Лекция: подмерзлотных горизонтов в артезианских структурах
Некоторые особенности гидродинамического режима
подмерзлотных горизонтов в артезианских структурах
Мерзлотно-гидрогеологические особенности территории зависят от истории развития криолитозоны и ее динамики. Влияние это весьма разнообразно и связано не только с процессами многолетнего промерзания-оттаивания, но и с интенсивностью новейших тектонических движений земной коры, трансгрессиями и регрессиями морского бассейна, существованием покровных оледенений на поверхности суши, режимом крупных водных артерий и пр. Тема эта достаточно обширна, поэтому рассмотрим только принципиальную схему изменения гидродинамического режима водоносного горизонта, контактирующего с мерзлой толщей, параметры которой изменяются во времени. Этот горизонт может содержать как пресные воды с положительной температурой, так и гравитационные соленые воды, замерзание которых происходит при отрицательной температуре.
В любой крупной артезианской структуре выделяются зоны питания, транзита и разгрузки. Эти зоны характерны и для подмерзлотных горизонтов, только водообмен в них весьма слабый, а скорости движения воды измеряются сантиметрами, реже метрами в год. В области сплошной криолитозоны сквозные талики, по которым осуществляется питание водоносных горизонтов, достаточно редки и приурочены они к крупным водоемам и водотокам, минимальные плановые размеры которых в 2-3 раза больше мощности мерзлой толщи. Кроме того, в условиях глубокого промерзания в геологическом разрезе сквозного талика присутствуют, как правило, выдержанные литологические водоупоры, препятствующие инфильтрации поверхностных вод. Не случайно поэтому, в платформенной части Якутии – стране озер, в подмерзлотных горизонтах существует большой дефицит пластовых давлений. По данным С.Е.Мостахова (1974) в бассейне Лены насчитывается 327,9 тыс. озер (в бассейне Вилюя – около 68 тыс.), из них только 0.7% имеют площадь зеркала более 1 кв. км.
В настоящее время в Центральной Якутии разность отметок между зеркалом большинства озер и пьезометрическим уровнем первого подмерзлотного горизонта достигает 100 и более метров, т.е. существует большой гидравлический градиент, тем не менее, величина инфильтрационного питания через дно озер составляет единицы, редко десятки миллиметров слоя воды в год. Этого количества воды недостаточно, чтобы сдержать падение пьезометрического уровня, вызываемого деградацией мерзлоты. При малых перепадах уровней между поверхностными и подземными водами, что имеет место на севере Западно-Сибирского бассейна, величина инфильтрационного питания весьма незначительна.
Разгрузка подмерзлотных водоносных горизонтов происходит на пониженных элементах рельефа; основной вид разгрузки – субаквальный. Субаэральные источники широко развиты в горной местности, где они приурочены к водоносным разломам, а на равнине они весьма редки. Выход подземных вод на поверхность будет происходить только в том случае, когда пьезометорический уровень водоносного горизонта выше отметок поверхности земли. В водоносных структурах с АНПД источников подмерзлотных вод быть не может.
Аномально низкие пластовые давления в верхних подмерзлотных горизонтах – показатель, как правило, деградационного состояния криолитозоны. А что было, когда мощность мерзлой зоны нарастала? Самое интенсивное промерзание горных пород в позднем плейстоцене происходило в сартанское время (22 – 12 тыс. л. н.) и продолжалось в начале голоцена, когда климат стал значительно мягче. Промерзание водоносных пород приводит к росту пьезометрического напора. Величина этого напора в закрытой системе, в осадочных породах, контролируется весом промерзшей толщи, поэтому может достигать десятков атмосфер (сотен метров водного столба). Факт повышения давления в подмерзлотном водоносном горизонте при его многолетнем промерзании никем не отрицается, только в оценках значений (высота напора) проявляется определенная осторожность.
Как показано в предыдущем разделе, рост уровней подземных вод надмерзлотного талика при сезонном промерзании грунтов начинается от участков разгрузки и распространяется по всему водоносному горизонту, включая участки питания. Можно принять этот талик в качестве модели артезианского склона, только в подошве водоносного горизонта залегают не мерзлые, а талые отложения с низкой проницаемостью. В природе, как известно, практически не существует выдержанных в пространстве абсолютных водоупоров среди талых пород; даже глинистые пласты при высоких градиентах напора пропускают через себя воду.
С этих позиций попробуем представить и оценить влияние многолетнего промерзания отложений южного крыла Ленно-Вилюйского артезианского бассейна второго порядка, как наиболее изученного в мерзлотно-гидрогеологическом отношении, на гидродинамический режим пород в пределах Бестяхской аккумулятивной террасы р. Лены, известной своими уникальными источниками (рис. 11.1).
Рис. 11.1. Тектоническая карта-схема участка разгрузки подземных вод
бестяхской террасы
1 — источники подземных вод субаэральной (а) и субаквальной (б) разгрузки;
2 — разновозрастные разломы I порядка;
3 — кайнозойские разломы II-III порядка, вскрытые (а) и предполагаемые (б);
4 — грабен-долина р.Лены (пп.2-4 по материалам С.А.Чернова, 1989);
5 — выходы карбонатных пород кембрия;
6 — терригенно-осадочные отложения юрского возраста;
7 — денудационная равнина (по М.С.Иванову, 1984);
8 — аллювий тюнгюлюнской и бестяхской террас, перекрытый
современными отложениями различного генезиса;
9 — аллювий поймы и низких надпойменных террас.
Осадочный чехол центральной части бассейна сложен породами от раннепалеозойского до кайнозойского возраста, мощность его достигает нескольких километров. В основании залегают кембрийские карбонатные породы, которые перекрываются слабо сцементированными отложениями юры и мела. В верхней части чехла залегают песчано-глинистые отложения кайнозойского возраста мощностью от 140 до 900 м (Мерзлотно-гидрогеологические.., 1984). На рассматриваемой территории (см. рис.11.1) кембрийские породы залегают вблизи дневной поверхности. Непосредственно на них лежит аллювиальная песчаная толща Бестяхской террасы мощностью от 55 до 90 м (абс. отм. поверхности изменяются от 130 до 160 м). Формирование террасы происходило в течение среднего и первой половины позднего плейстоцена. Согласно радиоуглеродным датировкам растительных остатков верхняя часть песчаной толщи имеет возраст каргинского межледниковья (Иванов, 1984, с.62).
К Бестяхской террасе на правом берегу р.Лена примыкает локально развитая III аллювиальная терраса, также сложенная преимущественно песками. Формирование этой террасы, по мнению М.С.Иванова, происходило в конце позднего плейстоцена – начале голоцена. На всем протяжении Бестяхская терраса имеет ярко выраженный уступ высотой 30-40 м, возвышающийся над поверхностью голоценовых террас, что свидетельствует о весьма быстром падении уровня реки за достаточно короткий промежуток времени.
В современный период мощность «мерзлоты» по данным температурных замеров на рассматриваемой площади в южной части террасы не превышает 100-150 м, а подошва мерзлых толщ залегает на абсолютных глубинах от -50 до 0 м. На левом коренном берегу, вблизи Якутска, равно как и на правом, на участках развития раннеплейстоценовых террас, глубина промерзания достигает 500 и более метров, а подошва мерзлых пород отмечается на 200-300 м ниже уровня Мирового океана (Иванов, 1984; Подземные воды.., 2003).
Отличительные особенности района исследований, известные на сегодняшний день, следующие: а) в структуре бассейна выделяются несколько водоносных комплексов, включая кембрийский; б) карбонатные породы кембрия разбиты на блоки многочисленными тектоническими нарушениями, несущими следы проявления карстовых процессов; в) высокая проницаемость и водообильность пород в зонах разломов, к которым тяготеют источники надмерзлотно-межмерзлотных вод; г) высокая температура пород на глубине 400-500 м, достигающая + 40С; д) возраст криогенной толщи Бестяхской террасы моложе, а мощность ее меньше, чем в пределах древних аллювиальных равнин; е) аномально низкие пластовые давления в центральной части бассейна (в пределах территории г. Якутска дефицит давлений составляет 50-60 м, к северу увеличивается до 150-200 м); ж) на правом берегу Лены, на рассматриваемой территории, всего в нескольких десятках километров от города, уровень воды первого подмерзлотного горизонта устанавливается выше поверхности земли на абсолютных отметках 135-160 м (Подземные воды.., 2003, с.78).
Перед началом сартанского похолодания под руслом и поймой реки существовал, по-видимому, сквозной талик, подобный или даже больше современного; бестяхский аллювий слагал в то время первую надпойменную террасу. В самый холодный период позднего плейстоцена интенсивное промерзание горных пород должно было происходить на участках с уже существующей сплошной мерзлой толщей. Нарастание мощности криолитозоны приводило к формированию криогенного напора и росту пьезометрического уровня подземных вод в первом подмерзлотном горизонте. Как известно, в современный период времени гидрогенные талики не способны восполнить потерю объема воды (при таянии текстурообразующего льда), которая происходит при деградации мерзлой толщи снизу. Поскольку в самое холодное время позднего плейстоцена количество сквозных таликов было значительно меньше, чем ныне, то и рост пьезометрического уровня (напора) в водоносных пластах происходил интенсивнее и достигал аномально высоких значений.
Высота напора подземных вод над поверхностью земли в центральных частях бассейна могла теоретически равняться глубине промерзания, т.е. выше нормального гидростатического на 500-600 м (рис.11.2). Современные абсолютные отметки поверхности средневысотных надпойменных террас на сотни метров ниже (130-180 м абс. в.). В начальный период интенсивного промерзания пород и роста напоров подземных вод в центральной части бассейна, на южной окраине происходил подпор потоку подземных вод, движущихся с возвышенных участков области питания (см. разд. 10). Эти воды должны были прорываться на поверхность в наиболее ослабленных зонах, через менее промороженные аллювиальные толщи, подстилаемые сильно трещиноватыми карбонатными отложениями; в региональном плане движение воды шло сверху вниз. По мере дальнейшего многолетнего промерзания водопроницаемых горных пород очаги питания практически исчезают, уровень подземных вод в пределах возвышенных участков рельефа падает, а рост пьезометрического напора в центральных частях бассейна продолжается. Такая гидродинамическая обстановка способствует движению подземных вод глубоких горизонтов в сторону противоположную падению рельефа, в направлении водоразделов. Этой особенностью гидродинамики можно объяснить появление на южной окраине рассматриваемого бассейна горизонтов со слабо солеными водами, указанных при мерзлотно-гидрогеологическом районировании территории (Иванова, Никитина, 2000).
Рис.11.2. Гидродинамическая схема южного крыла Якутского артезианского бассейна на различных этапах многолетнего промерзания водовмещающих отложений
1 – современные и позднечетвертичные отложения низких надпойменных террас и поймы; 2 – песчаные аллювиальные отложения бестяхской террасы; 3 – суглинистые аллювиально-делювиальные отложения на высоких уровнях рельефа; 4 – юрские терригенно-осадочные породы; 5 – кембрийские карбонатные породы; 6 – тектонические нарушения: а) слабопроницаемые, б) водопроводящие; 7 – подошва ММП: а) в настоящее время, б) в различные периоды интенсивного промерзания; 8 – уровни подземных вод в настоящее время: а) напорно-безнапорный уровень первого от поверхности водоносного горизонта, б) пьезометрический уровень подмерзлотных вод; 9 – уровень аномальных пластовых давлений в период максимального промерзания; 10 – современный уровень аномально низких пластовых давлений; 11 – пьезометрический уровень сартанского времени на периферии бассейна; 12 – источник; 13 – направление движения подземных вод.
Другая важная особенность гидродинамики подмерзлотных горизонтов заключается в следующем. При высоких градиентах напоров начинают фильтровать воду слабопроницаемые отложения. А в карбонатных породах проявляется так называемый эффект двойной пористости, когда вода движется не только по трещинам, но и мелким порам. Наибольшая плотность водного потока, конечно, будет наблюдаться в зонах разломов, к которым подмерзлотная вода (и не только верхнего горизонта) движется с приграничных участков. Если бы можно было построить на тот период карту гидроизопьез, то линии равных напоров на ней должны были напоминать горизонтали рельефа в верхней части речной долины.
Таким образом, высокие пластовые давления способствовали активизации движения подземных вод в глубоких горизонтах, направление этого движения было в сторону современных участков питания, а объем воды, выходящей на поверхность, многократно превышал суммарный дебит современных постоянно действующих наледеобразующих источников. В суровом климате сартанского периода разгрузка подземных вод могла способствовать своеобразному оледенению территории – наземному и подземному.
Охлаждение земных недр и возникающие при многолетнем промерзании высокие давления в водоносных пластах способствовали формированию в них гидратов различных газов (метан, сероводород, двуокись углерода и др.). Образование газогидратов в пределах континентов – тема достаточно новая и слабо раскрытая. Газогидраты обнаруживаются во многих буровых скважинах, пройденных на севере Западной Сибири, на глубинах от нескольких десятков до многих сотен метров, преимущественно в мерзлых породах. Возможно их существование и в талых горизонтах, давление в которых превышает 30-40 атмосфер. Каковы перспективы обнаружения газовых гидратов на рассматриваемой площади? Чтобы попытаться ответить на этот вопрос, обратимся к результатам бурения и опробования гидрогеологической скв. 34, пройденной на левом борту долины Улахан-Тарын экспедицией объединения «Якутскгеология» в1982 г. (рис.11.3).
Согласно геологического отчета, скважина вскрыла в интервале 28-86 м межмерзлотный водоносный горизонт, приуроченный к аллювиальным пескам Бестяхской террасы, затем до глубины 420 м прошла по мерзлым карбонатным породам и в интервале 420-500 м (забой скважины) вскрыла подмерзлотные воды в трещиноватых кембрийских отложениях. Воды напорные, уровень их устанавливается на высоте 3.2 м над устьем скважины. Дебит скважины при самоизливе составлял 7.8 куб.м/сут. Подмерзлотные воды слабосолоноватые гидрокарбонатно-хлоридные натриевые с минерализацией 3-4 г/л (меняется во времени). В воде большое количество растворенного сероводорода – более 1 литра газа в куб. дм воды.
Рис.11.3. Самоизливающаяся скважина 34
(Центральная Якутия, водосбор руч.Улахан-Тарын)
Самоизлив воды из скважины продолжается уже более четверти века, но наблюдается только в теплое время года, зимой скважина перемерзает в самой верхней части. В 1987 г. автором были выполнены замеры температуры по стволу скважины в восходящем потоке жидкости до глубины 320 м (см. рис.11.3). Основные результаты замеров сводятся к следующему: температура в стволе скважины с глубиной повышается, в кровле водоносного горизонта она составляет около 3.50С, а на забое должна превышать 4.00С; ниже 92 м поток воды движется при постоянном сечении ствола скважины, однако, термические градиенты неодинаковы в различных интервалах единого геологического разреза; наибольшее значение термического градиента – 0.80/100 м отмечается в интервале 150-200 м.
Несмотря на то, что замеры температуры проведены в потоке жидкости, хотя и слабом, они свидетельствуют о высоких температурах пород в подмерзлотном водоносном горизонте, которые не соответствуют глубине залегания выделенной при бурении подошве мерзлых толщ; по-видимому, она должна находиться значительно выше. Повышенный градиент температуры в средней части разреза может свидетельствовать о наличии здесь мерзлого горизонта. Подошва межмерзлотного талика, определенная по результатам бурения, в действительности залегает значительно ниже кровли карбонатных отложений. Здесь необходимо отметить следующий факт: в бассейне руч. Улахан-Тарын межмерзлотный талик пройден несколькими скважинами, и везде подошва талика совпадает с границей между аллювиальными песками и карбонатными отложениями, т.е. при проходке коренных пород определить границу между мерзлыми и талыми толщами невозможно, если их водоносность слабая.
В рассматриваемой скважине интервал неводоносных карбонатных пород прослеживается до глубины 420 м, на основании чего и определена мощность криолитозоны. Как показано выше, мерзлая толща значительно меньше, а отсутствие притока воды в скважину определяется или монолитностью пород (в целом, как правило трещиноватых), или… наличием метастабильной зоны газогидратов – обстановка этому способствует.
Рассмотренные особенности динамики и режима подмерзлотных горизонтов носят во многом гипотетический характер, но они позволяют понять сложный и многообразный характер взаимодействия подземных вод и мерзлых толщ на разных этапах развития криолитозоны.