а если экстраполировать кривые, то и при любой отри-
цательной температуре.
Процентное содержание незамерзшей воды в грунте по отношению
ко всему содержанию влаги определяется как частное от деления коли-
чества незамерзшей воды по отношению к весу скелета грунта
(находится по кривым) на его весовую влажность W, выраженную
в долях единицы, т. е.:
Очевидно, что чем выше влажность грунта, тем меньшая доля от
всей влаги в нем приходится на незамерзшую воду( при прочих рав-
ных условиях).
Механическая прочность мерзлых грунтов
Мерзлые грунты по сравнению с талыми обладают более повышен-
ной прочностью, обусловленной цементацией их скелета льдом.
По характеру деформируемости под нагрузкой мерзлые грунты
•относятся к упруго-пластично-вязким телам. Их прочность возрастает
с понижением температуры и увеличением крупности минеральных
отдельностей скелета грунта.
В связи с наличием льда мерзлые грунты характеризуются реоло-
гическими свойствами, которые выражаются в их ползучести и падении
внутренних напряжений при длительном действии статических нагру-
зок. Интенсивность ползучести и релаксация напряжений в мерзлых
грунтах определяются типом грунта, его влажностью и температурой
и возрастают с повышением степени дисперсности грунта и темпера-
туры, а также с понижением влажности. Таким образом, интенсивность
реологических процессов в мерзлых грунтах возрастает с увеличением
в них процентного содержания незамерзшей воды.
В зависимости от величины длительно действующей нагрузки де-
-формации мерзлых грунтов могут быть затухающими или не затухаю-
щими во времени. Деформация будет затухающей, если величина
нагрузки не превышает некоторого критического значения для данного
грунта при данной температуре, при нагрузке, превышающей это зна-
мение, возникает деформация незатухающей ползучести. С увеличением
нагрузки свыше некоторого предельного значения возникает деформа-
ция прогрессирующего течения, которая заканчивается разрушением
грунта.
Прочность мерзлых грунтов при затухающих деформациях умень-
шается с течением времени в 5—10 раз по сравнению с их кратковре-
менной прочностью, соответствующей практически мгновенно действую-
щей нагрузке (так называемое «временное сопротивление»). Поэтому
при расчетах на статические нагрузки, с которыми чаще всего прихо-
дится встречаться в практике строительства, необходимо исходить из
длительной прочности мерзлых грунтов. Учет влияния времени для
юценки напряженно-деформированного состояния мерзлых грунтов явля-
ется одним из важнейших условий. Изменения прочностных свойств
мерзлых грунтов во времени и развитие длительных деформаций обу-
словливаются не только влиянием нагрузки, но и другими факторами,
в частности изменением теплового режима грунтов в основании соору-
жения Учет реологических явлений приобретает особенно большое зна-
чение при оценке работы мерзлых грунтов оснований при высокой отри-
ОСНОВНЫЕ ФИЗИКО-МЕХАНИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
341
дательной температуре ( близкой к 0°), так как такие грунты ввиду
большого содержания в них незамерзшей воды обладают повышен-
ными пластично-вязкими свойствами и под нагрузкой развивают значи-
тельные деформации ползучести, резко снижая свою прочность. Осо-
бенно это относится к тонкодисперсным глинистым грунтам.
Насколько существенно влияние температуры на интенсивность
снижения прочности мерзлых грунтов во времени, можно судить по
кривым релаксации напряжений, представленным на рис. 53, а. Более
крутой спад кривой означает более интенсивное снижение прочности во
времени. Асимптоты кривых соответствуют предельным значениям дли-
тельной прочности сопротивления грунтов при данной температуре.
На основании статистической обработки многочисленных экспери-
ментальных данных, полученных в результате определения длительных
сил сопротивления различных типов мерзлых грунтов Якутии при раз-
личных температурах, было установлено, что их предельные значения
длительной прочности в зависимости от температуры варьируют в сле-
дующих наиболее вероятных пределах (табл. 88).
Таблица 88
Значения длительной прочности мерзлых грунтов при различных температурах
Тип грунта Отрицательная температура, °C
0,2—0,5 1-1,5 2—2,5 3-4 5-6
Пески 7—10 10-15 15-20 20-30 25—35
Супеси 5-8 8-10 10-15 15-20 20-25
Суглинки 4-6 6—8 8—10 10—13 15-20
Дресвяно-глинистые доломито-мергелистые грунты 3-5 5-7 7-9 9—12 12-16
Мерзлый грунт при данной температуре обладает максимальным
пределом длительной прочности при условии, если его влажность соот-
ветствует полной влагоемкости в талом состоянии (пески при влаж-
ности 20—25%, супеси — 25—30%, суглинки — 30—35% и дресвяно-
глинистые разрушенные породы — 20—25%). С уменьшением влажно-
сти прочность мерзлых грунтов понижается, так как, во-первых,
увеличивается количество минеральных частиц и агрегатов, не сцементи-
рованных льдом, и, во-вторых, уменьшается процентное соотношение
между льдом и незамерзшей водой. По мере увеличения влажности
сверх полной влагоемкости длительная прочность Мерзлых грунтов
также понижается, так как при этом увеличиваются количество и мощ-
ность ледяных включений в грунте и его прочность приближается
к прочности чистого льда.
В грунтах с пониженной влажностью процесс снижения прочности
во времени протекает более интенсивно по сравнению с грунтами, обла-
дающими повышенной влажностью. Соответственно и стабилизация
напряженного состояния (прекращение релаксации) в первом случае-
наступает значительно быстрее, чем во втором случае. Прочность мерз-
лых разрушенных пород полностью определяется степенью их разру-
шенности и химико-минералогическим составом.
Что касается мерзлых гравийно-талечниковых грунтов, то непо-
средственных экспериментальных данных по ним нет, однако можно
полагать, что их прочность на сжатие должна быть выше прочности
мерзлых песков.
Рис. 53. Прочностные характеристики мерзлых грунтов
а — кривые релаксации сил сопротивления мерзлых грунтов в зависимости от температуры 1 —
песок (W = 24%) при Т = —3,5°С; 2 — суглинок (W7 в 40%) при Т ~ —3,5°; 3 — песок при Т = —0,5эС,
4 — суглинок при Т = —0,5°С б — кривые зависимости длительных деформаций мерзлых грунтов
от нагрузки (прн Т = — 3°С). / — песок, 2 — супесь, 3 — суглинок, 4 — ход затухания деформаций
при данной ступени нагрузки во времени в — кривые зависимости длительных сил смерзания
грунтов с бетоном от температуры 1 — песок, 2 — супесь, 3 — суглинок
ОСНОВНЫЕ ФИЗИКО-МЕХАНИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
343
Как уже отмечалось, мерзлые грунты, особенно тонкодисперсные,
наряду с релаксацией напряжений характеризуются ползучестью при
длительном действии статических нагрузок. При этом деформации пол-
зучести развиваются не только при растяжении, сдвиге и сжатии в усло-
виях свободного бокового расширения, но также при сжатии в условиях
невозможности 'или ограниченности бокового расширения, т. е. в усло-
виях, аналогичных работе грунтов в основаниях сооружений.
Интенсивность и конечная величина деформации мерзлого грунта
при длигельном действии сжимающих усилий в основном определя-
ются величиной нагрузки, температурой и типом грунта, возрастая
с увеличением нагрузки, повышением температуры и степени дисперс-
ности грунта.
О характере длительных деформаций мерзлых грунтов при сжатии
в условиях ограниченного ‘бокового расширения (вдавливание жестких
штампов в грунт) и ступенчатом увеличении нагрузок в зависимости
от типа грунта (при температуре —3°С) можно судить по кривым,
представленным на рис. 63, б.
Деформация грунта при данной ступени длительнодействующей
нагрузки стабилизируется (полностью затухает) тем быстрее, чем выше
температура, а также чем более дисперсен и менее льдонасыщен грунт.
Зависимость между конечными деформациями и длительнодейст-
вующими нагрузками выражается практически линейным законом: для
мерзлых песков — до 30 кГ)см2, для супесей — до 25 кГ)см2 и для суг-
линков— до 20 кГ1см2 (при условии их полной влагоемкости и темпе-
ратуре — 3° С).
С повышением температуры приведенные выше предельные значе-
ния длительных нагрузок будут уменьшаться, а утлы наклона прямых
к оси нагрузок соответственно будут увеличиваться. С понижением
температуры наблюдается обратная картина. Затухание и стабилизация
деформации мерзлых грунтов во времени при данной ступени нагрузки
обусловлены постепенным местным уплотнением (упрочнением) грунта
под штампом (фундаментом). Однако с превышением нагрузки свыше
некоторого предельного значения, которое определяется типом грунта,
его влажностью и температурой, уплотненное под штампом ядро, рабо-
тая наподобие клина, начнет внедряться в нижележащую и окружаю-
щую его толщу и деформация может приобрести незатухающий харак-
тер. Поэтому, чтобы избежать незатухающих деформаций мерзлых
грунтов в основаниях сооружений и таким образом гарантировать их
устойчивость, необходимо исходить из так называемых допускаемых
нагрузок, которые принимаются примерно в 1,5 раза меньше предель-
ных сопротивлений.
При проектировании сооружений на мерзлых грунтах Якутии сле-
дует руководствоваться следующими значениями допускаемых нагру-
зок (табл. 89).
Допускаемые нагрузки на гравийно-галечниковые мерзлые грунты,
а также на сильнотрещиноватые, разрушенные до щебенистого состоя-
ния коренные породы можно увеличивать в 1,5—2 раза по сравнению
с соответствующими нагрузками на мерзлые пески.
Сопротивление мерзлых грунтов на сжатие при быстро возрастаю-
щих нагрузках, или так называемое «временное сопротивление», при-
мерно в 10 раз превышает соответствующие значения приведенных
выше допускаемых нагрузок.
Для правильной оценки несущей способности фундаментов, осо-
бенно свайных, заглубенных в толщу мерзлых грунтов, необходимо
наряду с допускаемыми нагрузками знать величину сил смерзания
грунтов с бетоном, так как часть нагрузки на фундамент восприни-
344
ГЛАВА VII ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Таблица 89
Допустимые нагрузки на мерзлые грунты, кГ/см?
Тип грунта Отрицательная температура, °C
0,2-0,5 0,5—1 | 1-2 2-3 3—5
Пески 6 8 10 12 15
Супеси 4 6 7 8 10
Суглинки и дресвяно- 3 4 5 6 8
глинистые элювиальные
грунты
Лед* 2 3 4 5 6
* Допускаемые нагрузки на лед на основании скоростей его ползу-
чести во времени (при вдавливании жестких штампов), которые при ука-
занных нагрузках являются очень незначительными (например, скорость
ползучести льда под нагрузкой Р=5 кГ]см2 и i=—3°C составляет
0,005 мм]сутки, т е. за 50 лет общая осадка достигнет не более 9 см).
мается постояннодействующими силами смерзания мерзлого грунта
с боковой поверхностью фундамента.
При этом следует руководствоваться предельными значениями дли-
тельных сил смерзания, так как смерзшиеся с фундаментом грунты при
длительном воздействии нагрузки постепенно релаксируют, т. е. с тече-
нием времени силы смерзания уменьшаются, стремясь к некоторому
минимальному значению, которое определяется типом грунта, его влаж-
ностью и температурой.
Силы смерзания в значительной степени возрастают с понижением
температуры, а при данной температуре достигают максимальной вели-
чины при влажности грунта, соответствующей его полной влагоемкости.
Предельные значения длительных сил смерзания дисперсных грун-
тов с бетоном (с учетом сил трения) при понижении температуры от
—0,5 до —6° С увеличиваются для песков от 1,5 до 8 кГ]см2 (при
W — 20—25%), для супесей от 1,2 до 6 кГ]см2 (при W = 25—30%) и
для суглинков от 1,0 до 4 кГ/см2 (при W = 30—35%).
На рис. 53, в представлены экспериментальные кривые, отобра-
жающие характер зависимости между длительными силами смерзания
грунтов с бетоном и температурой (при полной влагоемкости грунтов).
С повышением или понижением влажности грунтов относительно их
полной влагоемкости длительные силы смерзания будут уменьшаться.
Осадки оттаивающих грунтов
Одной из характерных особенностей мерзлых льдонасыщенных
грунтов является их способность при оттаивании давать тейловую осад-
ку, величина которой в основном определяется влажностью грунта и
степенью его дисперсности.
При оттаивании мерзлых грунтов в основаниях сооружений наряду
с тепловой осадкой, вызванной уменьшением объема грунта за счет
перехода льда в воду, развивается также осадка за счет отжатия воды
и уплотнения грунта под нагрузкой сооружения. Поэтому общую (сум-
марную) осадку мерзлого грунта при его оттаивании под нагрузкой
условно подразделяют на тепловую и осадку за счет уплотнения. Соот-
ветственно оттаивающие грунты характеризуются приведенными коэф-
фициентами оттаивания (Ло) и уплотнения (а0), которые численно
ОСНОВНЫЕ ФИЗИКО-МЕХАНИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
345-
равны относительным осадкам, выраженным в долях единицы или
в % за счет свободного оттаивания грунта и за счет его уплотнения
нагрузкой 1 кГ/см.2.
На основании многочисленных экспериментальных данных, полу-
ченных для многолетнемерзлых грунтов Якутии в полевых и лабора-
торных условиях, были установлены следующие основные закономер-
ности изменения указанных коэффициентов:
1. При увеличении влажности оба коэффициента возрастают про-
грессивно, т. е. чем выше влажность грунта, тем больше приращение
осадки на каждый процент его влажности как за счет оттаивания, так
и за счет уплотнения.
2. При данной влажности грунта коэффициент оттаивания будет
тем больше, чем меньше его полная влагоемкость в талом состоянии,
т. е. чем более крупноскелетным является грунт.
3. Коэффициент уплотнения при данной влажности грунта будет
тем больше, чем более дисперсным является грунт.
4. С увеличением нагрузки коэффициент уплотнения постепенно
уменьшается.
5. С повышением температуры коэффициент оттаивания умень-
шается, особенно для глинистых грунтов с пониженной влажностью,
так как при этом в значительной степени уменьшается процентное соот-
ношение между льдом и незамерзшей водой.
Кроме того, коэффициенты Л о и а0 в какой-то степени зависят также
от текстурных особенностей мерзлых грунтов. Однако дать количест-
венную оценку такой зависимости практически невозможно, особенно
для природных условий.
Из перечисленных выше факторов, в той или иной степени обуслов-
ливающих численные значения коэффициентов оттаивания и уплотне-
ния, доминирующими являются влажность (льдонасыщенность) грунта
и степень дисперсности его скелета. Мерзлые грунты Якутии в зависи-
мости от их типа и влажности можно характеризовать следующими
средними показателями относительных осадок при оттаивании и уплот-
нении, или соответственно коэффициентами Ао и а0 (табл. 90).
Таблица 90
Относительные осадки грунтов при оттаивании
Относительные осад- ки (%): оттаивания (Ло) н уплотнения (aQ) Влажность весовая W, %
15-20 20—25 25—30 30—35 35-40 40-50 50-60
Песчаные аллювиальные грунты
Ло 0,8 1,1 1,4
1,0 1,2 1,4
С у п е с чано-суглинистые аллювиальные грунты
Ао — 0,9 1,3 2,4 3,5 4,5 5,2
й0 — 2,2 2,6 3,0 4,0 6,0 8,5
Дресвяно - щ е б е н нсто-глиннстые элювиальные грунты
Ло 0,5 1,5 3 5 8
йо 1,5 3 6 11 17 — —
346
ГЛАВА VII. ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИИ
Общая осадка оттаивания под нагрузкой Р определяется по фор-
муле
Sp=Ao+a0-P, (21)
где Р — нагрузка, кГ1см2-,
а0 — приведенный коэффициент уплотнения, соответствующий пер-
вой ступени нагрузки в 1 кГ[ам2.
С повышением нагрузки численные значения коэффициента а0
постепенно уменьшаются и составляют: для Р = 2 кГ/сл«2-0,8 а0; для
Р = 3 кГ/см2 • 0,7 ао и т. д.
Рис. 54. Кривые осадок оттаивающих грунтов
а — кривые зависимости осадок оттаивающих дресвяио-щебеии-
сто-глииистых элювиальных грунтов от нагрузки: 1—при W =
= 10—15%; 2 — при №=15—20%; 3 — при № = 20—25%; 4 — при
№ = 25—30%; 5 — при № = 30—35%. б — кривая зависимости от-
носительной осадки оттаивания гравийно-галечниковых грунтов
от их влажности
Для иллюстрации на рис. 54, а представлены компрессионные кри-
вые оттаивающих дресвяно-щебенисто-тлинистых элювиальных грунтов
в зависимости от их влажности. Кривые указывают на то, что по мере
увеличения нагрузки приращение осадки постепенно уменьшается.
Сопоставляя приведенные выше значения относительных осадок
оттаивания и уплотнения различных типов мерзлых грунтов в зависи-
мости от их влажности, можно отметить, что наиболее просадочными
как при оттаивании, так и при уплотнении являются элювиальные дрес-
вяно-щебенисто-глинистые грунты. Это объясняется, по-видимому, их
ОСНОВНЫЕ ФИЗИКО-МЕХАНИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
347
текстурными особенностями, которые выражаются в том, что даже при
влажности 15—20% грунт представляет собой своего рода конгломерат,
состоящий из минеральных отдельностей-блоков, разобщенных ледя-
ными включениями, которые после оттаивания довольно свободно отжи-
маются на поверхность, давая возможность сближаться минеральным
отдельностям. Иначе говоря, осадка при оттаивании и уплотнении мерз-
лого грунта определяется его водоудерживающей способностью, воз-
растая с понижением последней.
Подтверждением этого являются осадки гравийно-галечниковых
грунтов, водоудерживающая способность которых составляет не более
3—5%. В зависимости от влажности эти грунты характеризуются сле-
дующими средними относительными осадками оттаивания (табл. 91).
Таблица 91
Величина средних относительных осадок
оттаивания в зависимости от влажности грунта
W, % ло,'%
5—10 0,4
10—15 1,1
15—20 2,5
20-25 4,7
25—30 7,5
По мере увеличения влажности относительные осадки оттаивания
гравийно-галечниковых грунтов возрастают прогрессивно, что в более
наглядной форме представлено на рис. 54, б.
Для определения возможных осадок оттаивающих мерзлых грунтов
Якутии в зависимости от их влажности и нагрузки можно пользоваться
следующей расчетно-эмпирической формулой:
о __ ki • W + at р (1 + W) (oos
р~ 1,12(2,7 • И7 +0,9) ’ у '
где — относительная осадка (в долях единицы);
W— весовая влажность грунта (в долях единицы);
Р — нагрузка, кГ!см2;
kt и аг — эмпирические коэффициенты, которые в зависимости от
типа грунта и его влажности характеризуются числен-
ными значениями, приведенными в табл. 92.
В заключение еще раз отметим, что при данной влажности наи-
большей осадкой оттаивания характеризуются крупноскелетные грун-
ты, обладающие наименьшей водоудерживающей способностью в талом
состоянии.
Инжеиерио-геологическое районирование
В основу инженерно-геологического районирования территории
Якутии положен комплекс природных условий, включая такие важней-
шие для инженерной геологии показатели, как структурно-тектониче-
ский план, геоморфологическая характеристика, состав и сложение
пород, мерзлотно-гидрогеологические особенности.
Сибирская платформа. К Сибирской платформе относится обширная
территория плоскогорий и равнин западной части Якутии. В ее раз-
348
ГЛАВА VII. инженерно-геологические условия
Таблица 92"
Величины эмпирических коэффициентов для расчета относительной осадки
различного типа мерзлых грунтов
Эмпирические коэффициенты Влажность весовая W, %
5-10 10-15 15—20 20-25 25-30 30-35 35-40 40-50 50—60
Грав ийно-г а лечниковые грунты
kt | 0,07 | 0,12 | 0,22 | 0,35 | 0,50 | — | —
Пески аллювиальные
kt I — I — I 0,07 I 0,08 | 0,10 I — I — I — I —
а, I - I — I 0,015 | 0,02 | 0,03 | - I — I — | —
Супесчано-суглинистые аллювиальные грунты
kt I — I — I - I 0,07 I 0,09 I 0,15 I 0,20 I 0,24 I 0,25
at | — I - | — [ 0,03 I 0,04 | 0,05 | 0,065 | 0,10 | 0,15
Дpeсв я ио - ще бeи исто-гл и ни стыe элювиальные грунты
<4
0,06 0,13 0,23 0,34 0,49
0,02 0,04 0,08 0,16 0,25
резе намечается пять укрупненных структурных комплексов, которые
далее для краткости именуются этажами.
Архейский — нижиепротерозойский этаж представлен
преимущественно кристаллическими и метаморфическими породами ме-
таморфической формации — различного рода гнейсами и кристалличе-
скими сланцами, в меньшей степени — кварцитами, конгломератами,
кальцифирами и мраморами. Интрузивная формация представлена преи-
мущественно породами группы гранитов, образующих обычно тела
небольших размеров, также претерпевших глубокий метаморфизм. Ука-
занный структурный этаж образует фундамент платформы. В сложении
чехла участвуют четыре структурных этажа.
Верхнепротерозойский структурный этаж представ-
лен породами карбонатно-терригенной (пестроцветная и сероцветная,
в прогибах—молассоидная) формации, включающей отложения верх-
него и местами среднего протерозоя, в прогибах частично испытывает
слабый и средний метаморфизм.
Палеозойский структурный этаж представлен карбонат-
ной формацией, охватывающей карбонатные, терригенно-карбонатные,
местами соленосные и типсоносные отложения нижиего палеозоя, и кар-
бонатно-терригенной галогенной (красноцветная) формацией, включаю-
щей частично отложения верхнего кембрия, ордовика, силура, девона
и нижнего карбона.
Верхнепалеозойский — мезозойский структурный
этаж широко представлен породами терригенной (сероцветная) и
угленосной формаций, включающих комплексы морских и континен-
тальных терригенных отложений от среднего карбона до верхнего
мела — песчаников, алевролитов, аргиллитов, глин, а также эффузивно-
терригенной формацией, объединяющей трапповые образования триаса.
Верхнемезозойский — кайнозойский структурный
этаж охватывает терригенную угленосную формацию, включающую
ОСНОВНЫЕ ФИЗИКО-МЕХАНИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
349
отложения верхнего мела и палеогена, отчасти неогена и поверхност-
ные отложения различного генезиса и состава.
Все указанные структурные этажи платформы выходят на поверх-
ность в пределах различных инженерно-геологических регионов вто-
рого порядка, рассматриваемых ниже.
Регион Анабарской антеклизы представляет собой обшир-
ное сводовое поднятие фундамента. Морфологически оно выражено
цокольным останцовым плато, окруженным обширными пластовыми
равнинами, и плато, сравнительно слабо расчлененными речной сетью.
Коренная основа рассматриваемого региона представлена кристалли-
ческими породами метаморфической формации фундамента платформы,
обнажающимися в своде, которые на склонах антеклизы перекрыты
породами карбонатно-терригенной и карбонатной формаций, охватыва-
ющих комплексы отложений от верхнего протерозоя до верхнего кемб-
рия включительно. На северной и северо-восточной окраинах развиты
терригенные интрузивные формации пермского и триасового возраста,
па юго-восточной — терригенные нижнеюрские отложения. Спокойное
залегание пород коренной основы, характерное для этой структуры,
нарушается интенсивной разрывной тектоникой в ее северо-восточной
части, в пределах Оленекского поднятия, где разломы образуют густую
сеть и систему блоков размером в поперечнике от 0,5 до 2 км с ампли-
тудой относительных смещений до 3000 м.
Покровные отложения представлены в сводовой части формацией
подземного оледенения гор и нагорий, а на склонах антеклизы — фор-
мацией подземного оледенения возвышенных равнин и плато. Мощность
покровных отложений преимущественно невелика и лишь на небольших
площадях превышает 5—10 м.
Мерзлотно-гидрогеологическая характеристика верхней части раз-
реза определяется наличием мощной мерзлой зоны (200 м и более),
преимущественным распространением подмерзлотных соленых вод и
рассолов и маломощной верховодкой сезонноталого слоя с малоагрес-
сивными гидрокарбонатными кальциевыми водами с минерализацией
до 0,3 г/л. И только в пределах распространения кристаллических
пород фундамента формируются высокоагрессивные воды с минерали-
зацией менее 0,03 г/л.
В соответствии с особенностями строения поверхности в пределах
рассматриваемого региона выделяются две инженерно-геологцческие
области: область Анабарского цокольного плато, ослож-
ненного остаточными скульптурно-денудационными низкогорными воз-
вышенностями, и область Анабаро-Оленекского структур-
но-денудационного пластового плато на горизонтально,
полого и моноклинально залегающих породах осадочного чехла.
В последней области выделяются Попигайская и Агынылийская
аккумулятивные равнины, связанные с мезо-кайнозойскими впадинами,
где развиты ледниковые четвертичные отложения; так называемая
Эйская равнина с широко развитым чехлом сильнольдистых поверх-
ностных отложений; районы развития возвышенностей, бронированных
трапповыми интрузиями, и некоторые другие, отличающиеся особен-
ностями геологического строения или рельефа.
Условия наземного строительства благоприятны в обеих назван-
ных областях в силу выровненного рельефа и близкого от поверхности
залегания прочных пород коренной основы. Условия подземного строи-
тельства благоприятны повсеместно. Поблизости от речных долин и
участков, тяготеющих к зонам крупных разрывных нарушений, в выра-
ботки возможен приток подземных вод. В пределах развития крисгал-
350
ГЛАВА VII ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
лических пород притоки подземных вод глубину заложения выработок
не лимитируют. Условия водоснабжения крайне неблагоприятны*.
Регион Алданской антеклизы морфологически выражен
в южной части сложно построенным Алданским нагорьем, обрамлен-
ным с юга высокогорным Становым хребтом, а севернее широтного
участка р. Алдана — структурно-денудационными пластовыми плато и
равнинами.
В пределах Алданского нагорья преобладающим распростране-
нием пользуются породы метаморфической и интрузивной формаций
(архей, нижний — средний протерозой) фундамента и лишь на отдель-
ных участках сохранились остатки полого залегающего платформенного
чехла, представленного карбонатной (нижний кембрий) и терригенной
(сероцветной) формациями (нижняя юра). Локально распространены
также юрские отложения, принадлежащие к угленосной формации; они
выполняют Южно-Якутскую систему наложенных впадин. Породы фун-
дамента прорваны многочисленными интрузиями мезозойского возра-
ста, образующими отдельные массивы, выраженные в рельефе гольцо-
выми возвышенностями, либо дайки.
Наибольшее развитие отложения чехла получили на северном
склоне Алданской антеклизы, где породы коренной основы представ-
лены карбонатной формацией, охватывающей моноклинально падаю-
щие на север отложения нижнего и среднего кембрия, на северных
окраинах перекрытые терригенными мезозойскими отложениями.
Покровные образования включают формацию подземного оледе-
нения гор, нагорий и высоких плато, преимущественно развитуку
в южной средне- и высокогорной части территории, и внеледникоцую
формацию, распространенную на севере и в центральных районах.
Локально распространена формация подземного оледенения межгор-
ных впадин.
В тектоническом отношении регион Алданской антеклизы представ-
ляется значительно более мобильным сооружением, чем Анабарская
антеклиза. Породы фундамента разбиты на ряд блоков, неодинаковые
вертикальные перемещения по которым привели к возникновению пло-
скогорий с различными уровнями поверхности и денудационно-тектони-
ческих низко-, средне и высокогорных районов. Резкие погружения по
основному Предстановому разлому, наиболее сильно проявившиеся в
юрское время, привели к образованию упоминавшихся выше наложен-
ных впадин, отражающих собой особый тип тектонических структур,
получивший в последнее время название «дива». Молодые орогениче-
ские движения на юге области обусловили возникновение Станового
хребта с альпинотипным характером рельефа. Все это находит отраже-
ние в относительно высокой сейсмичности Алданского щита, которая
достигает более 9 баллов на крайнем юге и юго-западе, постепенно
снижаясь до 6 баллов на северной окраине. Северные склоны Алдан-
ской антеклизы слабосейсмичны, за исключением восточной части, где
вероятна сейсмичность до 6 баллов.
Мерзлотно-гидрогеологические особенности определяются прерыви-
стым строением мерзлой зоны—сплошное развитие она получает толь-
ко при высоте местности более 900—1000 м и высокой обводненностью
* Здесь и далее имеется в виду только водоснабжение подземными водами. Водо-
снабжение поверхностными водами может быть организовано на базе крупных рек,
таких, как Лена, Вилюй, Алдан, Колыма, Индигирка, Яна, Чульмаи, Оленек (в нижием
и среднем течении), Анюй и некоторых их притоков. Большинство остальных рек
в зимнее время на многих участках полностью перемерзает. В равнинных районах
ограниченно можно использовать воду крупных озер, однако качество ее обычно не
удовлетворяет нормам ГОСТа для питьевого водоснабжения.
ОСНОВНЫЕ ФИЗИКО-МЕХАНИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
351
сильнотрещиноватых пород и тектонических зон. На дне долин развиты
преимущественно надмерзлотные воды сезонноталого слоя и подрус-
ловых таликов. Как правило, подземные воды весьма пресные с мине-
рализацией от 0,02 до 0,5 г/л, гидрокарбонатные натриевые, кальцие-
вые или магниевые, высокоагрессивные. Несколько большую минерали-
зацию и соответственно меньшую агрессивность имеют только 'гидро-
карбонатные кальциевые воды кембрийских отложений.
В соответствии с особенностями строения рельефа в пределах ре-
шона Алданской антеклизы выделяются две области, существенно
отличные по условиям инженерного освоения: а) область Алданского»
нагорья с цокольными плоскогорьями, тектонически-денудационными
и глыбовыми горными сооружениями (низкогорными, среднегорными
и высокогорными) и участками структурно-денудационного пластового'
плато в пределах развития осадочного чехла и межгорных впадин и
б) область Лено-Алданского структурно-денудационного пластового
плато.
Условия наземного строительства области Алданского на-
горья весьма неоднородны на различных участках из-за сложно по-
строенного рельефа, хотя наличие выровненных плато и межгорных
впадин позволяет в большинстве случаев выбрать удобные площадки.
На большей части территории породы коренной основы залегают в не-
посредственной близости от поверхности. Исключение составляют меж-
горные впадины и пониженные участки пластовых плато, где наземное
строительство осложнено наличием покровных мерзлых отложений. Для
выбора типа фундамента с сохранением мерзлых пород или их оттаи-
ванием требуются обязательно предварительные изыскания и технико-
экономическое обоснование. В частности особого внимания требует
верхняя разрушенная зона коренных пород.
Условия подземного строительства благоприятны в пределах гор-
ных сооружений на высотах более 900 м. На меньших отметках уча-
стки подземного строительства должны выбираться вдалеке от сильно
обводненных зон разломов, которых здесь много. В пределах наложен-
ных впадин глубина заложения горных выработок лимитируется изо-
термой примерно —0,5° С, при более высоких температурах возможен
прорыв подземных вод и затопление горных выработок. Условия водо-
снабжения преимущественно удовлетворительные. Условия наземного
строительства области Лено-Алданского структурно-де-
нудационного пластового плато благоприятны в силу выров-
ненного рельефа и неглубокого залегания пород коренной основы. Сле-
дует учитывать широкое распространение карстовых явлений, наличие
карстовых пустот, открытых или выполненных песчано-глинистыми
отложениями, а местами, вероятно, подземным льдом.
Условия подземного строительства также благоприятны, но воз-
можная глубина заложения выработок снижается в северном направ-
лении от 200 м на южной окраине района до 50—20 м на северной,
где положение зеркала подземных вод определяется отметками межен-
ного уровня рек. Затруднения могут быть связаны с пересечением кар-
стовых пустот. Условия водоснабжения хорошие в связи с региональ-
ным развитием высокопроизводительных кембрийских водоносных комп-
лексов.
Регион Тунгусской синеклизы морфологически выражен
столово-останцовым ступенчатым трапповым плато, сочетающимся
с эрозионно-денудационными равнинами, осложненными увалистыми и
•скелетно-грядовыми участками. В пределах региона выделяется одна
область Верхне-Вилюйских трапповых плато и равнин.
Верхняя часть геологического разреза пород коренной основы представ-
352
ГЛАВА VII. ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
лена терригенной угленосной формацией, включающей горизонтально
залегающие отложения карбона и перми, перекрытой на западе эффу-
зивно-терригенной формацией нижнего триаса, на востоке местами пре-
рываемой небольшими участками выходов карбонатных и карбонатно-
терригенных палеозойских отложений. Широко развиты трапповые по-
кровы, пластовые и секущие интрузии, пронизывающие все осадочные
формации региона. Поверхностные породы сравнительно маломощные
и относятся преимущественно к формации подземного оледенения гор,
нагорий и высоких плато в районах развития траппов и к формации
подземного оледенения денудационных равнин на участках развития
осадочных пород.
Мерзлотно-гидрогеологические условия определяются сплошным
развитием мощной (более 300 м) мерзлой зоны. Основной водоносный
горизонт подмерзлотный, содержит соленые воды и рассолы. Надмерз-
лотные воды выражены маломощной верховодкой и лишь в основании
уступов трапповых плато местами отмечаются сосредоточенные источ-
ники. Воды весьма пресные, минерализация их не превышает обычно
0,1 г/л, гидрокарбонатные магниевые, высокоагрессивные.
Условия наземного строительства благоприятны вследствие малой
мощности поверхностных отложений, наличия выровненных поверхно-
стей, сложенных прочными породами траппов. Глубокий врез речной
сети и значительная крутизна уступов траппового плато затрудняют
дорожное строительство. Условия подземного строительства благопри-
ятны.
Регион Вилюйской синеклизы, Приверхоянского и
Анабаро-Ленского прогибов. Рассматриваемый регион мор-
фологически выражен пластовыми денудационными и аккумулятивными
плато и равнинами. Во всем регионе широко распространены формы
термокарстового рельефа. Верхняя часть разреза пород коренной
основы региона сложена мощными терригенной (сероцветной) и терри-
генной угленосной формациями, включающими мезозойские и кайнозой-
ские отложения до неогена включительно. Породы коренной основы
залегают полого, моноклинально погружаясь от периферических частей
Вилюйской синеклизы к Приверхоянскому прогибу, а в пределах по-
следнего— к его осевой части. В Анабаро-Ленском прогибе преобла-
дает пологое падение пород в северном направлении. И лишь в районе
устья Вилюя, по правому берегу р. Лены, породы коренной основы
смяты в узкие линейные складки северо-западного простирания. Бра-
хиформные складки отмечаются также на юго-западе области, в рай-
оне Кемпендяйских солянокупольных структур. В последнем на поверх-
ность выходят породы карбонатно-терригенной красноцветной форма-
ции верхнего палеозоя, соленосные, с существенным участием эффу-
зивно-осадочных отложений.
Частично неогеновые и четвертичные отложения образуют покров,
включающий формации подземного оледенения низких равнин, возвы-
шенных равнин и плато и ледниковую формацию равнин и плато.
В отличие от описанных выше структур поверхностные отложения ре-
гиона Вилюйской синеклизы, Приверхоянского и Анабаро-Ленского
прогибов во многом определяют условия инженерного освоения мест-
ности в силу значительной мощности этих отложений, измеряемой десят-
ками метров, и повсеместного распространения. Только по периферии
региона мощность поверхностных отложений невелика, а распростра-
нение прерывистое. Территория Вилюйской синеклизы асейсмична или
слабосейсмична. Краевые прогибы относятся к зоне с прогнозной оцен-
кой сейсмичности до 6 баллов, а в низовьях р. Лены (хр. Чеканов-
ского) до 7 баллов и в долине р. Лены до 8 баллов.
ОСНОВНЫЕ ФИЗИКО-МЕХАНИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
353
Мерзлотно-гидрогеологические условия региона определяются нали-
чием сплошной мощной (от 250 до более 600 ж) мерзлой зоны с отдель-
ными окнами таликов, приуроченных к озерным впадинам, руслу
р. Лены и, возможно, Вилюя. Мощность мерзлой зоны снижается до
30—50 м только на отдельных участках высоких и хорошо дрениро-
ванных песчаных террас рек Лены и Вилюя. Основной водоносный
горизонт — подмерзлотный; он повсеместно залегает на глубине более
200 м и обладает низким напором, а в центральной части — пьезомет-
рический уровень залегает на отметках менее 100 м от уровня моря.
Верховодка сезонноталого слоя маломощная. В центральной части
региона воды ее преимущественно гидрокарбоиатные или сульфатно-
гидрокарбонатные магниевые и натриевые, часто с повышенной мине-
рализацией, малоагрессивные. На севере и в Анабаро-Оленекском
прогибе воды верховодки гидрокарбоиатные натриевые весьма пресные
(минерализация их не превышает 0,1 г/л), высокоагрессивные. В опи-
сываемом регионе выделяются четыре области.
Область Лено-Анабарской низкой равнины с участ-
ками денудационных пластовых плато и низкогорных возвышенностей.
В этой области резко преобладают равнинные формы рельефа со всеми
характерными чертами приморских северных низменностей: обилием
озер, неглубоким врезом речной сети, заболоченностью поверхности.
Условия наземного строительства, включая и дорожное, весьма
сложны из-за широкого распространения высокольдистых пород фор-
мации подземного оледенения низких равнин. Осложнения связаны
с интенсивным развитием термокарстовых процессов, возникающих
в большинстве случаев при нарушении дернового покрова, предохра-
няющего содержащиеся в породе льды от таяния. Наилучшие участки
для строительства могут быть выбраны в пределах денудационных
плато и возвышенностей, а также на дне спущенных термокарстовых
озер. Условия подземного строительства более благоприятны, но зат-
руднения в эксплуатации сооружений возникнут вследствие высокой
льдистости пород верхней части разреза.
Условия водоснабжения весьма сложные вследствие высокой мине-
рализации подмерзлотных вод. Воды таликов не изучены.
Область Приверхоянских аккумулятивных и дену-
дационных предгорных равнин охватывает правобережье рек Лены
и Алдана в пределах предгорий Верхоянского хребта. Условия назем-
ного строительства определяются здесь развитием ледниковой форма-
ции предгорных равнин и плато и, в общем, благоприятны в силу отно-
сительно малой льдистости покровных отложений и низких температур
грунтов. Рекомендуется метод строительства с сохранением грунтов
оснований сооружений в мерзлом состоянии.
Условия подземного строительства также благоприятные, за исклю-
чением территории, расположенной против устья р. Вилюя, где вслед-
ствие сложной разрывной тектоники и относительно маломощной мерз-
лой зоны значительные притоки подземных вод в подземные выработки
возможны с глубин примерно 100 м.
Область аккумулятивных и денудационных равнин
Центральной Якутии характеризуется почти сплошным распро-
странением поверхностных отложений, соответствующих формации под-
земного оледенения, на приречных террасированных аллювиальных рав-
нинах Нижне-Ленской, Вилюйской, в районе среднего течения р. Лены
и низовьев р. Алдана и на значительной части более древних аккуму-
лятивных денудированных равнин. Мощность их обычно превышает
10—20 м, доходя до 80—120 м. Наряду с площадями с мощным чехлом
(до 20—50 м) тонкодисперсных высокольдистых (с жильным льдом)
354
ГЛАВА VII. инженерно-геологические условия
отложений, на отдельных речных террасах и участках денудационных
равнин относительно широко развиты массивы песчаных аллювиаль-
ных и эоловых отложений.
Условия наземного строительства в основном благоприятны при
сохранении мерзлых грунтов в основании сооружений. Дорожное строи-
тельство на высокольдистых суглинках и супесях может быть ослож-
нено термокарстовыми явлениями. В озерных впадинах, на участках
развития таликов и хорошо дренированных песчаных террасах и мас-
сивах эоловых песков возможно строительство без сохранения мерз-
лого состояния грунтов и с предпостроечным оттаиванием.
Условия подземного строительства благоприятны вследствие боль-
шой мощности мерзлой зоны. При выборе участков следует избегать
крупных озерных впадин, где могут быть остаточные таликовые зоны
с плывунами.
Условия водоснабжения двух последних областей сложные вслед-
ствие глубокого залегания и повышенной минерализации подмерзлот-
ных вод и неравномерного распространения таликовых.
Несколько обособленное положение занимает здесь подобласть
Китчанских складчатых дислокаций, относимая к Приверхоянскому
краевому прогибу, которая характеризуется весьма разнообразным
рельефом. Здесь имеются равнины, плато и плоскогорья в депрессиях,
низкие, средние и даже высокие горы по оси антиклиналей. Породы
коренной основы представлены, триасовыми и юрскими отложениями
терригенной (сероцветной) формации, а также верхнеюрскими и нижне-
меловыми отложениями угленосной формации. Поверхностные отло-
жения разнообразны и представлены в соответствии с рельефом поро-
дами всех трех формаций подземного оледенения и ледниковой фор-
мации. По гидрохимическим и мерзлотным, условиям эта подобласть
занимает промежуточное положение между платформенными и горно-
складчатыми регионами. Условия водоснабжения здесь благоприятные.
Регион А н г а р о-В и л ю й с к о г о прогиба, Нюйско-
Джербинской, Кемпендяйской и Березовской впадин
представляет собой пластовое плато, в южной части нередко увалисто-
грядовое и ступенчатое, закарстованное, а в северной — выровненное
или пологоувалистое с отдельными трапповыми возвышенностями.
Породы коренной основы региона представлены преимущественно обло-
жениями карбонатной (кембрий, частично ордовик и силур) и карбо-
натно-терригенной галогеннойкрасноцветной (верхний кембрий), частич-
но ордовик, силур, девон) формациями. В пределах Ангаро-Вилюй-
ского наложенного прогиба на указанных формациях залегают юрские
континентальные отложения терригенной (сероцветной) формации. На
отдельных участках вскрываются интрузивные породы (траппы).
Породы коренной основы имеют сравнительно пологое, часто моно-
клинальное залегание, однако на отдельных участках Нюйско-Джер-
бинской впадины, особенно прилегающих к Байкальской складчатой
области, они собраны в узкие линейно вытянутые субширотные складки,
часто нарушенные на крыльях разрывами. Для палеозойских отложе-
ний характерно региональное падение пород в северном направлении.
Породы терригенной сероцветной формации залегают горизонтально.
Поверхностные отложения представлены внеледниковой формацией
Сибирской платформы и лишь в северной части — формацией подзем-
ного оледенения возвышенных равнин и плато. Мощность поверхност-
ных отложений невелика, и они, как правило, не осложняют инженерно-
геологические условия освоения области. Южная (приленская) часть
региона относится к зоне с прогнозной оценкой сейсмичности до
6 баллов.
ОСНОВНЫЕ ФИЗИКО-МЕХАНИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
355
Мерзлотно-гидрогеологические особенности рассматриваемого ре-
гиона характеризуются прерывистым распространением мерзлой зоны
в южной части и сплошным — в северной. Высокопроизводительные во-
доносные горизонты сосредоточены в отложениях карбонатной и тер-
ригенно-карбонатной галогенной 'формаций. Положение пьезометриче-
ского уровня контролируется отметками уровней рек. Химический сос-
тав н минерализация вод пестрые, но преимущественно воды пресные
гидрокарбонатные кальциевые и сульфатно-гидрокарбонатные магниево-
кальциевые, слабоагрессивные.
Породы терригенной (сероцветной) формации проморожены на
всю мощность и региональных водоносных горизонтов не содержат.
В рассматриваемом регионе выделяются следующие две области.
Область денудированных равнин и низких плато
Ангаро-Вилюйского наложенного прогиба, слабо расчле-
ненных, плоских и полого-увалистых в восточной части, холмисто-ува-
листых, местами столово-останцовых бронированных траппами в запад-
ной. В этой области условия для любого вида строительства благо-
приятны вследствие равнинное™ и слабой расчлененности рельефа,
малой мощности покровных отложений, высокой прочности пород
коренной основы и глубокого (100—200 л<) залегания подмерзлотных
вод. В долинах следует учитывать возможность термокарста. Условия
водоснабжения удовлетворительные.
Область Приленского низкого и среднего струк-
турно-денудационного плато, местами грядового и ступен-
чатого, осложненного останцовыми возвышенностями. Условия назем-
ного строительства удовлетворительны вследствие относительно ров-
ного рельефа, малой мощности покровных отложений, высокой устой-
чивости пород коренной основы. При инженерно-геологических изыска-
ниях следует учитывать проявления карста и высокую карстуемость
известняков рассматриваемой области. Условия подземного строитель-
ства неблагоприятны вследствие высокой закарстованностн и обвод-
ненности пород коренной основы.
Верхояно-Чукотская складчатая зона. К указанному региону отно-
сится обширная, тектонически и орографически весьма сложно постро-
енная территория Восточной Якутии. Коренная основа ее включает
несколько укрупненных структурных комплексе® (этажей).
Архейско-нижнепротерозойский (?) этаж представ-
лен различными гнейсами, амфиболитами, гнейсифицированными гра-
нитами, кварцитами и кристаллическими сланцами метаморфической
формации, образующих фундамент срединных и остаточных массивов.
Верхнепротерозойский (?) этаж представлен породами
карбонатно-терригенной (пестроцветцой и сероцветной) формации плат-
форменного типа — мраморизованными известняками, доломитами, мер-
гелями, переслаивающимися с кварцитами и глинистыми сланцами.
Нижне-среднепалеозойский этаж представлен карбо-
натной формацией, включающей карбонатные и терригенно-карбонат-
ные породы: известняки, доломиты, мергели, глинистые и известкови-
стые сланцы, возраст которых датируется от кембрия до нижнего кар-
бона.
Отложения двух йоследних этажей сформировались преимущест-
венно в догеосинклинальную стадию развития. Последующие этажи
принадлежат к комплексу мезозоид и одновозрастных образований
жестких массивов и наложенных впадин.
Среднепалеозойский этаж включает терригенную и эффу-
зивно-терригенную формации, охватывающие отложения среднего и
верхнего девона, нижнего карбона и перми, представленные песчани-
356
ГЛАВА VII ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
ками, алевролитами, аргиллитами и вулканогенными образованиями
преимущественно основного и среднего состава — андезитами и базаль-
тами.
Верхнепалеозойский — мезозойский этаж образован
породами терригенной (карбон, пермь, триас, юра, частично мел), тер-
ригенно-угленосной (нижний мел) и эффузивно-терригенной (верх-
ний триас, юра и в особенности мел) формациями, включающими раз-
нообразные комплексы пород — от конгломератов до углей в терриген-
ных разностях и от базальтов до дацитов в вулканогенных.
Ёерхнемезозойский — кайнозойский этаж представ-
лен терригенно-угленосной формацией (верхний мел — неоген) и по-
кровными отложениями формации подземного оледенения, ледниковой,
межгорных котловин и наложенных впадин.
Особо следует выделить интрузивную формацию, имеющую весьма
широкое развитие в рассматриваемом регионе и представленную преи-
мущественно гранитоидными интрузиями, наряду с которыми в резко
подчиненном количестве имеются породы основного и щелочного сос-
тава.
Ниже рассмотрены инженерно-геологические регионы второго по-
рядка и области, входящие в регион Верхояно-Чукотекой складчатой
области.
Регион Верхоянской антиклинальной зоны выражен
в рельефе одноименной системой среднегорных и высокогорных хреб-
тов, вытянутых в субмеридиональном, а в средней части — в субширот-
ном направлении, в отдельных областях и районах переходящих в низ-
когорья и плоскогорья. На Крайнем Севере выделяются межгорнйе
впадины — грабены.
Породы коренной основы представлены преимущественно терриген-
ной сероцветной формацией, охватывающей отложения геосинклиналь-
ного комплекса мезозоид от карбона до триаса включительно. На юге —
в области хр. Сетте-Дабан и на севере — в области хр. Хараулах раз-
виты породы карбонатно-терригенной формации верхнепротерозойского
структурного этажа и карбонатной формации палеозойского структур-
ного этажа.
Породы коренной основы собраны в узкие линейно вытянутые
согласно простиранию хребтов складки, на юге интенсивно разбитые
разрывной тектоникой.
Поверхностные отложения представлены формациями горного оле-
денения и подземного оледенения гор, нагорий и высоких плато. Мощ-
ность поверхностных отложений преимущественно невелика и весьма
неравномерна, резко увеличивается в долинах у основания склонов и
снижается в их верхних частях.
Регион в целом относится к сейсмически активным зонам с воз-
можной силой землетрясений до 6 баллов. В районе хр. Сетте-Дабан
возможны землетрясения до 7 баллов, а в пределах хр. Хараулах —
до 8 баллов.
Мерзлотно-гидрогеологические условия определяются большой мощ-
ностью сплошной мерзлой зоны и наличием локальных скоплений под-
земных вод, сосредоточенных в русловых отложениях речных долин и
подрусловых таликах. Верховодка сезонноталого слоя развита преиму-
щественно в основании склонов и долинах мелких ручьев. Подземные
воды весьма пресные с минерализацией менее 0,1 г/л, гидрокарбонат-
ные натриевые или натриево-кальциевые, в высокогорной части крем-
нистые, высокоагрессивные. В соответствии с особенностями геологи-
ческого строения и рельефа в рассматриваемом регионе выделяются
три инжецерно-геологические области.
ОСНОВНЫЕ ФИЗИКО-МЕХАНИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
357
Область складчатых денудационно-тектониче-
ских гор, плоскогорий и межгорных впадин хребтов
Орулган и Верхоянского составляет основную, наиболее высо-
ко поднятую и интенсивно расчлененную часть территории региона
Верхоянской антиклинальной зоны. Восточная часть области выделяется
преобладанием плоскогорного и низкогорного рельефа.
Условия наземного строительства осложнены интенсивной расчле-
ненностью рельефа и отсутствием в западной части значительных по
площади выровненных участков, исключая некоторые речные долины.
Это же относится и к дорожному строительству, однако широко разви-
тая сеть сквозных ледниковых долин облегчает трассирование дорог.
Дорожное строительство будет затруднено развитием наледей и потре-
бует проведения специальных противоналедных мероприятий. При стро-
ительстве наземных сооружений и дорог на пологих склонах,
сложенных высокольдистыми супесчано-щебенистыми отложениями фор-
мации подземного оледенения гор, нагорий и плато, необходимо обес-
печить сохранение грунтов в мерзлом состоянии и проведение мероприя-
тий против возникновения интенсивных солифлюкционных процессов и
оплывания грунтов. С сохранением мерзлого состояния пород следует
строить и на речных террасах, располагая сооружения с учетом воз-
можных 'катастрофических паводков в горах. На грубоскелетных грун-
тах возможно строительство с применением предпостроечного оттаива-
ния. Следует учитывать несколько повышенную сейсмичность области,
в которой возможны землетрясения до 6 баллов, а на севере — до 7—
8 баллов. Условия подземного строительства благоприятны.
Условия водоснабжения сложные: наиболее надежно использовать
воды подрусловых таликов путем захвата их дренажными галереями
(см. главу V).
Область складчато-глыбовых денудационно-тек-
тонических гор, плоскогорий и межгорных впадин
Хараулахского хребта. Низкогорный и относительно выровнен-
ный рельеф рассматриваемой области более благоприятен для назем-
ного строительства, однако район этот высокосейсмичен, с возможными
землетрясениями до 8 баллов. В межгорных депрессиях, где велика
мощность поверхностных отложений, строительство наземных сооруже-
ний должно осуществляться с сохранением мерзлого состояния грунтов.
На северных окраинах области имеются районы распространения кар-
стующихся протерозойских и нижне-среднепалеозойских пород корен-
ной основы.
Условия подземного строительства менее благоприятны из-за много-
численных разломов, с которыми могут быть связаны неустойчивые
зоны повышенной трещиноватости и древнего карста. Условия водо-
снабжения весьма сложные и неблагоприятные.
Область складчато-глыбовых денудационно-тек-
тонических гор хр. Сетте-Дабан характеризуется преимуще-
ственно низкогорным рельефом с платообразными водоразделами в де-
прессиях между хребтами в западной части и среднегорным сложно
расчлененным рельефом в восточной. Соответственно различаются усло-
вия наземного строительства, осложняемые пересеченностью рельефа.
Удобные участки обычно небольшие, приурочены к террасам речных
долин и некоторым депрессиям рельефа. Породы коренной основы
включают отложения, подверженные карсту и частично закарсто-
ванные.
Условия подземного строительства неблагоприятны вследствие
интенсивной тектонической нарушенности пород, с которой могут быть
связаны зоны высокой трещиноватости и карстообразования. При всех
358
ГЛАВА VII ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
видах инженерного освоения местности следует учитывать сейсмиче-
скую активность территории, оцениваемую в 7 баллов. Условия водо-
снабжения весьма сложные и в целом неблагоприятные из-за значи-
тельной мощности мерзлой зоны. Наиболее перспективно использова-
ние вод подрусловых таликов.
Регион Яно-Индигирской, Полоусной и Березов-
ской синклинальных зон включает высокогорные районы на
южной окраине, обширные плоскогорья, осложненные низко- и средне-
горными возвышенностями и межгорными впадинами, а на севере —
низменные равнины мезо-кайнозойских наложенных впадин, в соответ-
ствии с чем разделяется на ряд инженерно-геологических областей.
Породы коренной основы рассматриваемого региона представлены
преимущественно терригенной (сероцветной) формацией, принадлежа-
щей к верхоянскому геосинклинальному комплексу. Подчиненное значе-
ние имеют эффузивно-терригенная формация того же комплекса, верх-
немезозойские изверженные и эффузивные породы.
В Яно-Индигирской синклинальной зоне преобладает терригенный
комплекс триасовых отложений, собранных в линейно вытянутые, ме-
стами брахиформные скЛадки, иногда нарушенйые на крыльях раз-
рывами, количество которых возрастает на юге этой зоны. А в ее цен-
тральной части, в бассейне р. Адычи, породы коренной основы имеют
весьма пологие залегания, образуя широкие сундучного типа антикли-
нали (район Эльгинских пологих дислокаций). В наиболее северной и
южной частях зоны (Куларский горстантиклииорий, Южное Верхо-
янье) на поверхности обнажены интенсивно дислоцированные пермские,
а местами и карбоновые отложения, принадлежащие к той же террй-
генной формации, но образующие более низкий структурный ее этаж.
В Полоусной синклинальной зоне преобладают юрские отложения
с неравномерным участием вулканогенных пород, отнесенные к эффу-
зивно-терригенной формации. Интенсивность складчатости этих пород
затухает в северном направлении по мере погружения фундамента.
В Березовской синклинальной зоне основная роль принадлежит
юрским отложениям эффузивно-терригенной формации (в какой-то сте-
пени сходной с таковой Полоусного синклинория) и меловым эффузив-
ным породам. В межгорных и наложенных впадинах породы коренной
основы перекрыты мощной толщей кайнозойских терригенных отло-
жений.
Поверхностные образования также существенно неодинаковы на
площади описываемого региона. В Яно-Индигирской синклинальной
зоне они принадлежат преимущественно к формации подземного оле-
денения гор, нагорий и высоких плато, в меньшей степени — к ледни-
ковой формации и формации межгорных котловин и наложенных впа-
дин. В широких речных долинах развиты отложения, близкие по типу
к породам формации подземного оледенения низких равнин. На обшир-
ной приморской низменности, развитой в пределах Полоусной и отчасти
Березовской синклинальных зон, исключительно широко представлена
формация подземного оледенения низких равнин, и лишь в перифери-
ческих частях Березовской синклинальной зоны развита формация под-
земного оледенения возвышенных равнин и плато.
Мощность поверхностных отложений в пределах всей рассматри-
ваемой области закономерно возрастает к северу, где она местами изме-
ряется сотнями метров и снижается до первых метров к югу, по мере
повышения поверхности в южном направлении и возрастания глубины
ее расчлененности. В пределах Яно-Индигирской синклинальной зоны
мощность покровных отложений сравнительно велика только в расши-
ренных участках речных долин и наложенных впадинах — там она изме-
ОСНОВНЫЕ ФИЗИКО-МЕХАНИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
359
ряется десятками, а местами и сотнями метров. На водоразделах и
склонах поверхностные отложения образуют слой, редко превышаю-
щий 2—3 м. Аналогичные условия сохраняются и по периферии Бере-
зовской синклинальной зоны. Восточнее дельты р. Яны территория
региона не сейсмична, за исключением области Юкагирского плато,
которое предположительно относится к шестибалльной сейсмической
зоне. Западная часть региона полностью лежит в шестибалльной сей-
смической зоне, причем сейсмичность возрастает до 7 баллов в районах,
прилегающих к Момо-Полоусной антиклинальной зоне, и до 7—8 бал-
лов западнее хр. Кулар.
Мерзлотно-гидрогеологические условия региона определяются мощ-
ной (250—500 м и более) мерзлой зоной, которая нарушена лишь ред-
кими таликовыми «желобами» и «окнами», связанными с речными доли-
нами, очагами разгрузки подземных вод по тектоническим нарушениям
и, возможно, наиболее крупными и глубокими озерами. Основной под-
мерзлотный водоносный горизонт залегает непосредственно ниже мерз-
лой зоны или несколько глубже ее подошвы; обычно он слабоводо-
носен. В Яно-Индигирской синклинальной зоне и на западе Полоусной
зоны этот горизонт обладает высоким напором. Положение пьезометри-
ческой поверхности контролируется там отметками основных рек —
Адычи и Яны. Можно ожидать значительного понижения уровня в во-
сточном и северном направлениях. Подмерзлотные воды пресные гидро-
карбонатные кальциевые с минерализацией редко более 0,1 г/л, высо-
коагрессивные. Еще менее минерализованы и более агрессивны воды
слоя сезонного протаивания, которых особенно много на севере обла-
сти, в пределах низменных приморских пространств. В границах рас-
сматриваемого региона выделяется несколько инженерно-геологических
областей.
Область складчатого денудационно-тектониче-
ского низкогорья х р. Кулар и э р о з и о н н о - д е н у д а ц ио н-
ного Бытантайского холмогорья занимает северо-западную
часть рассматриваемого региона. Условия наземного строительства
в западной части области осложнены повышенной сейсмичностью и
пересеченностью рельефа. Во всей области существенные осложнения
могут вызвать процессы солифлюкции, местами — термокарста. Гидро-
геологические и геологические условия подземного строительства бла-
гоприятны.
Область складчато-глыбового эрозионно-дену-
дационного Яно-Адычанского плоскогорья с низкогор-
ными денудационно-тектоническими массивами и возвышенностями,
участками равнин и холмогорья в межгорных впадинах занимает основ-
ную часть Яно-Индигирской синклинальной зоны. Условия наземного
строительства в этой области благоприятны в силу достаточной выров-
ненное™ рельефа, высокой устойчивости пород коренной основы и пре-
имущественно незначительной мощности поверхностных отложений.
Последние достигают большой мощности лишь в межгорных депрес-
сиях, где они представлены мерзлыми породами формации межгорных
котловин и наложенных впадин. Широко распространены достаточно
грубые осадки, обеспечивающие возможность строительства как по
методу сохранения мерзлого состояния грунтов основания, так и мето-
дом предпостроечного оттаивания. На отдельных участках развиты
высокольдистые толщи. Поэтому требуются тщательные предваритель-
ные изыскания. Во всей области необходимо учитывать возможность
термокарста и интенсивной солифлюкции.
Условия подземного строительства обычно благоприятны вследст-
вие сравнительно слабой тектонической нарушенное™ пород, большой
360
ГЛАВА VII инженерно-геологические условия
мощности мерзлой зоны и невысокой производительности подмерзлот-
ного водоносного горизонта. Условия водоснабжения сложные. Наибо-
лее надежно использование вод подрусловых таликов. Подмерзлотный
водоносный горизонт распространен широко, но производительность его
невелика.
Область эрози онно-денудаци онно г о складчатого
и складчато-глыбового холмогорья, плоскогорья, н н з-
когорья и плато Полоусного мегасинклинория и акку-
мулятивных равнин приморских мезо-кайнозойских
наложенных впадин охватывает территорию от побережья морей
Ледовитого океана на севере до склонов хр. Полоусного и кряжа Ула-
хан-Тас на юге.
В южной, наиболее приподнятой части территории условия назем-
ного и подземного строительства близки к описанным в предыдущем
районе и в целом благоприятны. На севере в пределах мезо-кайнозой-
ских наложенных впадин, выраженных в рельефе приморской низмен-
ностью, строительство любого вида сооружений, особенно дорог, зат-
руднено широким развитием покровной формации подземного оледене-
ния низких равнин. Основным отрицательным фактором является высо-
кая льдисгосгь отложений формации и обилие повторно-жильных льдов,
обусловливающих энергичное развитие солифлюкционных или термо-
карстовых явлений при малейшем нарушении сплошности дернового
покрова. В некоторых случаях существенное значение может иметь сов-
ременное трещинообразование. Строительство наземных сооружений- в
этой обстановке лучше всего ориентировать на отдельные останцы, сло-
женные устойчивыми породами коренной основы, которые встречаются
в пределах низменной равнины и могут быть предварительно разве-
даны. Условия дорожного строительства и условия водоснабжения
весьма неблагоприятны.
Область складчатых и складчато-глыбовых эро-
зионно- и структурно-денудационных гор и плоского-
рий Иньяли-Дебинского и Верхне-Индигирского син-
клинориев и Нерского антиклинория простирается вдоль
восточной и юго-восточной окраин рассматриваемого региона (бассейны
рек Чаркы, Иньяли, Туостах, Неры).
Условия наземного строительства сложные в связи с интенсивной
расчлененностью среднегорных и высокогорных массивов и высокого
плато. Наиболее благоприятны условия наземного строительства в меж-
горных депрессиях, к которым приурочены основные реки района. Раз-
витая здесь формация поверхностных отложений межгорных котловин
и наложенных впадин требует, однако, сохранения грунтов основания
в мерзлом состоянии или предпостроечного оттаивания, за исключе-
нием грубых и хорошо дренированных скелетных грунтов с незначи-
тельной льдистостью. Значительная часть района относится к зоне повы-
шенной сейсмичности (до 7 баллов).
Условия дорожного строительства существенно осложнены широ-
ким развитием наледных процессов, особенно характерных для речных
долин, по которым обычно трассируются дороги. Инженерные изыска-
ния для дорожного строительства в районе непременно должны преду-
сматривать комплекс наледных наблюдений.
Условия подземного строительства осложнены интенсивной разрыв-
ной тектоникой, в том числе молодыми и высокообводненными зонами
разломов, требующими предварительной разведки.
Условия водоснабжения в целом благоприятны в связи с наличием
многочисленных естественных источников и возможности получения под-
мерзлотных вод и вод подрусловых таликов.
ОСНОВНЫЕ ФИЗИКО-МЕХАНИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
361
Область складчатого и складчато-глыбового дену-
дационно-тектонического Юдомо-Майского нагорья,
системы хребтов Сунтар-Хаята и Оймяконского эро-
зионно-денудационного низкогорья (Южно-Верхоянский
синклинорий и Сунтаро-Лабынкырское складчато-глыбовое поднятие).
Эта область расположена на юго-западе рассматриваемого региона.
Условия наземного строительства аналогичны с предшествующей обла-
стью и затруднены сильно расчлененным высокогорным и среднегор-
ным рельефом, относительно благоприятны они в Оймяконской впа-
дине. Дорожное строительство, кроме того, осложнено многочислен-
ными наледями. Условия строительства подземных сооружений слож-
ные в связи с интенсивной тектонической нарушенностью пород корен-
ной основы и местами высокой обводненностью зон разломов. Сейсмич-
ность оценивается в 6 баллов. Водоснабжение может быть организовано
за счет использования вод подрусловых таликов.
Область Юкагирского глыбово-складчатого пло-
скогорья располагается на крайнем юго-востоке региона. Широко
распространены породы терригенной, эффузивной и эффузивно-терри-
генной формаций верхнего палеозоя — мезозоя, залегающие относи-
тельно спокойно. Характерно развитие мощной мерзлой зоны. Сквоз-
ные талики и наледи неизвестны. В инженерно-геологическом и гидро-
геологическом отношении эта область не изучена. Можно предполагать
довольно благоприятные условия наземного и подземного строитель-
ства и сложные условия водоснабжения.
Регион Момо-Полоусной антиклинальной зоны и
Колымского срединного массива выражен в рельефе систе-
мой средневысотных и высоких горных хребтов, развитых по периферии
региона и окружающих плоскогорье и низкую равнину, приуроченные
к его центральной части. Существенное значение имеют межгорные
впадины.
Породы коренной основы региона включают почти все формации,
выделенные в пределах Верхояно-Чукотской складчатой области. Склад-
чатый фундамент, образованный изверженной и метаморфической фор-
мациями (архей, протерозой), выходит на поверхность на небольших
участках, преимущественно в пределах Приколымского поднятия (Юка-
гирское плоскогорье}. Так же широко распространены верхнепротеро-
зойские породы карбонатно-терригенной (пестроцветной и сероцветной)
формации. Карбонатная формация, представленная отложениями ниж-
него— среднего палеозоя, широко развита в пределах складчато-глыбо-
вых поднятий, обрамляющих Колымский срединный массив. Терриген-
ная и эффузивно-терригенная формации среднего — верхнего палеозоя
широко распространены непосредственно в пределах массива, особенно
они характерны для Алазейского поднятия, но участвуют и в сложении
обрамляющих горных сооружений. Терригенная, эффузивно-терриген-
ная и терригенно-угленосная формации мезозойского возраста широко
представлены как в пределах центральной части массива, так и в гор-
ном обрамлении. В последнем существенно развиты верхнемезозойские
интрузии гранитного ряда, субвулканические интрузии и эффузивные
породы. Эффузивная формация (средний палеозой, верхний мезозой)
имеет значительное распространение на Колымском массиве.
Породы коренной основы в центральной части массива в пределах
Алазейского плоскогорья залегают сравнительно спокойно. В окраин-
ных горных сооружениях они сильно дислоцированы, разбиты сложной
системой разломов и прорваны многочисленными интрузиями преиму-
щественно гранитоидного состава, образующими линейно вытянутые
цепочки гранитных массивов.
362
ГЛАВА VII ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
Тектоническое строение окраины региона весьма сложно. В Момо-
Полоусной антиклинальной зоне развиты складчато-глыбовые структуры
с весьма неравномерными молодыми подвижками отдельных блоков,
которые привели к формированию межгорных впадин и контрастного
сильно пересеченного рельефа, особенно характерного для горных соору-
жений цепи Черского. В Момо-Зырянской послегеосинклинальной впа-
дине залегание пород более спокойное.
Поверхностные отложения рассматриваемого региона охватывают
разнообразные комплексы пород, объединяемые формациями подзем-
ного оледенения низких равнин, возвышенных равнин и плато, гор, наго-
рий и высоких плато, а также ледниковой формацией гор и формацией
межгорных котловин и наложенных впадин.
Западная часть региона (область хребтов Черского и Илинь-Тас)
сейсмически активна. Сейсмичность достигает 7 баллов.
Мерзлотно-гидрогеологические условия определяются мощной
сплошной мерзлой зоной, прерываемой лишь «желобами» таликов, обу-
словленных отепляющим воздействием речных долин и зон разгрузки
подземных вод, приуроченных к соответствующим разломам или хо-
рошо фильтрующим отложениям формации межгорных котловин и нало-
женных впадин.
В центральной части региона подмерзлотный водоносный горизонт
расположен на глубинах более 250 м и обладает весьма низким напо-
ром. Пьезометрический уровень залегает более чем на 100 м ниже
уровня моря. В обрамляющих горных сооружениях системы цепей хр.
Черского в силу интенсивной и глубокой расчлененности можно ожи-
дать весьма различные глубины залегания уровней подземных вод, но
многочисленные высокодебитные источники свидетельствуют о наличии
здесь водообильных горизонтов и трещиноватых, возможно, карсто-
вых ЗОИ.
По химическому составу воды преимущественно гидрокарбонатные
кальциевые, весьма пресные, с минерализацией, немного превышающей
0,1 г/л, а в пределах слоя сезонного протаивания редко достигающей
этой величины; воды высокоагрессивные.
В соответствии с особенностями геологического строения и рельефа
местности в регионе выделяется несколько инженерно-геологических
областей.
Область низменных (Колымской, Абыйской, Ожо-
ги н с к о й) аккумулятивных равнин и Алазейского дену-
дационно-тектонического плоскогорья занимает централь-
ную часть рассматриваемого региона. Рельеф области ровный, слабо
расчлененный, с низкими останцовыми возвышенностями, образован-
ными выходами пород коренной основы. На равнинах повсеместно раз-
виты формы аласного термокарстового рельефа.
Условия наземного строительства благоприятны в пределах Ала-
зейского поднятия и упомянутых останцовых возвышенностей, где по-
роды коренной основы расположены близко к поверхности, а поверх-
ностные отложения представлены маломощными комплексами фор-
мации подземного оледенения возвышенных равнин и плато. На осталь-
ной территории области условия наземного строительства весьма небла-
гоприятны из-за глубокого залегания коренных пород и широкого рас-
пространения высокольдистых отложений формации подземного оледе-
нения низких равнин с характерными для этой формации интенсив-
ными термокарстовыми и солифлюкционными процессами. Несколько
лучше условия освоения приречных участков с песчано-галечными поро-
дами.
ОСНОВНЫЕ ФИЗИКО-МЕХАНИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
363
Условия подземного строительства в целом благоприятны, ослож-
нения могут возникать только в связи с возможным протаиванием
покровных высокольдистых пород. Описываемый район асейсмичен или
слабосейсмичен, за исключением западных и южных окраин, сейсмич-
ность которых прогнозно оценивается в 6 баллов.
Условия водоснабжения весьма сложные, и ориентироваться можно
только на подрусловые воды и, возможно, воды подозерных таликов.
Подмерзлотные воды этой области не изучены.
Полоусненско-Верхнеколы мекая область склад-
чато-глыбовых горных (высокогорные, среднегорные
и низкогорные) массивов, нагорий и плоскогорий охва-
тывает периферическую часть описываемого региона — на севере хр.
Полоусный и кряж Улахан-Тас, на юге-западе — горную цепь Черского,
на юго-востоке — Юкагирское плоскогорье.
Условия наземного строительства в пределах области весьма неод-
нородны вследствие сложно построенного и сильно расчлененного
рельефа—особенно это относится к горам, входящим в состав цепей
Черского. Наиболее удобными для наземного строительства участками
являются межгорные котловины и наложенные впадины, выполненные
грубыми отложениями соответствующей формации. Однако и здесь
нужно учитывать возможность наличия участков с высокольдистыми
тонкодисперсными отложениями. В пределах Юкагирского плоскогорья
строительство можно вести непосредственно на скальных и полускаль-
ных породах коренной основы — мощность поверхностных отложений
формации подземного оледенения гор, нагорий и высоких плато здесь
сравнительно невелика. Удобными участками для строительства повсе-
местно в области являются широкие террасы рек, если они не сложены
высокольдистыми или супесчаными отложениями, подверженными тер-
мокарстовым процессам. При строительстве в речных долинах следует
учитывать интенсивную боковую термоэрозию террасовых уступов и
возможность интенсивной солифлюкции на склонах водоразделов.
Дорожное строительство осложнено интенсивно расчлененным и
пересеченным рельефом, хотя наличие сквозных долин облегчает трас-
сирование дорог. Большие затруднения при строительстве и особенно
эксплуатации дорог вызовут наледи, весьма широко распространенные
в описываемой области и обусловливаемые не только замерзанием грун-
товых вод сезонноталого слоя, но и многочисленными высокодебитными
источниками подмерзлотных и подрусловых вод. Разведка наледных
участков и разработка комплекса противоналедных мероприятий —
необходимые условия успешного ведения дорожных работ в этой
области.
Условия подземного строительства весьма различны и регионально
неблагоприятны из-за сильной тектонической нарушенности пород
коренной основы.
Начиная с района, расположенного западнее верховьев р Алазеи,
простирается сейсмоактивная зона с силой землетрясений до 7 баллов.
Сейсмичность Юкагирского плато не превышает 6 баллов.
Условия водоснабжения благоприятные — известны многочислен-
ные источники подземных вод, возможна эксплуатация вод подрусловых
таликов и подмерзлотных вод речных долин и межгорных впадин.
Момская область пластово-складчатых гор, эро-
зионно-денудационных плоскогорий, плато и межгор-
ных впадин расположена на юго-западе Колымского массива и охва-
тывает горные хребты цепи Билибина (Момский, Андрей-Тас и др.),
нключая предгорные наклонные равнины, а также Момо-Селенняхскую
систему обширных наложенных впадин. Породы коренной основы пред-
364
ГЛАВА VII ИНЖЕНЕРНО ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ
ставлены преимущественно верхнемезозойскими отложениями терриген-
ной (сероцветной) и угленосной формаций позднегеосинклинального
прогиба и наложенных впадин.
Условия наземного строительства в районе существенно различны
в горной его части, в предгорьях и в наложенных впадинах. В горных
хребтах (преимущественно расчлененное среднегорье) они неблаго-
приятны вследствие интенсивной расчлененности рельефа.
В предгорьях и наложенных впадинах (низкогорья, холмогорья,
пластовые плато и равнины, аккумулятивные аллювиальные и леднико-
вые равнины) условия наземного строительства значительно лучше.
Качество строительных площадок определяется типом, составом и мощ-
ностью слагающих их поверхностных отложений развитых здесь фор-
маций горного оледенения, межгорных котловин и наложенных впадин,
а также формации подземного оледенения гор, нагорий и высоких пла го
и формации подземного оледенения возвышенных (денудационных)
равнин. Наряду с благоприятными условиями (неглубокое залегание
коренных пород, песчано-галечные и гравелистые четвертичные отло-
жения) здесь могут быть встречены высокольдистые суглинистые и
супесчаные грунты. Выбор метода строительства (с сохранением мерз-
лого основания или с предпостроечным оттаиванием) определяется ти-
пом и льдистостыо грунтов, а также технико-экономическими расче-
тами. Как и в аналогичных смежных районах, следует предусмотреть
возможность развития термокарста и солифлюкции. Дорожное строи-
тельство существенно затруднено широким распространением наледных
явлений, особенно развитых в пределах Момо-Селенняхских наложен-
ных впадин.
Условия подземного строительства благоприятны, за исключением
Момо-Селенняхской системы наложенных впадин, где могут встре-
титься на небольшой глубине высокообводненные водоносные гори-
зонты в хорошо фильтрующих грубозернистых отложениях формации
межгорных котловин и наложенных впадин. При любом строительстве
необходимо учитывать сейсмичность области, оцениваемую величиной
возможных землетрясений до 7 баллов.
Условия водоснабжения хорошие, за исключением горной части
района.
Область складчато-глыбовых гор Селенняхского
хребта охватывает названный и смежные с ним среднегорные и низ-
когорные хребты северо-западного простирания с высокогорными мас-
сивами гранитных интрузий и аккумулятивными равнинами межгорных
впадин. Эта область расположена на северо-западной окраине рассмат-
риваемого региона. Породы коренной основы представлены преимуще-
ственно терригенной (сероцветной) формацией нижнего структурного
яруса мезозоя (триас — юра). Нижнемеловые гранитные интрузии отно-
сятся преимущественно к среднегорным и высокогорным районам, не
удобным для освоения.
Условия наземного строительства области сложные. В районах
с близким залеганием пород коренной основы это объясняется значи-
тельной пересеченностью рельефа и интенсивностью процессов соли-
флюкции даже на очень пологих склонах, а также нередко высокой
льдистостыо склоновых и элювиально-делювиальных отложений.
На равнинах межгорных впадин и широких речных долин условия
строительства осложняются опасностью развития термокарста в связи
с существенными супесчано-суглинистыми высокольдистыми отложе-
ниями формации подземного оледенения гор, нагорий и высоких плато.
Это ограничивает возможность выбора строительных площадок с бла-
гоприятными грунтовыми условиями. В западной части области в де-
ОСНОВНЫЕ ФИЗИКО-МЕКЬНИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
365
прессиях развиты отложения ледниковой формации, что несколько улуч-
шает здесь условия строительства.
Условия подземного строительства хорошие, за исключением участ-
ков повышенной трещиноватости в зонах тектонических нарушений,
распространенных в районе достаточно широко. Сейсмичность области
оценивается в 7 баллов. Условия водоснабжения неблагоприятные —
возможно только использование вод подрусловых таликов.
Регион Анюйско-Чукотской антиклинальной зоны
в границах Якутской АССР представлен незначительной территорией
своей западной окраины (область Анюйского хребта), распо-
лагаясь в основном в смежной Магаданской области, и подробно опи-
сан в составе последней. В пределах Якутии к этому региону относятся
острова Медвежьи, представляющие собой небольшие гранитные мас-
сивы с относительно выровненным рельефом. Среди поверхностных
отложений широко развиты щебнистые и каменистые (до крупноглы-
бовых) россыпи преимущественно небольшой мощности. Имеются лед-
ники и фирновые скопления. Условия водоснабжения, вероятно, весьма
неблагоприятные.
Регион мезозойской складчатости Новосибирских
островов представлен областью морских аллювиальных равнин и
исследован весьма слабо; он объединяет разнородные геоструктуры,
природа которых еще не вполне ясна. Преобладают равнинные и хол-
мисто-увалистые формы рельефа, осложненные термокарстом. Породы
коренной основы — преимущественно терригенно-'карбонатные и терри-
генные палеозойские, мезозойские и третичные отложения, реже мета-
морфическая и терригенная формации протерозоя. На островах Де-
Лонга развиты верхнемезозойские базальты. В западной части региона
и на островах Де-Лонга породы коренной основы могут являться осно-
ванием сооружений, будучи покрытым элювиально-делювиальными
отложениями мощностью до 3—8 м. На преобладающей части террито-
рии региона развита мощная толща подземных льдов и высокольдистых
пород формации подземного оледенения низких равнин, строительство
на которых весьма осложнено опасностью термокарста и солифлюкции.
Так называемая Земля Бунге сложена голоценовыми и верхнечетвер-
тичными морскими отложениями. Последние имеются также на остро-
вах Фаддеевском и Новая Сибирь и являются наиболее благоприят-
ным для строительства генетическим типом поверхностных отложений
низких равнин. На островах Де-Лонга развиты современные леднико-
вые щиты и моренные отложения.
К берегам, сложенным коренными породами, приурочены обычно
абразионные уступы. На берегах, сложенных льдистыми четвертич-
ными отложениями, чередуются участки сположенные и обрывистые.
Последние интенсивно разрушаются термоабразией.
Острова Котельный, Бельковский и Столбовой относятся предпо-
ложительно к сейсмической зоне с силой землетрясений до 6 баллов.
Мерзлотно-гидрогеологические условия определяются мощной,
измеряемой сотнями метров, мерзлой зоной, в основании которой воз-
можно наличие соленых подземных вод. Воды сезонноталого слоя не
изучены.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Подземные воды Якутии формируются в разнообразных по гене-
зису, составу, сложению и возрасту водоносных комплексах. На за-
паде республики преобладают пластовые воды, сосредоточенные
в карбонатных отложениях верхнего протерозоя и кембрия, терригенно-
карбонатных породах верхнего кембрия, силура и ордовика, вулкано-
генных и терригенных отложениях среднего — верхнего палеозоя и ниж-
него мезозоя, угленосных и терригенных отложениях верхнего мезозоя
и кайнозоя. Неравномерное распределение в нижней и средней частях
разреза гипсоносных и соленосных фаций привело к значительной
пестроте химического состава и минерализации подземных вод, местами
представляющих собой высококонцентрированные рассолы. На юге Яку-
тии в пределах развития кристаллических и метаморфических пород
Алданского щита преобладают трещинные и трещинно-жильные воды
зоны выветривания и тектонических разломов. Подчиненное значение
приобретают трещинно-пластовые воды юрских угленосных отложений
и карстово-пластовые воды нижнекембрийских пород. Преимущественно
вертикальная миграция подземных вод и отсутствие галогенных и гип-
соносных фаций обусловливают исключительно широкое распростране-
ние здесь пресных подземных вод. И, наконец, на востоке Якутии в пре-
делах Верхояно-Колымской горноскладчатой области наряду с трещин-
ными и трещинно-жильными водами, циркулирующими в различных
породах, широко распространены пластовые типы вод межгорных впа-
дин и предгорных равнин. Преобладают пресные воды, минерализация
и состав которых подчинены вертикальной поясности.
Общая картина распределения и формирования подземных вод
Якутии осложняется повсеместным распространением мерзлой зоны,
прерывистой на юге Якутии и сплошной на большей части ее терри-
тории. По отношению к ней подземные воды делятся на надмерзлот-
ные, подмерзлотные и межмерзлотные. Процессы промерзания и тая-
ния оказывают влияние на воды всех без исключения водоносных
комплексов, тяготеющих к приповерхностной части гидрогеологического
разреза; решающее воздействие они оказывают на воды четвертичных
отложений. Последние сосредоточены либо в сезонноталом слое и соот-
ветственно имеют сезонный характер, либо в многолетних таликах.
Пестрота химического состава во многом связана с мерзлотными про-
цессами.
Суровая мерзлотная обстановка создает предпосылки для локали-
зации водопроявлений в форме наледей, изучение которых приобретает
в условиях Якутии самостоятельный гидрогеологический интерес. С од-
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
367
ной стороны, наледи отражают определенные зоны и очаги разгрузки
подземных вод и на основе общего гидрогеологического анализа позво-
ляют лучше оценить раскрытость и водообеспеченность гидрогеологиче-
ских структур; с другой — в наледях фиксируются водные ресурсы, ко-
торые могут быть подсчитаны. Статистическая обработка материалов
распределения наледей в некоторых горных районах Якутии показала
также, что высотное положение наледей определяется региональным
базисом эрозии, строением рельефа, в частности его ступенчатостью, а
также ледниками в верховьях рек.
Анализ распределения наледей в горных районах, расчеты величин
наледного питания, стока и расчленения гидрографа речного стока —
все это позволило подсчитать естественные ресурсы подземных вод
Якутии. Они оказались весьма неравномерными, сосредоточенными пре-
имущественно в горных районах на юге и востоке республики, тогда
как в центральной ее части ощущается острый недостаток подземных
вод. Максимальные модули подземного стока достигают 3—5 л/сек
с 1 км2, минимальные — менее 0,01 л!секс 1 км2.
Распределение естественных ресурсов подземных вод, так же как
и иные гидрогеологические особенности той или иной части террито-
рии, теснейшим образом связаны с мерзлотными геолого-структурными
условиями, на основе которых произведено гидрогеологическое райони-
рование. В пределах территории Якутии простираются две крупнейшие
системы гидрогеологических структур: Восточно-Сибирская система
артезианских бассейнов и гидрогеологических массивов и Верхояно-
Колымская система гидрогеологических массивов, криогенных и арте-
зианских бассейнов. Кроме того, в Якутию частично заходит Витимо-
Патомский гидрогеологический массив.
Отличительные черты артезианских бассейнов Западной Якутии
связаны с охлаждением на большую глубину верхней части гидрогео-
логического разреза. Оно проявляется в том, что на значительной пло-
щади распространения карбонатных водоносных комплексов зона прес-
ных вод проморожена, а соленые воды и рассолы, залегающие ниже
мерзлой зоны, имеют отрицательную температуру до глубины 1300 м.
Процессы глубокого промерзания земных недр предопределили сущест-
венное снижение водообмена между поверхностными и подземными
водами, затруднили условия питания последних и в сочетании с дру-
гими факторами формирования мерзлой зоны привели к возникновению
аномально низких пьезометрических уровней верхних подмерзлотных
водоносных горизонтов артезианских бассейнов Якутии. Динамичность
мерзлотных процессов отразилась на формировании другого типа гид-
рогеологических структур — криогенных бассейнов напорных трещин-
ных вод. Основная обводненная трещиноватая зона этих структур,
представляющих в тектоническом отношении крупные синклинории,
расположена непосредственно под мерзлой зоной и сформировалась
вследствие колебания и отступания ее подошвы. Напорность трещинных
вод этих бассейнов обусловлена водоупорными многолетнемерзлыми
породами приповерхностной части разреза. Таким образом, многие гид-
рогеологические структуры Якутии несут на себе неизгладимые следы
криогенеза.
Наличие мощной мерзлой зоны во многом определяет характер
гидродинамической и гидрохимической зональности. Сплошная мерз-
лая зона мощностью до 600 м в спокойной тектонической обстановке
является надежным изолятором подмерзлотных вод, вызывает весьма
затрудненные условия их водообмена. Низкая минерализация подмерз-
лотных вод и их химический состав часто не отражают современных
условий весьма затрудненного водообмена, а лишь ту палеогидрогеоло-
368
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
гическую обстановку, которая существовала до становления мерзлой
зоны. Касаясь особенностей гидродинамической и гидрохимической
зональности, нельзя не отметить сокращение мощности зоны свобод-
ного водообмена в артезианских структурах Якутии, за исключением
южной и юго-западной частей ее территории. Свободным водообменом
повсеместно обладает лишь сезонноталый слой, мощность которого в
наиболее благоприятных условиях измеряется первыми метрами. Водо-
обмен с поверхностью первого подмерзлотного горизонта затруднен и
локализован в отдельных таликовых зонах. Следовательно, за счет
зоны свободного водообмена во многих случаях возрастает мощность
зоны затрудненного и весьма затрудненного водообмена. Анализ соот-
ношения мерзлых пород и межмерзлотных вод, сосредоточенных в тали-
ковых линзах и прослоях, свидетельствует о значительном разнообра-
зии условий водообмена этих таликов с поверхностными и подмерзлот-
ными водами. Все это позволило выделить мерзлую зону как особую
зону осложненного водообмена. Мерзлая зона не только затрудняет
питание подземных вод, но и выводит из водного баланса значительные
ресурсы подземных вод (твердая фаза). Она также уменьшает емкость
гидрогеологических структур вследствие глубокого промерзания наи-
более перспективных для освоения верхних водоносных горизонтов.
На основе анализа сложного комплекса факторов формирования
подземных вод, опыта их поисков и разведки намечены районы воз-
можного использования подземных вод в целях водоснабжения и даны
некоторые рекомендации по оборудованию водозаборных сооружений.
Наличие минеральных вод и грязей обеспечивает возможность значи-
тельного расширения курортного строительства. Высококонцентрирован-
ные рассолы представляют интерес не только в бальнеологическом отно-
шении, но и как возможный источник промышленного получения ряда
солей. Менее благоприятна обстановка с использованием термальных
вод. Пока известно и предварительно изучено только одно перспектив-
ное месторождение их в бассейне р. Олекмы, но и оно находится в
труднодоступной и малообжитой местности.
Большой интерес представляют материалы поисковой гидрохимии.
Анализ всех имеющихся данных позволил наметить несколько провин-
ций, отличающихся друг от друга условиями применимости гидрохими-
ческих методов поисков, и дать рекомендации по масштабам ведения
поисковых работ в каждой из них. Не встречает затруднений и разра-
ботка месторождений твердых полезных ископаемых. В пределах рас-
пространения зоны многолетнемерзлых пород подавляющее большинство
месторождений находится в благоприятных гидрогеологических усло-
виях и лишь некоторые из них (ряд месторождений углей Южной Яку-
тии), приуроченные к сложной тектонической обстановке и прерыви-
стой мерзлой зоне, обводнены значительно.
Решение многих неясных вопросов требует дальнейших исследова-
ний и теоретических разработок, но прежде всего — регионального изу-
чения подземных вод методом гидрогеологической съемки. В этой связи
нельзя не отметить, что, несмотря на крайне низкую общую гидрогео-
логическую заснятость, государственная геологическая съемка масш-
таба 1:200 000 не сопровождается гидрогеологической. И хотя в пос-
ледние годы в наиболее важных в экономическом отношении районах
проведены гидрогеологические съемки на сравнительно небольших пло-
щадях, темпы этих работ по-прежнему отстают от темпов геологиче-
ского картирования, и разрыв между геологической и гидрогеологиче-
ской заснятостью пока не уменьшается.
Гидрогеологические съемки в сложной и многообразной мерзлотной
обстановке требуют особой методики их проведения, отсутствие кото-
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
369
рой во многом сдерживает темпы съемок, снижает их качество, воз-
можность сопоставления и интерпретации материалов. Этот пробел
должен быть в определенной мере восполнен методическими рекомен-
дациями, разработанными кафедрой мерзлотоведения МГУ; задача
сводится к скорейшему внедрению этих разработок в практику гидрогео-
логических съемок, а в последующем—к расширению и совершенство-
ванию методических указаний применительно к различным мерзлотно-
гидрогеологическим условиям.
Однако гидрогеологические съемки не смогут дать ответа на мно-
гие вопросы гидрогеологии без постановки режимных наблюдений над
подземными водами. Затруднения 'в организации таких наблюдений воз-
никают в связи с замерзанием наблюдательных скважии и отсутствием
эффективных и экономически выгодных способов предохранения сква-
жин от замерзания. В какой-то мере это относится и к источникам,
над которыми образуются наледи, препятствующие во многих случаях
производству замеров дебитов в зимнее время. Отсюда появляется необ-
ходимость разработки новых методических приемов проведения режим-
ных наблюдений, позволяющих обеспечить заданный режим замеров
и получить результаты, сопоставимые с результатами аналогичных из-
мерений, произведенных обычными методами вне распространения мерз-
лой зоны. Следует отметить, что для территории Якутии до сих пор
нет научно обоснованной схемы размещения режимных постов, хотя
наличие мерзлой зоны, усложняющей взаимодействие поверхностных
и подземных вод, ставит перед режимными наблюдениями ряд допол-
нительных вопросов, решение которых должно содействовать уточне-
нию взаимосвязи между надмерзлотными, межмерзлотными и подмер-
злотными водами. В числе их и вопрос о природе низких пьезометриче-
ских уровней многих артезианских бассейнов Якутии, в том числе Лено-
Вилюйского, Колымского и др.; о питании многодебитных источников
центральной и восточной частей Якутии; о путях восполнения запасов
межмерзлотных таликовых вод и др.
Наблюдающаяся в последние годы общая тенденция резкого уси-
ления использования подземных вод в целях технического и особенно
питьевого водоснабжения требует пристального внимания к изучению
эксплуатационных ресурсов подземных вод с тем, чтобы в ближайшие
годы определить возможности республики в этом отношении. Основные
усилия должны быть направлены на изучение высокоперспективных
в отношении промышленного освоения гидрогеологически слабо изучен-
ных восточных районов описываемой территории. Артезианские бас-
сейны, в том числе межгорные, крупные линейные зоны разломов, на-
ледные линии, фиксирующие зоны региональной разгрузки подземных
вод, предгорные конусы выноса, карстовые массивы — вот далеко не
полный перечень перспективных объектов, эксплуатационные запасы
подземных вод которых должны быть оценены в первую очередь.
В районах с крайне ограниченными ресурсами подземных вод дол-
жны быть расширены работы по магазинированию и созданию искус-
ственных подземных «водохранилищ» в летнее время, с последующей
эксплуатацией в зимний наиболее безводный период. Успешный опыт
магаданских и среднеазиатских гидрогеологов пока еще не нашел при-
менения в Якутии, а ориентация на создание более простых в эксплуа-
тации поверхностных водохранилищ за счет подпруживания рек таит
в себе возможность усиления загрязненности запасов питьевых вод, как
это уже имеет место с озерами многих районов республики.
До последнего времени недостаточно реализуются запасы промыш-
ленных минеральных вод и рассолов. Одно из препятствий этому —
слабые фильтрационные свойства водоносных горизонтов, содержащих
370
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
такие воды, и недостаточная изученность региональных зон разгрузки
соленых вод и рассолов, связанных с тектоническими линиями. Веро-
ятно, следует провести специальные работы с привлечением геофизиче-
ских методов и бурения, с тем чтобы получить дополнительные мате-
риалы о формировании, питании и разгрузке промышленных вод, до-
статочные для экономической оценки целесообразности их эксплуатации.
В какой-то мере это относится к термальным и лечебным минераль-
ным водам.
При комплексном изучении мерзлотно-гидрогеологических условий
различных районов Якутии должны рассматриваться вопросы рацио-
нальных систем каптажей, исключающих их замерзание, охраны под-
земных вод и сброса промышленных стоков.
Наряду с перечисленными исследованиями большого практического
значения остаются не разработанными в должной мере и многие теоре-
тические вопросы формирования подземных вод Якутии, которые также
сдерживают возможности освоения и регулирование ее водных ресур-
сов. В их числе:
1. Взаимодействие подземных вод с многолетнемерзлыми поро-
дами, а именно — питание подземных вод в условиях разной прерыви-
стости мерзлой зоны, геологической и тектонической обстановки, на-
порный режим и динамика межмерзлотных и подмерзлотных вод
в связи с развитием мерзлой зоны во времени ее аградации и частичной
деградации, воздействие процессов глубокого промерзания на подзем-
ные воды различных гидрогеологических структур.
2. Форма и условия миграции компонентов рудной минерализации
в условиях сплошной мерзлой зоны, в том числе непосредственно в мерз-
лых породах, а отсюда — условия применимости гидрохимических мето-
дов поисков и интерпретации полученных при поисках гидрохимических
материалов.
3. Воздействие процессов мерзлотного концентрирования на фор-
мирование химического состава подземных вод в различных гидрогео-
логических условиях, в том числе на процессы, приводящие к возник-
новению межмерзлотных и надмерзлотных рассолов; на формирование
химического состава подземных и наледных льдов и соотношение этого
состава с геохимическими ландшафтами районов развития соответст-
вующих льдов.
Много нерешенных вопросов и в области инженерной геологии.
Особенно важные из них — совершенствование методов строительства
на высокольдистых грунтах, разработка систем укрепления берегов
ирригационных сооружений против действия термоабразии, борьба с
пучинами и наледями на дорогах и др.
Разработка перечисленных вопросов требует постановки, а в от-
дельных случаях — расширения специальных тематических исследова-
ний с применением физического и математического моделирования,
региональных, лабораторных и методических гидрогеологических работ
и дальнейшего обобщения новых гидрогеологических данных.
ЛИТЕРАТУРА
Аболии Р. И. Геоботаническое и почвенное описание Леио-Вилюйской рав-
нины. Тр. Комис, по нзуч. Якутской АССР, т. 10. Л., Изд-во АН СССР, 1929.
Агафонов И. И. и др. Индигирская экспедиция. (Предварительный отчет).
Москва — Иркутск, ОГИЗ, 1933.
Алекин О. А. Гидрохимия рек СССР. Тр. Гос. гндрол. ин-та, вып. 15(69),
ч. 3. Л., Гидрометеоиздат, 1949.
Алексеев Ф. А., Музыченко Н. М. О геологическом строении и неф-
теносности Лено-Вилюйского водораздела. «Нефтяное хозяйство», 1939, № 9.
Алексеев В. Р., Философов Г. Н. Современные повторно-жильные
льды в Южной Якутии. Сб. «Условия и особенности развития мерзлых толщ в Си-
бири и на Северо-Востоке». М., Изд-во АН СССР, 1963.
Анисимова Н. П. Гидрохимическая характеристика р. Лены в ее среднем
течении. Сб. «Исследование вечной мерзлоты в Якутской республике», вып. 3. Изд-во
АН СССР, 1952.
Анисимова Н. П. Гидрохимическая характеристика р. Лены в районе
пос. Табага Якутской АССР. Сб. «Гидрохимические материалы», т. 21, М., Изд-во
АН СССР, 1953.
Анисимова Н. П. О химическом составе подземных вод некоторых глубо-
ких горизонтов на территории Центральной Якутии. Сб. «Материалы к основам уче-
ния о мерзлых зонах земной коры», вып. 3. М., Изд-во АН СССР, 1956.
Анисимова Н. П. Фтор в питьевых водах Центральной Якутии. Тр. Северо-
Восточного отделения Института мерзлотоведения, вып. 1. Якутск, 1958.
Анисимова Н. П. Химический состав подземных и поверхностных вод и
некоторые закономерности его изменения в районе среднего течения р. Лены. Якутск,
1959.
Анисимова Н. П. К вопросу о формировании химического состава воды
некоторых постояинодействующих источников Центральной Якутии. Сб. «Условия за-
легания и свойства миоголетнемерзлых пород иа территории Якутской АССР». Тр.
Северо-Восточного отделения Института мерзлотоведения АН СССР, вып. 2. Якутск,
1960.
Анисимова Н. П. Химический состав воды в подозериых и подрусловых
таликах района Лено-Амгинского междуречья Центральной Якутии. Сб. «Вопросы
специальной гидрогеологии Сибири и Дальнего Востока». Мат-лы Комис, по нзуч.
подзем, вод. Сиб. и Д. Вост., вып. 1. Иркутск, 1962а.
Анисимова Н. П. Геотермические исследования в таликах под некоторыми
водоемами и водотоками Центральной Якутии. Сб. «Многолетнемерзлые породы и
сопутствующие им явления иа территории Якутской АССР». М., Изд-во АН СССР,
19626.
Анисимова Н. П. Химический состав подземных льдов в аллювиальных
песках среднего течения р. Лены. Сб. «Условия и особенности развития мерзлых толщ
в Сибири и на Северо-Востоке». М., Изд-во АН СССР, 1963.
372
ЛИТЕРАТУРА
Анисимова Н П Температура донных отложений как показатель мощ-
ности подозерных таликов Материалы 8-го Всес междуведомств совещ по геокрио-
логии (мерзлотоведению), вып 3, «Региональная геокриология», Якутск, 1966
Арутюнянц Р Р Опыт применения электрообогрева скважин с углекислы-
ми водами в условиях многолетней мерзлоты Сб «Материалы по изучению лечеб-
ных минеральных вод и грязей и по бальнеотехнике» М, 1964
Архангельская Н А, Григорьев В Н и Зеленое К К Фации
нижнекембрийских отложений южной и западной окраин Сибирской платфоромы Тр
Геол ин-та АН СССР, вып 33 М, 1960
Баранова Ю П Бискэ С Ф Северо-Восток СССР М, изд-во «Наука»,
1964
Басков Е А Новые данные о бромных водах Юго-Западной Якутии Бюлл
ОНТИ ВИМС, № 1 М, Госгеолтехиздат, 1953
Басков Е А Подземные воды южной части Якутского артезианского бас-
сейна Автореф дисс Л, ВСЕГЕИ, 1958
Басков Е А Перспективы наличия месторождений брома, калийных солей,
нефти, газа и других полезных ископаемых в Юго Западной Якутии по гидрохими-
ческим показателям Тр конференции по развитию производительных сил Якутской
АССР Якутск, 1959а
Басков Е А Подземные воды Якутского артезианского бассейна и некото-
рые возможности их практического использования Сб «Материалы по геологии и
геоморфологии Сибирской платформы» Под общ ред И И Краснова Тр ВСЕГЕИ,
иов серия, вып 24 Л, 19596
Басков Е А Подземные воды Алдаио-Амгинского междуречья Ииф сб
ВСЕГЕИ, № 3 Л, 1960а
Басков Е А Некоторые вопросы палеогидрогеологии Якутского артезиан-
ского бассейна Сб. «Материалы по региональной и поисковой гидрогеологии» Тр
ВСЕГЕИ, новая серия, вып 44 Л , 19606
Басков Е А Новые данные о подземных водах бассейна р Нюи в Восточ-
ной Сибири Инф сб ВСЕГЕИ, № 56 Л , 1962
Басков Е А, Зайцев И К Основные черты гидрогеологии Сибирской
платформы Сб «Материалы по региональной и поисковой гидрогеологии» Тр
ВСЕГЕИ, нов серия т 101 Л, 1963
Басков Е А, Резников А А О рудопроявлениях в кембрийских отло-
жениях долины р Алдана Сб «Материалы по региональной и поисковой гидрогео-
логии» ВСЕГЕИ, иов серия, вып 44 Л, 1960
Бахман В И, Ефимов А И К вопросу о химическом составе воды и
дойных отложений некоторых термокарстовых озер Центральной Якутии Сб «Много-
летнемерзлые породы и сопутствующие им явления на территории Якутской АССР»
М, Изд во АН СССР, 1962
Белокрылое И Д, Ефимов А И Многолетнемерзлые породы юго-
западной части Алданского района Сб «Материалы по общему мерзлотоведению»
Тр VII Междуведом совещ. по мерзлотовед М, Изд-во АН СССР, 1959
Берман Л Л Подземные льды северной части Колымской низменности Сб.
«Подземный лед», вып 1 М, Изд МГУ, 1965
Бочкарев П. Ф. Гидрохимия рек Восточной Сибири Иркутск, 1959
Бродский А А Основы гидрохимического метода поисков сульфидных
месторождений Тр ВСЕГИНГЕО, нов серия, вып 12 М, изд-во «Недра», 1964
Бруснев М И Отчет начальника экспедиции на Новосибирские острова для
оказания помощи барону Толлю Изв АН СССР, т 20, 1904, № 5
Будаиов Н Д Гидрогеология Урала М, изд во «Наука» 1964
В а кар В А Геологические исследования в районе р Березовки Изв Всес
геол разе объед, вып. 65, 1931
Валяшко М Г Генезис рассолов осадочной оболочки Тр геохимической кон-
ференции, посвящ 100-летию со дня рождения В И Вернадского, т I «Химия зем-
ной коры» М, Изд-во АН СССР, 1963
ЛИТЕРАТУРА
373
Вельмииа Н. А. Каптаж подземных вод в условиях вечной мерзлоты (Вос-
точного Забайкалья и Приамурья). М., Изд-во АН СССР, 1952.
Вельмииа Н. А. К вопросу о происхождении замкнутых (аласиых) впадин
Центральной Якутии. Изв. АН СССР, серия географ., 1957, № 2.
Вельмииа Н. А. Условия циркуляции подземных вод и типы таликов неко-
торых районов Южной и Восточной Якутии. Тр. 2-го совещания по подземным водам
и инженерной геологии Восточной Сибири, вып. 2. Иркутск, 1959
Вельмииа Н. А. Особенности гидрогеологии области многолетнемерзлых
пород и основные ее проблемы (тез. доклада). Сб. «Материалы 4-го совещания по
подземным водам Сибири и Дальнего Востока». Иркутск —- Владивосток, 1964.
Вельмииа Н. А. О происхождении западинного и гривного рельефа Западно-
Сибирской низменности. Сб. «Геокриологические условия Западной Сибири, Якутии
и Чукотки». Ин-т мерзлотоведения им. В. А. Обручева. М., изд-во «Наука», 1964.
Вельмииа Н. А. О происхождении инъекционных льдов. Сб. «Подземный
лед», вып. II. М., Изд. МГУ, 1965.
Вельмииа Н. А. Особенности гидрогеологии области миоголетиемерзлых
пород и основные ее проблемы. Сб. «Методика гидрогеологических исследований и
ресурсы подземных вод Сибири и Дальнего Востока». М., изд-во «Наука», 1966.
Вельмииа Н. А., Узембло В. В. Гидрогеология центральной части
Южной Якутии. М. — Л., Изд-во АН СССР, 1959.
Виноградов А. П. Геохимия рассеянных элементов морской воды. «Успехи
химии», т. 13, вып. 1, 1944.
Воллосович К. А. Сообщение по поездке между Леной и озером Тастах
летом 1908 г. Изв. АН, сер. 5, т. 3, 1909.
Воскресенский К- П. Норма и изменчивость годового стока рек Совет-
ского Союза. Л., Гидрометеоиздат, 1962.
Врангель Ф. Ф. Путешествие по северным берегам Сибири и Ледовитому
морю, совершенное в 1820—1824 гг. Спб., 1841.
Всеволожская М. А. Условия формирования химического состава подзем-
ных вод Алданского района Якутской АССР. Сб. «Мерзлотные исследования», вып. V
Изд. -МГУ, 1966.
Втюрин Б. И. и др. Местная стратиграфическая схема четвертичных отло-
жений побережья моря Лаптевых. Тр. Межвед. совещ. по разраб, уиифиц. стратиграф,
схем Сибири. Л., Госгеолтехиздат, 1957.
Гельмерсен Г. Замечания о колодце, вырытом в Якутске. «Горный жур-
нал», 1838, 2, № 4.
Геология Сибирской платформы. Под ред. И. И. Краснова, М. Л. Лурье и
В. Л. Масайтиса. М., изд-во «Недра», 1966.
Герасимов И. П. Структурные черты рельефа земной поверхности на тер-
ритории СССР и их происхождение. М., изд-во АН СССР, 1959.
Гидрогеологическая карта СССР масштаба 1:750 000 под ред. И. К. Зайцева.
Изд-во «Недра», 1967.
Гидрогеология СССР. (Краткий обзор). Зап. Леи. гори, ии-та, т. 28, вып. 2. 1953.
Гидрохимическая карта СССР (минеральные воды) масштаба 1:5 000 000. Ред.
И. К- Зайцев. М., изд-во «Недра», 1966.
Гидрохимическая карта СССР (подземные воды) масштаба 1 •. 7 500 000. Ред.
И. К. Зайцева. М., изд-во «Недра», 1967.
Граве Н. А. Ископаемые льды водораздела рек Лены и Алдана. Тр. Ии-та
мерзлотоведения им. В. А. Обручева, т. 4. М., Изд-во АН СССР, 1944.
Граве Н. А. Географическое распространение крупных масс подземных льдов
области вечной мерзлоты и их изученность. Сб. «Материалы совещания по изучению
снега и льда». М., Изд-во АН СССР, 1951.
Граве Н. А. Подземные льды. В кн.: «Полевые геокриологические (мерзлот-
ные) исследования» (методическое руководство). М., Изд-во АН СССР, 1961.
374
ЛИТЕРАТУРА
Граве Н. А. и др. Промерзание земной поверхности и оледенение хр. Сунтар-
Хаята (Восточная Якутия). (Результаты исследований по программе МГГ. Гляцио-
логия. IX раздел программы МГГ. № 14.) М., изд-во «Наука», 1964.
Гравис Г. Ф. Ледяные жилы в делювиальио-солифлюкциониых отложениях.
Сб. «Вопросы географии Якутии», вып. 2. Якутск, 1962.
Гравис Г. Ф. Особенности строения солифлюкциоиных отложений тундры.
Сб. «Условия и особенности развития мерзлых толщ в Сибири и на Северо-Востоке».
М., Изд-во АН СССР, 1963.
Гравис Г. Ф. Гольцовый лед и закономерности его образования. Сб. «Под-
земный лед», вып. 2. М., Изд-во МГУ, 1965.
Грибова Н. А. Геохимия и генетическая классификация вод Иркутской обла-
сти и Якутии в связи с поисками нефти. Тр. ВНИГРИ, вып. 13. 1954.
Григорьев А. А Вечная мерзлота и древнее оледенение. Сб. «Вечная мерз-
лота», № 80. Материалы Комис, по изуч. естеств. произв. сил АН СССР. М., Изд-во
АН СССР, 1930.
Григорьев Н. Ф. Мерзлотио-геологические особенности северной части
дельты р. Яны в районе устья протоки Правой. Сб. «Исследование вечной мерзлоты
в Якутской республике», вып. 3. Изд-во АН СССР, 1952.
Григорьев Н. Ф. О влиянии водоемов иа геокриологические условия При-
морской низменности Усть-Янского района Якутской АССР. Сб. «Материалы по об-
щему мерзлотоведению». Тр. VII Межвед. совещ. по мерзлотовед. М., Изд-во АН
СССР, 1959.
Григорьев Н. Ф. Миоголетнемерзлые породы приморской зоиы Якутии. М.,
изд-во «Наука», 1966.
Грубов Л. А. Некоторые гидрогеологические закономерности в мезозойских
отложениях восточной части. Якутского артезианского бассейна в связи с их нефте-
газоносностью. Сб. «Геология и нефтегазоносность Западной Якутии». Тр. ВНИГРИ,
вып. 249. М., изд-во «Недра», 1966.
Губкин Н. В. Подземные воды бассейна верхнего течения р. Колымы. М.,
Изд-во АН СССР, 1952.
Гуревич М. С., Толстихин Н. И. Схема химической классификации
подземных вод. Изв. вузов «Геологиоя и разведка», 1961, № 1.
Дзеис-Литовский А. И., Толстихин Н. И. Минеральные воды Север-
ной Азии в связи с ее геологическим строением. В ки.: «Международный геологиче-
ский конгресс». Тр. XVII сессии СССР, 1937, т. 5. М., Гостоптехиздат, 1940.
Дзеис-Литовский А. И., Толстихин Н. И. Схематическая карта при-
родных минеральных вод СССР. М. — Л., Госгеолтехиздат, 1946.
Дмитриев Ю. В. О положении вечной мерзлоты под малыми водотоками.
Сб. «Материалы VIII Всес. межвед. совещ. по геокриологии», вып. 2. Якутск, 1966.
Долгушин И. Ю. Геоморфология западной части Алданского нагорья. М.,
Изд-во АН СССР, 1961.
Достовалов Б. Н. О физических условиях образования морозобойиых тре-
щин и развитие трещинных льдов в рыхлых породах. Сб. «Исследования вечной
мерзлоты в Якутской республике», вып. 3. Изд-во АН СССР, 1952.
Дубровский В. В. и др. Справочник по бурению и оборудованию скважин
иа воду. М., изд-во «Недра», 1964.
Дуров С. А. Синтез в гидрохимии. Происхождение солевого состава при-
родных вод. Ростов-на-Дону, 1961.
Еловская Л. Г., Коиоровский А. К. и Саввииов Д. Д. Мерз-
лотные засоленные почвы Центральной Якутии. М„ изд-во «Наука», 1966.
Ефимов А. И. Якутский артезианский бассейн надмерзлотиых вод. Изв. АН
СССР, серия геол., 1945, № 4.
Ефимов А. И. Незамерзающий пресный источник Улахаи-Тарыи в Централь-
ной Якутии. Сб. «Исследование вечной мерзлоты в Якутской республике», вып. 3.
Изд-во АН СССР, 1952.
ЛИТЕРАТУРА
375
Ефимов А. И. Некоторые особенности использования подземных вод при
различных гидрогеологических условиях. Сб. «Материалы по подземным водам Вос-
точной Сибири и Дальнего Востока». Иркутск, 1957.
Ефимов А. И. Гидрогеологические особенности района месторождения алма-
зов трубки «Мир» в юго-западной Якутии. Сб. «Труды 2-го совещания по подземным
водам и инженерной геологии Восточной Сибири», вып. 2. Иркутск, 1959а.
Ефимов А. И. Некоторые особенности формирования подземных вод в пре-
делах Южной и Центральной Якутии. Сб. «Материалы по общему мерзлотоведению».
Тр. VIII Межвед. совещ. по мерзлотовед. М., Изд-во АН СССР, 19596.
Ефимов А. И. Подземные воды области многолетнемерзлых вод восточной
части Сибирской платформы. Сб. «Проблемы гидрогеологии». М., Госгеолтехиздат,
1960.
Ефимов А. И. Мерзлотно-гидрогеологические особенности прибрежного и
руслового участков р. Лены в районе г. Якутска. Сб. «Геокриологические условия
Западной Сибири, Якутии и Чукотки». М., изд-во «Наука», 1964.
Ефимов А. И., Елманова Н. М. Гидрогеологические особенности района
месторождения алмазов «Трубки мира» в юго-западной Якутии». Сб. «Тр. 2-го сове-
щания по подземным водам и инженерной геологии Восточной Сибири» (тезисы до-
кладов), вып. 2. Чита, 1958.
Зайцев И. К- Принципы гидрогеологического районирования. «Советская гео-
логия», 1947, № 19.
Зайцев И. К- Некоторые закономерности распространения и формирования
подземных рассолов на территории СССР. Бюлл. ВСЕГЕИ, № 1. М., Госгеолтехиздат,
1958.
Зайцев И. К. О формировании химического состава подземных вод Восточ-
ной Сибири н очередных задачах их изучения. Сб. «Тр. 2-го совещания по подзем-
ным водам и инженерной геологии Восточной Сибири», вып. 1. Иркутск, 1959.
Зайцев И. К- Некоторые вопросы терминологии и классификации подземных
вод. Сб. «Материалы по региональной и поисковой гидрогеологии», Тр. ВСЕГЕИ, иов.
серия, вып. 46, Л., 1961.
Зайцев И. К., Басков Е. А. Основные гидрохимические закономерности
распространения и формирования подземных вод Восточной Сибири. Сб. «Тр. конфе-
ренции по развитию производительных сил Восточной Сибири». М., Изд-во АН СССР,
1958.
Зайцев И. К., Басков Е. А. Подземные рассолы и некоторые полезные
ископаемые Сибирской платформы. Тр. ВСЕГЕИ, иов. серия, вып. 46. Л., 1961.
Зайцев И. К., Толстихин Н. И. Основы структурно-гидрогеологического
районирования СССР. Сб. «Материалы по региональной и поисковой гидрогеологии».
Тр. ВСЕГЕИ, иов. серия, вып. 101. Л., 1963.
Зе л е н к е в и ч А. А. Основные черты геологического строении и прогнозная
оценка эксплуатационных запасов подземных вод крайнего Северо-Востока СССР.
Тр. ВНИИ-1, т. 22. Магадан, 1963а.
Зеленкевич А. А. Перспективы использования глубинного тепла иа тер-
ритории Северо-Востока СССР. Сб. «Материалы по геологии и полезным ископаемым
Северо-Востока СССР», № 16. Магадан, 19636.
Злобин М. О горах в Якутской области и о полезных минералах, в них на-
ходящихся. «Горный журнал», 4, 1831, № 10.
3 о и о в Б. В. Наледи и полыньи иа реках Яно-Колымской горной страны.
Тр. Ии-та мерзлотоведения им. В. А. Обручева, т. 4, М., Изд-во АН СССР, 1944.
Иванов А. Л., Яшин Д. С. Новые данные о геологическом строении ост-
рова Новая Сибирь. Сб. статей по геологии Арктики, вып. 8 под ред. М. Ф. Лобанова.
Тр. Науч.-исслед. ин-та геол. Арктики, т. 96. Л., 1959.
Иванов В. В. Гидрогеология главнейших типов минеральных вод. В кн.:
«Основы курортологии», т. I. М., Медгиз, 1956.
Иванов В. В., Н евр а ев Г. А. Классификация подземных минеральных
вод. М., изд-во Недра», 1964.
Иванов Н. С. Теплообмен в криолитозоне. М., Изд-во АН СССР, 1962.
376
ЛИТЕРАТОРА
Игнатович Н К Зональность, формирование и деятельность подземных
вод в связи с развитием геоструктуры «Вопросы гидрогеологии и инженерной геоло-
гии», сб 13 (ВСЕГИНГЕО), М, 1950
Ильина Е В, Любомиров Б Н иТычино Н Я Подземные воды
и газы Сибирской платформы Тр ВНИГРИ, вып 189 Л, Гостоптехиздат, 1962
Ичетовкин Н В, Схоль Р Л Минеральная вода на Алданском склоне
Восточного Верхоянья Тр Сев -Вост отд Ин та мерзлотоведения нм В А Обру-
чева, вып 1 Якутск, 1958
Калабин А И О регулировании запасов и стока подземных вод Тр
ВНИИ-1 «Мерзлотоведение», вып 7 Магадан, 1957
Калабин А И Минеральные источники Северо-Востока СССР Тр ВНИИ-1,
Магадан, 1959
Калабнн А И Вечная мерзлота и гидрогеология Северо-Востока СССР
Тр ВНИИ 1 «Мерзлотоведение», вып 6, Магадан, 1957.
Калабин А И Вечная мерзлота и гидрогеология Северо-Востока СССР Тр
ВНИИ-I, т XVIII Магадан, 1960
К а л ии ко М К История геологического развития и перспективы нефтегазо-
носности Хатангской впадины Тр Науч-нсслед ин-та геол Арктики, т 104 Л, Гос-
топтехиздат, 1959
Каменский Г Н, Толстихина М М и Толстихин Н И Гидро-
геология СССР М, Госгеолтехиздат, 1959
Карлслоу Г, Егер Д Теплопроводность твердых тел М, изд-во «Наука»,
1964
Катасонов Е М Предварительная классификация криогенных текстур мно-
голетнемерзлых делювиальных отложений С б «Условия залегания и свойства мнрго-
летнемерзлых пород на территории Якутской АССР» Тр Сев -Вост отд Ин-та мерз
лотоведения им В 4 Обручева, вып 2, Якутск, 1960а
Катасонов Е М Криогенные текстуры многолетиемерзлых аллювиальных
отложений Сб «Условия залегания и свойства многолетнемерзлых пород на терри
тории Якутской АССР» Тр Сев Вост отд Ин та мерзлотоведения им В А Обру-
чева, вып 2 Якутск, 19606
Катасонов Е М Мерзлотно-фациальный анализ четвертичных отложений
иижней части бассейна р Тумары Сб «Условия и особенности развития мерзлых
толщ в Сибири и на Северо-Востоке» М, Изд во АН СССР, 1963
Катасонова Е Г Формирование текстуры многолетнемерзлых пород в пре-
делах сезоиномерзлого слоя С б «Очерки по региональной и исторической криоло-
гии» Тр Ин-та мерзлотоведения им В А Обручева М, Изд во АН СССР, 1961
Керстен М С Тепловые свойства грунтов Сб «Мерзлотные явления в грун-
тах» М, Изд-во иностр лит, 1955
Климатический атлас СССР, т I М, Гидрометеоиздат, 1960
К о ж а р а В Л Некоторые особенности миграции химических элементов
в районах многолетней мерзлоты в связи с гидрохимическими поисками Сб «Воп-
росы геохимии», т 5 Тр Ин-та геол рудн м-ний, петрогр, минер и геохим АН
СССР, вып 99 М, Изд-во АН СССР, 1963
Колосов Д М О наледиых явлениях как геоморфологическом процессе С б
«Проблемы физической географии», вып 6 М —Л, Изд-во АН СССР, 1938
Кондратьева К А, Чижов А Б, Хруцкий С Ф Мелкомасштаб-
ные мерзлотно геологические карты Алданского горнопромышленного района и Южной
Якутии Сб «Материалы VIII Всес межвед совещ по геокриологии», вып 3 Якутск,
1966
Кондратьева К А Основные особенности распространения многолетне
мерзлых пород Алдано-Тимптонского междуречья Сб «Мерзлотные исследования»,
М, Изд МГУ, 1966
Корейша М М О соотношении современного оледенения и тарынов (на-
ледей) в хр Суитар-Хаята Сб «Гляциологические исследования», № 5 М, Изд-во
АН СССР, 1960
ЛИТЕРАТОРА
377
Корейша М М Современное оледенение хр Сунтар-Хаята Сб «Гляцио-
логические исследования», № 11 М, Изд-во АН СССР, 1963
Коржуев С С Морфоструктура и неотектоника Северо-Востока СССР Изв
АН СССР, серия географ , 1963, № 3
Коржуев С С Рельеф и геологическое строение В ки «Якутия» М, изд-во
«Наука», 1965
Корнилов Б А Рельеф юго-восточной окраины Алданского нагорья М,
Изд-во АН СССР, 1962
Косолапов А И Данные опробования Бахынайской опорной скважины
(Якутия) «Геология и геофизика», 1960, № 8
Косолапов А И Геохимические исследования природных вод и газов
Западной Якутии М, Изд-во АН СССР, 1963
Косолапова М Н Микрокомпоненты в природных водах Северо-Запад-
ной Якутии Сб «Тр 3-го совещ по подземным водам и инженерной геологии Сибири
и Дальнего Востока» (тезисы докладов) Иркутск, 1961
Косолапова М Н Микрокомпоиеиты в природных водах бассейна р. Оле-
нек Сб «Геохимические исследования золота и редких элементов Якутии» Тр ЯФ
СО АН СССР, серия геол, вып 16 М, Изд-во АН СССР, 1963
Кротова В А Некоторые вопросы формирования хлоркальциевых вод. Тр
ВНИГРИ, вып 123 Л , 1958
Куделии Б И Гидрогеологическая природа подземного стока рек «Тр
Центр ии-та прогнозов», вып 9 (36) М, Гидрометеоиздат, 1948
Куделин Б И. Принципы региональной оценки естественных ресурсов под-
земных вод Изд MTV, I960
Кузнецова Т П О четвертичных отложениях с подземным льдом иа Яно-
Индигирской низменности и о Бол Ляховском Сб «Подземный лед», вып 1 Изд
МГУ, 1965
Кудрявцев В А Температура верхних горизонтов вечномерзлой толщи
в пределах СССР Отв ред П И Колосков М, Изд-во АН СССР, 1954
Лебедев В И К седиментационно-диагенетической теории образования хло
ридно-кальциевых вод. Вести ЛГУ, 1966, № 6
Лифшиц Ф А, Пигузова В М и Устинова 3 Г К оценке налед-
иого регулирования подземного стока в бассейне р Чульман (Южная Якутия) Сб
«Исследования подземного стока в реки» «Тр Гос гидрол ин-та», вып 133 Л, Гидро
метеоиздат, 1966
Ломоносов И С Вертикальная гидрогеохимическая зональность в районе
месторождения алмазов трубки «Мир» Сб «Материалы по гидрогеологии месторож-
дений полезных ископаемых Восточной Сибири» Тр Вост-Сиб геол ин-та, вып 9
Иркутск, 1962
Ломоносов И С Минеральные воды Кемпендяйского солянокупольного
района Сб «Минеральные воды Вост Сибири» М, Изд-во АН СССР, 1963
Ломоносов И С Мерзлотно гидрогеотермические условия и перспективы
использования термальных вод Якутского артезианского бассейна Сб «Мерзлотно-гид-
рогеологические и гидрогеотермические исследования на востоке СССР» Материалы
Комиссии по изучению подземных вод Сибири и Дальнего Востока, вып 3 М, изд-во
«Наука», 1967
Ломоносов И С, Волкова М А Основные типы минеральных вод
северной и западной частей Восточной Сибири Сб «Минеральные воды Восточной
Сибири» М, Изд во АН СССР, 1963
Ломоносов М В О слоях земных и другие работы по геологии М — Л ,
Госгеолиздат, 1949
Луговой П Н Гидрогеологические особенности Олекмо-Чарского между-
речья Сб «Региональная гидрогеология Сибири и Дальнего Востока» Материалы Ко-
миссии по изучению подземных вод Сибири и Дальнего Востока Иркутск, 1962
Л ы с а к С В Некоторые результаты изучения термальных вод Сибирской
платформы Сб «Минеральные воды Восточной Сибири» М, Изд-во АН СССР, 1963
378
ЛИТЕРАТУРА
Львов А. В. Поиски и испытания водоисточников водоснабжения иа запад-
ной части Амурской ж. д. в условиях вечной мерзлоты почвы. Иркутск, 1916.
Мандель Г. Путешествие по северо-восточной части Якутской области
в 1868—1870 гг., т. 2. СПб., 1896.
Макаров В. Н. Гидрохимические исследования в юго-западной части Якут-
ской АССР. Сб. «Материалы VI11 Всес. межвед. совещ. по геокриологии», вып. 7.
Якутск, 1966.
Максимов В. М. О химизме подземных вод Якутского артезианского бас-
сейна. Зап. ЛГИ, т. 34, вып. 2, 1958.
Максимов В. М., Толстихин Н. И. К вопросу о гидрогеологических
условиях окрестностей Якутска. Докл. АН СССР, т. 28, 1940, № 1.
Марков К- К-, Лазуков Г. Н., Николаев В. А. Четвертичный период
(ледниковый период — антропогеновый период), т. 2, территория СССР. Изд. МГУ,
1965.
Мельников П. И. Насосная станция в г. Якутске и ее влияние иа режим веч-
ной мерзлоты. «Мерзлотоведение», т. 2, вып. 1, 1947.
Мельников П. И. Итоги геокриологических, гидрогеологических и инженер-
но-геокриологических исследований в Центральной и Южной Якутии. Докл, о работах,
представленных на соискание уч. ст. д-ра геол.-мииер. наук. М., изд-во Наука», 1963.
Мельников П. И. О глубине промерзания верхней зоны земной коры иа тер-
ритории Якутской АССР. Сб. «Геотермические исследования н использование тепла
Земли». Тр. 2-го совещ. по геотерм, исслед. в СССР. М., изд-во «Наука», 1966.
Meльииков П. И. Влияние подземных вод на глубокое охлаждение верх-
ней зоны земной коры. Сб. «Мерзлотно-гидрогеологические н гидрогеотермические ис-
следования иа востоке СССР». Материалы Комиссии по изучению подземных вод Си-
бири и Дальнего Востока, вып. 3. М., изд-во «Наука», 1967.
Мельников П. И., Анисимова Н. П., О радиоактивности вод источ-
ников долины среднего течения р. Лены Олекмииского и Орджоникидзевского рай-
онов Якутской АССР. Сб. «Исследование вечной мерзлоты в Якутской республике»,
вып. 3. Изд-во АН СССР, 1952.
Мельников П. И., Ефимов А. И. Опыт эксплуатации подземных вод
в области распространения вечной мерзлоты Центральной Якутии. Изд-во АН СССР,
1953.
Миддендорф А. Ф. Путешествие на север и восток Сибири, ч. 1. Север
и восток Сибири в естественноисторическом отношении, вып. 1, отд. 1. Геогр. и гид-
рогр. СПб., 1860.
Мокшаицев К- Б. и др. Тектоническое строение Якутской АССР. М., изд-во
«Наука», 1964.
Мотрич Л. Т., Калмыков П. А. Опыт управления взаимодействием под-
земных вод с многолетнемерзлой толщей в целих водоснабжения. Сб. «Материалы
VIII Всес. межвед. совещ. по геокриологии», вып. 2. Якутск, 1966.
Некрасов И. А., Ш а ст кев и ч Ю. Г. Некоторые данные о многолетне-
мерзлых породах хр. Ко дар. Сб. «Геокриологические условия Забайкальского Севера»-
М„ изд-во «Наука», 1966.
Некрасов И. Я- Магматизм и рудоиосиость северо-западной части Верхо-
яио-Чукотской складчатой области. Тр. ЯФ СО АН СССР, серия геол, М., 1962, № 12.
Нехайчик В. П., Смирнов Г. П. Реки острова Бол. Ляховского. Сб.
«Новосибирские острова», «Морской транспорт», Тр. Аркт. и Аитаркт. иауч.-исслед.
ии-та, т. 224. Л., 1963.
Николаев Н. И. Неотектоника и ее выражение в структуре и рельефе тер-
ритории СССР. М., Госгеолтехиздат, 1962.
Обручев С. В. Источник Сытыгаи-Сылба иа р. Индигирке (Якутская АССР).
«Курортное дело», 1927, № 4.
Овчинников А. М. Основы учения о процессах формирования подземных
вод. «Изв. вузов», «Геология и разведка», 1958, № 1.
ЛИТЕРАТУРА
379
Павлова О. Г., Чижова Н. И. Особенности формирования и режима
подземных вод иижнекембрийского и архейского водоносных комплексов. Сб. «Мерз-
лотные исследованиям, вып. 4. Изд. МГУ, 1964.
Пархоменко С. Г. Некоторые данные о природе Нижне-Ленского края.
«Тр. комис. по изуч. Якут. АССР», т. 3, Л., 1929.
Петров В. Г. Наледи на Амурско-Якутской магистрали. Науч.-исслед. авто-
моб.-дорож. ин-т НКПС СССР. Л., Изд-во АН СССР, 1930.
питания рек районов распространения миоголетиемерзлых пород. Сб. «Исследования
подземного стока в реки». Тр. Гос. гидрол. ин-та, вып. 133. Л., Гидрометеоиздат, 1966.
Пиннекер Е. В. Рассолы Ангаро-Л ейского артезианского бассейна. М., изд-во
«Наука», 1966.
Подземные воды Якутии как источник водоснабжения. М., изд-вр «Наука», 1967.
Подземный сток на территории СССР. Под ред. Б. И. Куделина. Изд-во МГУ,
1966.
Подъяконов С. А. Наледи Восточной Сибири и причины их возникновения.
Изв. Русского геогр. об-ва, 1903, вып. 4.
Пономарев В. М. Формирование подземных вод по побережью северных
морей в зоне вечной мерзлоты. Институт мерзлотоведения им. В. А. Обручева, М.,
Изд-во АН СССР, 1950.
Пономарев В. М. Подземные воды территории с мощной толщей миоголет-
немерзлых горных пород. М., Изд-во АН СССР, 1960.
Попов А. И. Особенности литогенеза аллювиальных равнин в условиях суро-
вого климата. Изв. АН СССР, серия геогр., М., 1953, № 2.
Попов А. И. Происхождение и развитие мощного ископаемого льда. Сб.
«Материалы к основам учения о мерзлых зонах земной коры», вып. 2. М., Изд-во
АН СССР, 1955.
Попов А. И. Подземный лед в четвертичных отложениях Яио-Индигирской
низменности как генетический и стратиграфический индикатор. Сб. «Основные про-
блемы изучения четвертичного периода». М., изд-во «Наука», 1965а.
Попов А. И. Подземный лед. Сб. «Подземный лед», вып. 1, изд. МГУ, 19656.
Посохов Е. В. Формирование химического состава подземных вод (основ-
ные факторы). Л., Гидрометеоиздат, 1966.
Пчелинцев А. М. Строение и физико-механические свойства мерзлых грун-
тов. М„ изд-во «Наука», 1964.
Работнов Т. А. Растительность «наледей» (по наблюдениям в Тимптоиском
районе Якутской АССР). Изв. Гос. геогр. об-ва, 1937, т. 69, № 3.
Резаиов И. А. Вопросы новейшей тектоники Северо-Востока СССР. М., изд-во
«Наука», J964.
Резанов И. А., Кочетков В. М. Новейшая тектоника и сейсмическое
районирование Северо-Востока СССР. Изв. АН СССР, серия геофиз., 1962, № 12.
Р е й и ю к И. Т. Конденсация как один из источников питания подземных вод
в области миоголетиемерзлых пород (вечной мерзлоты). Сб. «Материалы по общему
мерзлотоведению». Тр. VII Межвед. совещ. по мерзлотовед. М., Изд-во АН СССР,
1959.
Романовский Н. Н. О строении Яно-Индигирской приморской аллювиальной
равнины и условиях ее формирования. Сб. «Мерзлотные исследования». Изд-во МГУ,
вып. 2, 1961.
Романовский Н. П. Схема подразделения подземных вод в области распро-
странения миоголетиемерзлых горных пород. Сб. «Методика гидрогеологических иссле-
дований и ресурсы подземных вод Сибири и Дальнего Востока». М., изд-во «Наука»,
1966.
Светозаров И. М. Гидрогеология вечной мерзлоты по материалам исследо-
ваний в районе Якутска. «Проблемы советской геологии», т. 4, 1934, № 10.
С и д е н ко П. Д. К вопросу о вертикальной зональности мерзлых пород. Инф.
бюлл. Науч.-исслед. ин-та геол. Арктики, вып. 1, 1957.
380
ЛИТЕРАТУРА
Симаков А С О некоторых особенностях развития тарынов на Северо Во
стоке СССР и вероятном строении криолитозоны Сб «Материалы по общему мерзло
товедению» Тр VII Межвед совещ по мерзлотовед М, Изд во АН СССР, 1959
Славин В И О гидрогеологических условиях района Мархинской опорной
скважины на южном склоне Анабарской антеклизы Сб «Геология и нефтегазоносность
Западной Якутии» Тр ВНИГРИ, вып 249 Л , изд во «Недра» 1966
Смирнов В М К вопросу о геоморфологии и новейшей тектонике Запад
ного Верхояиья Сб «Вопросы географии Якутии» Географ об во СССР Якутский
филиал Якутск, 1961
Смульский П Я, Хрупкий С Ф Некоторые вопросы взаимосвязи дизъ
юнктивиых нарушений и мерзлотио гидрогеологических явлений иа примере Алдаиско
го горнопромышленного района Сб «Мерзлотные исследования», вып IV Изд МГУ,
1964
Соловьев П А Булгунняхи Центральной Якутии Сб «Исследования вечной
мерзлоты в Якутской республике», вып 3 Изд во АН СССР, 1952
Соловьев П А Криолитозоиа северной части Лено Амгииского междуречья
М , Изд во АН СССР 1959
Соловьев П А Зональность мощности сезоннопротаивающего слоя и карти
рование ее в Западной и Южной Якутии Сб «Сезонное протаивание и промерзание
грунтов на территории Северо Востока СССР» М изд во «Наука», 1966
Спринги с К Я Тектоника Верхояио Колымской складчатой области История
развития структуры в палеозое и мезозое Рига, Изд во АН Латв ССР, 1958
Сумгии М И Вечная мерзлота почвы в пределах СССР Владивосток, 1927
СумгинМ И Наледи на Амуро Якутской магистрали и борьба с ними ««До
рожиое хозяйство и транспорт», 1929, № 3 4
Сумгин М И Вечная мерзлота на Севере СССР В кн «Геология и полез
ные ископаемые Севера СССР» т 3 Вечная мерзлота Л, Главсевморпуть, 1936
Сумгии М И и др Общее мерзлотоведение Л —М, Изд во АН СССР, 1940
Суходольский С Е Незамерзающие источники в долине р Унгры (Южная
Якутия) Сб «Очерки по региональной и исторической криологии» Тр Ин та мерзлото
ведения им В А Обручева, т 17 М, Изд-во АН СССР, 1961
Сушков Н В О сибирских соляных промыслах «Сибирский Вестник», части
14 и 15 СПб, 1821
Т о л л ь Э В Почвенный лед и условия сохранения трупов послетретичных жи-
вотных на севере Сибири Изв Вост Сиб отделения Русск геогр об ва, т 23, 1892,
№ 2
Толль Э В Ископаемые ледники Новосибирских островов и их отношение
к трупам мамонтов и к ледниковому периоду Зап Русск геогр об ва по общ геогр,
т 32, СПб, 1897, № 1
Толстихин Н И Подземные воды в четвертичных отложениях районов веч
ной мерзлоты «Тр конф АИЧПЕ», вып II М 1933
Толстихин Н И Вечная мерзлота или мерзлая зона земной коры «Проб
лемы советской геологии», 1935, № 8
Толстихин Н И Гидрогеологические условия водоснабжения в районах
мерзлой зоиы литосферы (вечной мерзлоты) В кн «Геология и полезные ископаемые
Севера СССР», т 3 Вечная мерзлота Л , Главсевморпуть, 1936а
Толстихин Н И К вопросу о классификации льдов и льдистых пород-
«Проблемы советской геологин», 19366, № 7
Толстихин Н И Минеральные воды мерзлой зоны литосферы «Тр Коми
тета по вечной мерзлоте», т 6 М —Л 1938
Толстихин Н И К вопросу о провинциях минеральных вод СССР Зап
Лен горн ни та, т 12 вып 2, 1939
Толстихин Н И Подземные воды мерзлой зоны литосферы М—Л, Гос-
геолиздат, 1941
Толстихин Н И К вопросу о распределении минеральных вод СССР Тр
Лабор гидрогеол проблем, т 3 М—Л, 1948
ЛИТЕРАТУРА
381
Толстихин Н И Минеральные воды Якутской АССР Сб «Исследование
вечной мерзлоты в Якутской республике», вып 2 Изд во АН СССР, 1950
Толстихин Н И О климатической зональности артезианских вод Сб «Воп
росы изучения подземных вод и инженерно геологических процессов» М, Изд во АН
СССР, 1955
Толстихин Н И Подземные воды и минеральные источники Восточной Си
бнри Сб «Материалы по подземным водам Восточной Сибири» Иркутск, 1957
Толстихин Н И Принципы структурно-гидрогеологического районирования
территории Сибири Сб «Региональная гидрогеология Сибири и Дальнего Востока»
Материалы Комиссии по изучению подземных вод Сибири и Дальнего Востока, вып 2
Иркутск, 1962
Толстихин Н И Ернштадт А В Об якутских минеральных источни
ках «Разведка недр» 1938 № 7
Толстихин Н И Максимов В М Якутский артезианский бассейн
Зап Лен горн ин та, т 31, вып 2, 1955
Толстихин Н И Пояс артезианских бассейнов Арктики Сб «Мерзлотно
гидрогеологические и гидрогеотермические исследования на Востоке СССР» Мате-
риалы комиссии по изучению подземных вод Сибири и Дальнего Востока, вып 3 М,
изд во «Наука», 1967
Толстихин О Н О влиянии новейшей тектоники на формирование и распре
деление иаледей в Северо Восточной Якутии «Геология и геофизика», 1965, № 9
Толстихин О Н О некоторых линейных зонах формирования наледей на
территории Северо Восточной Якутии Сб «Материалы VIII Всес межвед совещ по
геокриологии», вып 3 Якутск, 1966а
Толстихин О Н О возможности использования наледей для ориентировоч-
ной оценки ресурсов подземных вод (на примере Верхояно-Колымской складчатой об
ласти) В кн «Методика гидрогеол исслед и ресурсы подземных вод Сибири и Даль-
него Вост» М, изд во «Наука», 19666
Толстов А Н О наличии мерзлых пород под руслами рек в Северной Яку-
тии Сб «Материалы VIII Всес межвед совещ по геокриологии», вып 3 Якутск, 1966
Труш Н И К методике составления мелкомасштабных инженерно геологиче
ских карт районов распространения многолетнемерзлых пород Сб «Мерзлотные ис
стедования», вып IV Изд МГУ, 1964
Тютюнов И А Миграция воды в торфяно глеевой почве в периоды замерза-
ния н замерзшего состояния в условиях неглубокого залегания вечной мерзлоты М,
Изд во АН СССР, 1951
Тютюнов И А Физико-химические процессы в мерзлых грунтах В кн «Ос
новы геокриологии», ч I М Изд-во АН СССР, 1959
Тютюнов И А Некоторые закономерности фнзико химического изменения и
дифференциации веществ составляющих почвы при промерзании Тр I Сибирской кон
ференции почвоведов Красноярск, 1962
Устинова 3 Г К гидрохимии кимберлитов трубок Якутии Сб «Вопросы
геохимии подземных вод» Тр ВСЕГИНГЕО иов серия М изд во «Недра», 1964, №9
Федорцев В А О вечной мерзлоте и наледях в Северо Восточной Якутии
Тр Комис по изуч вечн мерзлоты т 5, М—Л, 1937
Филатов К В Гравитационная гипотеза формирования химического состава
подземных вод платформенных депрессий М Изд во АН СССР, 1956
Фотиев С М Термо минеральные Нахотские источники в Южной Якутии
«Геология и геофизика», 1963, № 8
Фотиев С М К вопросу о роли наледей в формировании морфологии налед
ных участков речных долин В сб «Геокриологические условия Западной Сибири, Яку
тии и Чукотки» М, изд во «Наука», 1962
Фотиев С М Подземные воды и мерзлые породы Южно Якутского углеиос
ного бассейна М изд во «Наука», 1965
382
ЛИТЕРАТУРА
Фришеифельд Г. Э. О геологическом строении Леиско-Вилюйского водо-
раздела и о генезисе кемпендяйских месторождений каменной соли. Бюлл. МОИП,
отдел геол., нов. серия, т. 8, 1930, № 3-4.
Хмызииков П. К. Гидрология бассейна р. Яны (АН СССР, СОПС. Гидро-
граф. упр. ГУСМП при СНК СССР. Сер. якутская, вып. 19). Л., 1934.
Ходьков А. Е. О происхождении замещеииых вод иа Верхнекамском место-
рождении. Тр. Всесоюзн. иауч.-исслед. ии-та галургии, вып. 32, 1956.
Ходьков А. Е. О формировании подземных вод седиментационного происхож-
дения и геохимической роли их миграции. Тр. Всесоюзи. иауч.-исслед. ин-та галургии,
вып. 35, 1959.
Чайковский И. О сибирских соляных источниках. «Горный журнал», 1828,
№ 2, 5.
Чекотилло А. М. Область великих иаледей (наледи Восточной Якутии).
«Изв. АН СССР», серия геол., 1941, № 1.
Чекотилло А. М Гигантские наледи Северо-Восточной Сибири. «Наука и
жизнь», 1945, № 1.
Чернышев М. Я. Водоснабжение в вечной мерзлоте. Под ред. П. С. Белова.
М„ 1933.
Чибисов Н. П. Миграция металлов в водах и почвах таежно-мерзлотного
ландшафта района сульфидиогб месторождения. Сб. «Материалы VIII Всес. межвед.
совещ. по геокриологии», вып. 7, Якутск, 1966.
Чижов А. Б. и др. Мерзлотные условии Алданского горнопромышленного рай-
она. Сб. «Мерзлотные условия», вып. 4. Изд. МГУ, 1964.
Чижова Н. И. Изучение иаледей подземных вод при гидрогеологической
съемке и оценке подземного стока в области распространения миоголетиемерзлых по-
род на примере Южной Якутии. Сб. «Мерзлотные исследования», вып. 5. Изд. МГУ,
1966.
Чирихии Ю. Д. Вечная мерзлота бассейна р. Индигирки. Тр. Комис, по изуч.
вечи. мерзлоты, т. 3. М.—Л., 1934.
Чистяков Г. Е. Водные ресурсы рек Якутии. ЯФ СО АН СССР. М., изд-во
«Наука», 1964.
Чудиовский А. Ф. Теплофизические характеристики дисперсных материалов.
М., Физматиздат, 1962,
Швецов П. Ф. Роль вечной мерзлоты и подмерзлотных вод в гидрогеологии
бассейнов рек Индигирки и Яиы. Изв. АН СССР, серия геол., 1946, № 6.
Швецов П. Ф. Подземные воды Верхояио-Колымской гориоскладчатой обла-
сти и особеииости их проявления, связанные с низкотемпературной вечной мерзлотой.
Изд-во АН СССР, 1951.
Швецов П. Ф. История геокриологических исследований до 1917 г. и Очерк
развития геокриологических исследований в СССР. В кн.: «Основы геокриологии (мерз-
лотоведения)», ч. I. М., Изд-во АН СССР, 1959.
Швецов П. Ф. Геокриологические условия Верхояно-Колымской горно-низ-
меииой страны. Сб. «Миоголетиемерзлые породы и сопутствующие им явления иа тер-
ритории Якутской АССР». М., Изд-во АН СССР, 1962.
Швецов П. Ф., Седов В. П. Происхождеияе гигантских иаледей хр. Тас-
Хаяхтах. Докл. АН СССР, т. 26, 1940, № 4.
Ш вецов П. Ф., Седов В. П. Гигантские иаледи и подземные воды хр. Тас-
Хаяхтах. М.—Л., Изд-во АН СССР, 1941.
Шраб ш т е й и 3. Г. Использование подмерзлотных вод для водоснабжения на
Леио-Амгииском междуречье. Сб. «2-ое совещание по подземным водам и инженерной
геологии Восточной Сибири». Тезисы докладов, вып. 2. Чита, 1958.
Шренк Л. О найденных в последнее время в Сибири мамонтах по письмам
барона Майделя (с прибавлением замечаний о способе сохранения н предполагаемой
многочисленности в Сибири целых мамонтовых трупов). Зап. АН, т. 20, СПб, 1872.
ЛИТЕРАТУРА
383
Шумский П. А. Исследование ископаемых льдов Центральной Якутии. Сб.
«Исследование вечной мерзлоты в Якутской республике», вып. 3. Изд-во АН СССР,
1952.
Шумский П. А. Подземные льды. В кн.: «Основы геокрнологнн (мерзлото-
ведения), ч. I. М., Изд-во АН СССР, 1959.
Шумский П. А. К вопросу о происхождении жильного подземного льда. Тр.
Ин-та мерзлотоведения АН СССР, т. 16. М., Изд-во АН СССР, 1960.
Шумский П. А., Швецов П. Ф., Достовалов Б. Н. Особенности ин-
женерно-геологической разведки в районах распространения жильных подземных льдов,
М„ 1955.
Эпштейн Г. М. Особенности мерзлотного режима в карстовых полостях
Алданского района. Сб. «Мерзлотные исследования», вып. 4. М., нзд-во «Наука», 1965.
Ball D. G., Call I. Н. U. S. Sanitary and Hydraulic Engineering Practice
in Greenland. «Proc. Permafrost internat. conf.» 11—15 November, 1963. Washington,
D. C. Publication № 1287.
Bunge A. V. Naturhistorische Nachrichten aus der Polarstation an der Lena —
Mflndung (aus einem Brief an L. V. Schrenk). Bull. Acad. Sci. St. — Pet. 28, 1883, Mel.
biol., 11.
Bunge A. V. Naturhistorische Beobachtungen und Fahrten im Lena—Delta.
(Aus Briefen an L. V. Schrenk). Bull. Acad. Sci. St. — Pet. 29, 1884, Mel. biol., 1884,
livr. 1, 1886, livr. 3.
Bunge A. V. Einige Worte zur Bodeneisfrage. Зап. Минер., об-ва, 40, вып. 1,
1902.
D i t m а г К. V. Ober die Eismulden im Osterlichen Sibirien. Mit Zusatz von
A. V. Middendorf. Bull. phys. mat. 11, Acad. Sci. St. — Pet., Mel. phys. et chim. 1, 1852.
Gm el in J. G. Reise durch Sibirien von dem Jahre 1733 bis 1743. Gottingen,
1751—1752.
H u b b s G. L. Water Supply Systems in Permafrost Areas. «Pros. Permafrost
internat. conf». 11—15 November 1963. Washington, D. C. Publication № 1287.
H u b b s G. L. Collektor wells give added water to industry. «Power Eng.», 1965,
№ 5.
Page W. B. Arctic Water Supply and Wind Energy. «Proc. Permafrost internat.
conf.» 11—15 November, 1963. Washington, D. C. Publication № 1287.
Schweder G. Der Eisboden Sibiriens. Corresp. Bl. des Naturforsch. Ver. zu
Riga, 16 jahrg. 1866, № 4.
Toll E. V. Die fossilen Eislager und ihre Beziehungen zu den Mammuthleichen.
Mem. Acad. Si. St — Pet. 7 Ser., 1895, 42, № 13.
ГИДРОГЕОЛОГИЯ СССР
том XX
Якутская АССР
Редактор издательства А И. Панова
Технический редактор Т М Шмакова
Корректор Г Г Большова
Сдано в набор 18/XI-1969 г
Подписано в печать 2/IX 1970 г
Т-13938 Формат 70х108|')6
Печ л 27,37 с 1 вкл и 3 цв картами
Уел печ л 38,32
Уч -изд л 41,40 в т ч 8,26 цв карты
Бумага № 2 Индекс 3-4-1
Заказ 1148/10898 2 Тираж 1000 экз
Цена 3 р 74 к с картами
Издательство «Недра» Москва, К 12
Третьяковский проезд, д 1/19
Ленинградская картфабрика ВАГТ
кий
A
/ Z 3 4 5 6
Т—X 1 /.г >3-^ Ч - _
\ X < ' 4 4 4 4 4 4 ' X х X \ V
1,1 Т 1' 1 Т 1 ('Л ,ЧЧЧ Ч)ЧЧ i'i'i
Рис 14. Литолого-тектоническая схема Якутской АССР Составил О Н Толстихин
А — структуры Сибирской платформы Горизонтальные ряды / — антеклизы и поднятия приравненные к структурам первого порядка, //—
синеклизы и впадины, приравненные к структурам первого порялкл /// — краевые и предгорные прогибы /V — внутриплатформенные про-
гибы, V — южноякутские наложенные впадины Веотикал1 ные ряЬс / — кристаллические н метаморфические породы фундамента (A, Pti):
2 — карбонатные и терригеино карбонатные породы верхнею протеро зоя — среднего кембрия 3 — терригеш ые и карбонатные породы верх-
него кембрия — силура. 4 — преимущественно терригенные и вчлкано генно осадочные породы среднего палеозоя — нижнего триаса; 5 —
преимущественно терригенные и угленосные породы триаса — верхнего мела 6 — преимущественно юр-кие угленосные отложения
Б — структуры Верхояно Чукотской складчатой области Антиклинальные зоны антиклинории н складчато глыбовые поднятия / — сложен-
ные допалеозойскимн. ннжне н среднепалеозойскими терригенными карбонатными и вулканогенными породами. 2 — сложенные преимуще-
ственно терригенными породами верхнего палеозоя (С —Р) 3 — стоженные мезозойскими терригенными породами Синклинальные зоны
и синклинории 4 —сложенные мезозойскими преимущественно теорп генными породами 5 — остаточные сп динные массивы и районы пред-
полагаемого неглубокого залегания кристаллического фундамента 6 впадины Охотско Чэуиского вулканогенного пояса, выполненные верх-
немезозойскими — кайнозойскими вулканогенными отложениями 7 кайнозойские наложенные впадины а — межгорные, б — приморские;
8— позднемезозойские интрузии гранитоидов
В — прочие условные обозначения 9 — границы антиклинальных и с in клинальных структур первого порядка* /0 — границы внтяклииальных
И синклинальных структур второго порялкэ остаточных и погребе i ных срелинных массивов а — установленные, б—предполагаемые, •
прочие границы /2—зоны разломов (установленные и предполагаемые)
Тектоническое районирование платформы / — Анабарская антеклт а — Амб»рский свод б — Оленекское поднятие, в — Уждииская седлови-
на г — Сухаиская впадина д — Верхне Мунская впадина е — Верхне Маркокинская впаднна ж — Муиское поднятие, и — Ботуобинская сед-
ловина, к — Ангаро Вилюйская зона разломов // — Алданская аптеклиза а — Якутское поднятие б — Амгннская впадина в — Учуро-Майская
впадина, г — Алдано-Ленское поднятие д — Чулъманская впадина е— Гынымская впадина, ж—Тонкинская впадина, и—Учуро-Алданский про-
гиб /// — Вилюйская синеклиза а — Ыгыаттиискзя впадина б — Сун тарское полнят ,е в — Кемпеидяйская впадина, г— Уринский анти-
клинорий, д — Средне-Внлюйское поднятие /V — Тунгусская синеклиза V — Приверхояиский прогиб а — Хараулахское поднятие, б — Булуи-
ская впаднна, в — Джарджанская впадина г — Собопольская впадина д — Юндюлюнгское поперечное поднятие, е — Лннденская впадина,
ж — Китчанское поперечное поднятие и — Лунхмнскяя впадииз к — Келинская впадина л — Тукуланское поперечное поднятие V/— Леио-
Анабарский прогиб а — Анабаро Оленекская впадина б — Нижне Ленская впадина V//— Ангаро Вилюйский прогиб а — Невское остаточ-
ное поднятие VIII— Нюйско-Джербинская впадина IX — Бепрзовск 1Я впадина X— Пеледуйское поднятие XI— структуры Байкальской
складчатой системы (Пзтомская дуга)
Тектоническое районирование Верхояно Колымской складчатой области V//— Колымский срединный массив а — Алазейское поднятие,
б — Илин Тасскнй мегантиклинорий в — Момо Полоу сная система наложенных впадин Х1П — Приморская впадина а — Шелонский пред-
полагаемый погребенный массив б — ХромскиЙ погребенный мас< ив в — Полоусный синклинорий г — Ерчииский синклинорий XIV — Прм-
колымский горст антиклинорий XV — Яно Индигнрский синклинорий а — Куларскнй антиклинорий б — Адычанское складчатое глыбовое
поднятие, в — Сунтаро Лабынкырское складчато глыбовое поднятие г— Южио Верхоянский синклинорий д — Верхне-Индигирскнй синклинорий
XVI — Иньялн Дебннский синклинорий а — Нерсктгй антиклинорий XVII — Куйдусунская впаднна XVIII — Приомолонский синклинорий
А7Х- Олойская впадина XX — Верхоянская антиклинальная зона а — Анабяро Оленекская ветвь Верхоянской антиклинальной зоны, б —
Сетте-Дабаискнй горст антиклинорий XXI — Момо Полоусная антиклинальная зона а — Полоусный горст антиклинорий, б — Тас Хаяхтах-
ский горст-аитиклииорий, в — Момскнй (Омулевский) горст ацтиклиноп ий XXII — Аиюйская антиклинальная зона XXIII — Котельиическо-Ля-
ховская складчатая система а — антиклинальная зона б — синклинальная зона