Если у вас возникли сложности с курсовой, контрольной, дипломной, рефератом, отчетом по практике, научно-исследовательской и любой другой работой - мы готовы помочь.
Предоплата всего
Подписываем
8. Криолитозона Западной Сибири
8.1. История формирование мерзлых толщ
В истории формирования геокриологических условий региона выделяют четыре крупных этапа (Геокриология СССР, 1989). Первый из них охватывает длительный временной интервал от конца плиоцена (N2 pl) до начала позднего плейстоцена (QIII1) включительно. Второй этап продолжался от начала зырянской криогенной эпохи до среднего голоцена. Третий – соответствует времени климатического оптимума голоцена, а четвертый – от климатического оптимума до наших дней. По мнению многих исследователей, тенденция нарастания суровости климата прослеживается от миоцена до позднего плейстоцена с минимумом в сартанское время (30-12 тыс.л.н.) (Основы геокриологии, 1998).
Первый этап формирования криолитозоны продолжался более 1.5 млн лет. На этом этапе произошло несколько циклов похолоданий и потеплений. По многочисленным данным установлено, что уже с середины плиоцена Северный Ледовитый океан был постоянно покрыт льдом. На существенное похолодание климата указывают и минимумы на кривой инсоляции М.Миланковича. В конце неогена и эоплейстоцене практически на всей территории Западной Сибири происходило поднятие территории. Вероятно, в это время появились многолетнемерзлые породы в районах севернее Полярного круга.
С похолоданием раннего плейстоцена связывают усиление процессов промерзания горных пород. Следы многолетнего промерзания обнаружены в бассейне Иртыша, на 58-590 с.ш., в виде псевдоморфоз по жильным льдам. В самом начале четвертичного времени уровень Полярного бассейна был, вероятно, на 300-400 м ниже современного, что привело к значительному увеличению площади суши и усилению континентальности климата. Регрессия морского бассейна была вызвана как тектоническим поднятием территории, так и переносом влаги с морей на континент, где она накапливалась в виде льда. На территории современного шельфа северных морей существовали мерзлые породы. Южная граница многолетней криолитозоны проходила примерно по 54-55° с.ш. (Геокриология СССР, 1989). Мощность мерзлых толщ на территории севера Западной Сибири в период шайтанского (демьянского) оледенения достигала, по-видимому, 600-700 м.
В раннечетвертичное время начинается обширная ямальская трансгрессия, которая захватила огромную территорию Севера вплоть до Сибирских увалов. Она существовала вплоть до конца среднего плейстоцена (Дубиков, 2002). Наступление моря совпало с демьянским похолоданием. Поскольку в начальный период наступление моря носило ингрессионный характер (по долинам рек), не залитые водой участки суши интенсивно промерзали. Следы демьянского оледенения сохранились в виде ледниковых отложений шайтанской свиты, в переуглубленных долинах рек на глубинах 130-190 м.
На суше в шайтанскую эпоху существовали суровые климатические условия. Многолетнемерзлые породы продвинулись далеко на юг, а южная граница многолетней криолитозоны находилась за пределами Западной Сибири.
В начале среднего плейстоцена, в эпоху тобольского межледниковья (QII1) тектоническое опускание охватило весь север Евразии, там продолжалась морская трансгрессия. В оптимальную фазу тобольского межледниковья климат суши был близок современному (Геокриология СССР, 1989). Происходило протаивание мерзлых толщ под дном морей и на континенте в первую очередь за счет теплового потока из земных недр. К югу от 62° с.ш. происходила деградация «мерзлоты» и с поверхности, в результате чего к концу эпохи многолетнемерзлые породы на большей части рассматриваемой территории полностью протаяли. В отдельные фазы тобольской эпохи происходило похолодание климата и формирование мерзлых толщ.
В середине среднего плейстоцена трансгрессия моря продолжалась и в то же время усилилась тенденция к похолоданию. В эпоху максимального самаровского (днепровского в европейской части России) оледенения климатические условия суши были очень суровыми. По палеотемпературной кривой Эмилиани (кислородно-изотопная шкала) следует, что средневековая температура воздуха была на 5-6°С ниже современной. Этот период отличается максимальным развитием покровного оледенения. Западная от Урала территория была почти полностью покрыта мощным ледником, южная граница которого находилась всего в 300-350 км от побережья Черного моря. В Западной Сибири следы ледника обнаружены около г. Ханты-Мансийска (дер. Самара). Рост ледников привел к некоторому снижению уровня морского бассейна. Выходившие из-под воды водораздельные участки подвергались многолетнему промерзанию.
На севере территории существовал морской бассейн, в котором накапливались осадки салехардской свиты (QII2-4). В южных, юго-восточных и юго-западных районах Западной Сибири осадкам салехардской свиты по возрасту соответствуют ледниковые и водно-ледниковые отложения самаровского (QII2) и тазовского (QII4) горизонтов и разделяющие их межстадиальные ширтинские (QII3) слои (Дубиков, 2002).
Мощность среднеплейстоценовой криолитозоны в Западной Сибири, в низовьях Енисея, достигала, по-видимому, 600-800 м (Баулин, 1985). В районах к югу от широтного течения Оби мощность мерзлых толщ составляла порядка 300-400 м. В то же время на участках, залитых морем глубиной 100-150 м, мерзлые толщи имели пониженную мощность.
Конец среднего плейстоцена характеризуется кратковременным отступанием моря и осушением высоких участков салехардской морской равнины. Вслед за кратковременным периодом регрессии в начале позднего плейстоцена вновь началось наступление моря на сушу – казанцевская (QIII1) трансгрессия (150-110 тыс. л.н.). Продолжительность ее определяется в 70-80 тыс. лет, а время завершения около 70 тыс. л. н. Морские воды затопили сушу вплоть до 65-66° с.ш., а по долинам рек проникли далеко на юг. Казанцевское море было относительно теплым, и температура придонных слоев воды была положительной. Большая часть ранее сформировавшихся под дном моря мерзлых толщ в это время полностью оттаяла. Температура воздуха в максимум межледниковья превышала современную на 2-3°С. Наиболее теплый этап позднего плейстоцена (125-110 тыс. л.н.) в литературе получил название «последнего ледникового максимума» (Величко, 1989). Спорово-пыльцевые спектры из казанцевских отложений свидетельствуют о преобладании древесной растительности на бóльшей части территории Западной Сибири. Леса продвинулись на территорию современной лесотундры и южной тундры. Благоприятные условия для формирования многолетнемерзлых пород сохранялись лишь на крайнем севере, за полярным кругом. Южнее его происходило оттаивание мерзлых толщ как сверху, так и снизу, за счет глубинного тепла.
Второй этап развития криолитозоны охватывает период от раннезырянского (ермаковского) криохрона (QIII2) до раннего голоцена (QIV1) включительно. Для него характерно господство суровых условий на всей территории Евразии. В динамике развития климата в течение второго этапа выделяются две крупные эпохи похолодания – ермаковская (зырянская) и сартанская, которые разделены относительно теплым каргинским термохроном.
Начало холодной эпохи позднего плейстоцена началось на фоне высокого увлажнения, способствовавшего развитию оледенения. Нарастание оледенения вызвало понижение уровня мирового океана и регрессию морского бассейна. Максимум похолодания прослеживается около 70 тыс. л.н. (по Ершову, 2002). Температура воздуха в это время в умеренных и приполярных широтах была на 5-6°С ниже современной. За счет увеличения ледовитости северного морского бассейна повышалась континентальность климата, что привело к еще большему промерзанию отложений на суше. Южная граница многолетнемерзлых толщ в Западной Сибири проходила по широте Тобольска и Енисейска. В оптимум каргинского потепления, когда климат был похож на современный, мерзлые породы протаивали с поверхности на территории южнее 65-66 параллели. Глубина многолетнего протаивания могла составлять 50-100 м и закономерно увеличивалась к югу. Южнее 58° с.ш. закончилось протаивание среднеплейстоценовых мерзлых толщ (Геокриология СССР, 1989).
В сартанское время на протяжении 15-18 тыс. лет господствовали весьма суровые климатические условия. Это был главный климатический минимум плейстоцена (по А.А.Величко). В европейской части территории России следы глубокого сезонного промерзания и изначально грунтовые жилы обнаружены до побережья Черного моря (Романовский, 1993). В Западной Сибири псевдоморфозы по жильным льдам описаны многими авторами до 52° с. ш. Существование псевдоморфоз позволяет утверждать, что южная граница многолетнемерзлых пород в сартанское время проходила южнее этой широты на 2-4°.
Соответствующее сартанскому похолоданию оледенение было распространено на арктических островах и в горной местности. На большей части низменности следы оледенения отсутствуют. Это объясняется высокой сухостью воздуха, поскольку морские бассейны в умеренных и высоких широтах были покрыты льдом, и испарение с поверхности воды было минимальным. На сартанское время приходится и глубокая регрессия морского бассейна, когда шельф Карского моря был осушен до изобаты 110-120 м (Павлидис и др.,1998). Вышедшие из-под уровня моря породы промерзали в условиях очень низких среднегодовых температур поверхности Земли (до − 20…-25°С) (по Романовскому, 1993).
Глубина многолетнего промерзания пород на севере Азиатского континента достигала многих сотен метров. О ней можно судить по положению подошвы реликтовых мерзлых толщ. В настоящее время в Западной Сибири реликтовые многолетнемерзлые породы обнаружены на 58-60° с. ш., где их подошва находится на глубине от 150 на западе до 300-450 м на востоке (Геокриология СССР. 1989). По расчетам глубина оттаивания снизу составила порядка 100-300 м, в соответствии с этим максимальная мощность мерзлоты после сартанской холодной эпохи в районе современной южной границы их распространения могла достигать от 300 (на западе) до 600 м (на востоке).
Третий этап развития криолитозоны включает главным образом средний голоцен (QIV2). Начавшееся 10-11 тыс.л.н. потепление достигло своего максимума в климатический оптимум голоцена, который на севере Западной Сибири четко проявляется в интервале 9.0-4.5 тыс. лет назад (по данным Ю.К. Васильчука). Для этого периода характерен деградационный этап развития криолитозоны. В голоцене общее повышение температуры воздуха составило около 1-2°С, а в вегетационный период – до 4°С. Потепление в период климатического оптимума в голоцене привело к проникновению лесотундровой растительности в зону тундры. Наибольшие колебания температуры воздуха характерны для умеренных широт. Многолетнее протаивание мерзлых пород отмечалось к югу от 67-68° с.ш. Мощность протаявших пород севернее полярного круга не превышала, по-видимому, 30-40 м, а южнее – значительно больше. Прямым свидетельством протаивания мерзлых пород являются псевдоморфозы по повторно-жильным льдам. Кровля реликтового слоя на широте полярного круга находится на глубине 50-100 метров, на широтном отрезке реки Оби – 100-150м, а южнее – 150-200 м (Баулин, Данилова, 2007). Глубина залегания подошвы реликтового слоя на широтах 62-64° с.ш. в центральной части низменности составляет 300-350 м., восточнее увеличивается до 400-500, а западнее – сокращается до 200 м и менее (там же, с. 84). Мерзлые толщи оттаивали как сверху, так и снизу. Расчетами установлено (Романовский, 1993), что в коренных породах к концу климатического оптимума полностью протаяли мерзлые толщи мощностью менее 200-250 м. В тонкодисперсных отложениях аккумулятивных равнин глубина протаивания сверху изменялась от первых десятков до первой сотни метров. Вблизи северной границы области протаивания сохранялись массивы мерзлых торфяников.
Таким образом, маломощные мерзлые породы на юге криолитозоны в период голоценового оптимума оттаяли полностью, а на севере до значительной глубины. Оттаивание многолетнемерзлых толщ происходило как сверху, в результате потепления климата, так и снизу, за счет глубинного теплового потока.
Четвертый этап развития криолитозоны охватывает поздний голоцен и продолжается около 3.0-4.5 тыс. лет. После голоценового оптимума началось похолодание климата, в результате чего произошло расширение площади распространения ММТ. На четвертом этапе формируется современное распространение мерзлых пород (рис.8.1). Темп и глубина промерзания в отдельные периоды были неодинаковы. Выделяются четыре фазы, характеризующиеся различной скоростью промерзания пород (Баулин и др., 1981; Романовский, 1993).
Первая фаза похолодания достигла максимума развития на границе новой эры и длилась на протяжении около 1000 лет. Вновь сформировавшаяся мерзлая толща в северных районах сомкнулась с реликтовой и образовалась единая по разрезу криолитозона. В более южных широтах смыкания не произошло, и там сформировалась двухслойная толща мерзлых пород. Южная граница сплошных по разрезу и площади мерзлых толщ установилась примерно по 66° с.ш. Южнее этой широты существовала двухслойная «мерзлота». Однослойные, только голоценовые многолетнемерзлые толщи образовывались, по-видимому, до 60-62° с.ш. (по центральной части низменности).
Во вторую фазу происходило потепление климата с максимумом в конце первого тысячелетия нашей эры. На протяжении этого времени увеличилась глубина сезонного оттаивания, активизировались термокарстовые процессы, происходило частичное вытаивание повторно-жильных льдов. Третья фаза была снова холодной (малый ледниковый период) и продолжалась вплоть до XVIII века включительно. Граница «мерзлоты» вновь продвинулась к югу, сократились мощности таликов, произошло затухание термокарста, прогрессировали процессы морозобойного растрескивания и повторно-
жильного образования. В четвертой фазе произошло смягчение климата, которое отмечалось многими метеостанциями земного шара. Повышение температуры дневной поверхности повлекло за собой повышение температуры горных пород. В районах двухслойного строения мерзлых толщ произошло опускание кровли «мерзлоты» до глубины 10-20 м, усилились процессы термокарста. Смягчение климата привело к появлению деградационных типов геотемпературных кривых до глубины 50-100 м. Следует отметить, что на фоне общего деградационного развития геокриологических условий за счет короткопериодных колебаний климата отмечались интервалы времени с интенсификацией и ослаблением криогенных процессов.
Уникальные сведения об изменение климата Сибири с конца палеогена до наших дней получены на основании анализа донных осадков озера Байкал. Палеогеокриологическая интерпретация содержащихся в осадках диатомовых водорослей и биогенного кремнезема позволили С.М. Фотиеву выделить в плейстоцене 19 морских изотопных стадий (МИС), соответствующим периодам похолодания и потепления климата (Фотиев, 2005; 2007). Им отмечается, что только за время неоплейстоцена, продолжительностью 0.8 млн лет, существовало 11 криохронов, в которых геокриологические условия были не менее суровыми, чем в сартанский период позднего плейстоцена (рис. 8.2).
Рис. 8.2. Выделение холодных и теплых периодов (хронов) на основе палеогеокриологической интерпретации байкальской записи биогенного кремнезема и интенсивности почвообразования на юге Западной Сибири (по Фотиеву, 2005).
а – инсоляция за июнь; б – морская изотопная кривая; в – литологическая колонка; г – МИС; д – изменение содержания биогенного кремнезема; е – криохроны и термохроны; 4 – криохроны; 5 – термохроны.
8.2. Современное строение криолитозоны
Огромная северная территория Западной Сибири предопределяет разнообразие геокриологических условий. Зона сплошного распространения многолетнемерзлых толщ с поверхности охватывает п-ова Ямал, Гыдан и Тазовский; южная ее граница проходит по 66° с.ш. на западе и 68° с.ш. в бассейне Енисея (Основы геокриологии, 1998). Мерзлые породы развиты на всех элементах рельефа, включая шельф Карского моря. Сплошность «мерзлоты» прерывается только под руслами крупных рек (Обь, Енисей, низовья реки Таз). Сквозные талики развиты под руслами рек Оби, Таза и Енисея, а также под дном крупных глубоководных озер.
Температурный режим пород обусловлен комплексом природных факторов: климатом, составом и влажностью поверхностных отложений, рельефом, геоботаническими условиями. Одним из основных факторов, определяющих температурный режим горных пород (за пределами водоемов), является снежный покров. За счет неравномерного распределения снежного покрова температура пород может отличаться на 5-6°С (Баулин, 1985). Наиболее низкие значения температуры -7-9°С отмечаются на плоских поверхностях. В понижениях, полосах стока и долинах мелких речек и ручьев она изменяется от -6 до -7°С (Западная Сибирь, 1989). Самые высокие значения температуры пород (от -2,5 до -3°С) отмечены на западном побережье Ямала (мыс Харасавэй). Наблюдаются они в узких долинах небольших рек и в глубоких оврагах, где накапливается значительной мощности снежный покров и развита кустарниковая растительность.
В южных районах зоны сплошного распространения многолетнемерзлых толщ нередко встречаются участки с положительными температурами горных пород (талики). Неглубокие талики характерны для пологих песчаных склонов, где накопление снежного покрова повышенной мощности способствуют заросли кустарников. Мощность надмерзлотных таликов редко превышает 6 м.
В пределах открытых тундровых участков, имеющих на рассматриваемой территории преимущественное распространение, температура мерзлых пород изменяется от -11°С на севере зоны, до -2°С – на юге (Баулин, 1985).
Под мелкими водоемами и водотоками существуют несквозные талики.
Зона прерывистого распространения мерзлых толщ простирается до 61° с.ш. На севере этой зоны многолетнемерзлые породы занимают свыше 50% площади, а на юге встречаются в виде островов. На севере зоны важнейшим фактором, определяющим существование мерзлых пород, является снежный покров. Установлено, что на безлесных участках, где высота снежного покрова не превышает 0.5 м, горные породы находятся в многолетнемерзлом состоянии. На широте полярного круга выделяется полоса шириной около 100-150 км, в пределах которой кровля ММТ часто залегает на глубине 10-20 м. Талики развиты на участках, где мощность снежного покрова превышает 0,5 м.
В южных районах зоны наряду со снежным покровом важную роль в формировании мерзлых пород играют напочвенные покровы и состав поверхностных отложений. Острова мерзлых пород небольшие по площади приурочены к бугристым торфяникам и густым замшелым лесным массивам. В районах, где с поверхности залегают пески, мерзлые толщи практически не встречаются. В южных районах зоны прерывистого распространения мерзлых толщ острова мерзлых пород приурочены к бугристым торфяникам и густым замшелым лесным массивам. В пределах всей зоны на глубинах от нескольких десятков до нескольких сотен метров почти повсеместно залегают реликтовые позднеплейстоценовые мерзлые толщи (рис.8.3).
Рис.8.3. Строение криолитозоны Западной Сибири по меридиональному профилю (по Г.И.Дубикову).
В области глубокого сезонного промерзания выделяется зона потенциального развития мерзлых толщ. Северная ее граница проводится по южной границе распространения островов мерзлых пород, устойчивых к короткопериодным колебаниям климата; южная граница зоны проводится по 56° с.ш. Для зоны характерно глубокое сезонное промерзание грунтов и появление перелетков в суровые малоснежные зимы. Наиболее вероятно их появление при нарушении поверхностных условий при хозяйственном освоении территории. В северной половине зоны, на глубинах 150-200 м могут быть встречены реликтовые мерзлые толщи.
Мощность и вертикальное строение криолитозоны Западной Сибири отличаются своими особенностями, которых практически нет в других регионах: во-первых, двухслойное строение мерзлых толщ к югу от полярного круга; во-вторых, широкое распространение на севере засоленных мерзлых и талых пород с отрицательной температурой.
Максимальная мощность криолитозоны, включая пояс охлажденных пород, на севере территории, в зоне тундры, превышает 500 м; в зоне лесотундры – достигает 350-400 м. На мощность многолетнемерзлых толщ сильно влияет геотермический градиент, который (при прочих равных условиях) пропорционален глубинному теплопотоку. Последний выше, как правило, на участках неглубокого залегания фундамента плиты и над сводами новейших неотектонических поднятий. В районах этих поднятий сокращение мощности мерзлых толщ может достигать 200 и более метров.
У Полярного круга и южнее его развиты двухслойные мерзлые толщи, существование которых обусловлено колебанием климата в четвертичное время. Верхний слой мерзлых пород, наибольшая мощность которого на севере достигает 150 м, сформировался в голоценовый период. Горизонт талых пород залегает на глубинах от 30-50 до 100-150 м и обязан своему происхождению климатическому оптимуму голоцена. Талый горизонт подстилается реликтовой мерзлой толщей, которая прослеживается до глубин 250-400 м. Мощность этой реликтовой толщи закономерно уменьшается по направлению с севера на юг.
На п-овах Ямал, Гыдан и Тазовский криолитозона сложена засоленными мерзлыми породами преимущественно морского генезиса. Максимальную засоленность (до 25%) имеют салехардские суглинки, меньшую – позднеплейстоценовые отложения. Чем выше соленость воды, тем ниже температура ее замерзания (у морской воды нормальной солености − 33 %о температура замерзания равна минус 1.8°С). Поэтому засоленность приводит к сокращению мощности толщ мерзлых пород, содержащих лед, до 250-300 м. Под ними криолитозона представлена охлажденными породами.
Температура горных пород Западной Сибири изменяется в широких пределах. В зоне сплошного распространения криолитозоны среднегодовая температура пород на глубине нулевых годовых амплитуд изменяется от -10°С на крайнем севере Ямала и Гыдана, до -3°С у Полярного круга (для наиболее суровых условий плоских поверхностей). В зоне прерывистого распространения мерзлых толщ температура пород колеблется в диапазоне от минус 3-4 до плюс 3-3.5°С. Температурный режим грунтов слоя годовых колебаний температуры, кроме зонального фактора, в значительной степени определяется поверхностными условиями.
Температуры многолетнемерзлых пород ниже слоя их годовых колебаний определяются не столько современными природными условиями, сколько историей формирования криолитозоны и особенностями ее строения. Многочисленный фактический материал температурных измерений по глубоким скважинам позволяет выделить несколько видов температурных кривых, характерных для различных районов рассматриваемой территории. Все их можно объединить в три типа (по В.В. Баулину, Геокриология СССР, 1989). Для первого из них характерно нормальное повышение температуры мерзлых пород с глубиной, для второго – температурное поле практически безградиентно; для третьего – температуры пород с отрицательным градиентом существуют в верхней части геологического разреза, затем в некотором интервале градиент температур близок нулю, а с глубиной начинает повышаться в соответствии с глубинным теплопотоком (рис.8.4).
Первый тип изменения температуры ММТ с глубиной характерен для северных районов, расположенных за Полярным кругом. В пределах тундры и лесотундры температура мерзлых пород сплошного распространения закономерно повышается с глубиной от поверхности до подошвы мерзлоты (рис.8.4а). Геотермический градиент в мерзлой толще изменяется от 1.0 до 1.5 °С/100 м. Такие кривые свойственны стационарным условиям. На участках, где продолжается процесс промерзания, величина геотермического обычно значительно выше.
Второй тип кривых характерен для районов, находящихся к югу от Полярного круга. Для лесотундры и северной тайги характерны безградиентные мерзлые толщи с невысокими отрицательными температурами, нередко близкими 0°С (см. рис.8.4б). Такие кривые характерны для участков, где по каким-либо причинам происходит повышение среднегодовых температур с поверхности, и свидетельствуют о деградационном состоянии «мерзлоты».
Этот тип температурных кривых обусловлен в основном, потеплением климата в недавно прошедшие эпохи, когда повышение температур на поверхности не вызывало глубокого протаивания мерзлых толщ. Интервалы пород, в которых наблюдаются температурные кривые этого типа, могут быть встречены на различных глубинах.
Более сложные температурные кривые – третий тип имеют участки с реликтовыми мерзлыми толщами. На участках двухслойного строения мерзлой толщи температура пород изменяется от отрицательной (не ниже -2°С на глубине нулевых годовых амплитуд) до нулевой с положительным температурным градиентом; в ниже лежащем талом слое температура положительная и близка 0°С. В реликтовом мерзлом слое температуры пород также близки нулевым значениям; мощность этого слоя уменьшается снизу за счет глубинного теплового потока.
На участках, где сохранился только реликтовый слой «мерзлоты», геотермический градиент изменяется по разрезу два раза (см. рис. 8.4, в), В талых породах до кровли реликтовой мерзлой толщи идет понижение температуры до 0°С. В мерзлой толще наблюдается почти безградиентная кривая температуры (минимальные значения не ниже -0.4°С); в талой подстилаемой зоне температура повышается с градиентом, соответствующим тепловому потоку и теплопроводности горных пород.
Рассмотрены только основные, общие закономерности формирования и строения криолитозоны Западной Сибири. При более детальном изучении геокриологических условий необходимо опираться на региональное районирование, которое предусматривает подразделение территории на зоны, области и районы со схожими классификационными признаками.
8.3. Некоторые результаты температурного мониторинга криолитозоны Надым-Пуровского междуречья
(месторождение Юбилейное)
ООО «Газпром добыча Надым» ведет освоение месторождений Медвежье, Юбилейное и Ямсовейское, расположенных в центральной части Надым-Пуровского междуречья. Самое северное из них м-ие Медвежье, вытянутое на 120 км в меридиональном направлении, пересекает две ландшафтно-климатических зоны: северную лесотундру и тундру. Для его территории характерно сплошное распространение мерзлых толщ. Другие два месторождения находятся в зоне прерывистого распространения мерзлых пород голоценового возраста, нередко разновозрастные мерзлые толщи разделены талыми породами. Температура мерзлых отложений изменяется от 0 до -3° С.
В связи с освоением территории произошло изменение ее мерзлотно-геологических условий (Надымгазпром.., 2001). Наиболее распространенным явлением стало увеличение глубины сезонного оттаивания грунтов на 40-70% вследствие удаления напочвенных покровов, изменения условий снегонакопления и состава грунтов на антропогенных площадках. Основными причинами, вызывающими деформации фундаментов сооружений, являются осадки, связанные с повышением температуры и протаиванием ММП, и пучение, обусловленное понижением температуры грунтов и повышением амплитуды ее колебаний, а также повышением влажности грунтов. Ситуация усугубляется в связи с сильным обводнением грунтов ряда промышленных площадок (там же, с.12).
Основными мерами, принимаемыми в объединении по сохранению несущей способности грунтов оснований, являются понижение их температуры с помощью различных охлаждающих систем, а также внедрение строительства на свайных фундаментах.
Не вдаваясь глубоко в проблему и не останавливаясь на особенностях применяемых технологий, обратим внимание только на температуру грунтов в зоне влияния техногенных площадок месторождения Юбилейное. На этом месторождении специалистами Надымгазпрома ведутся широкомасштабные термометрические наблюдения в десятках специально оборудованных скважин на объектах промысла. В 2004 г. в этом районе начал работать Субарктический научно-учебный полигон (СНУП) ТюмГНГУ, на котором кроме проведения учебной практики студентов решаются и научные задачи. В состав полигона на территории месторождения Юбилейное входят три термические скважины глубиной по 30 м, которые пробурены в естественных ландшафтных условиях. Две из них находятся вблизи песчаных отсыпок, на которых располагаются кусты газодобывающих скважин, а третья – на значительном удалении, на открытом участке безлесной тундры. Термометрические скважины оборудованы автоматической системой записи температурных измерений, которые выполняются 4-е раза в сутки. Результаты наблюдений отражены на рис. 8.5.
скв.1 скв3 скв.2
Рис. 8.5. Температура пород по скважинам СНУП (м-ие «Юбилейное»)
На графике видны существенные различия в среднегодовых температурах пород и характере их распределение по глубине. Самая низкая температура − минус 2.3°С по всей глубине, отмечена в скв. 3, на ненарушенном участке тундры. В других скважинах среднегодовая температура пород на глубине нулевых годовых теплооборотов близка 0°С, а сами породы преимущественно талые. В верхней части разреза, примерно на подошве деятельного слоя, температура грунта по скв.1 достигает 2°С, а по скв.2 находится в области отрицательных значений. Чем это обусловлено? Здесь можно выделить два момента: 1) в пределах площади песчаной подсыпки в весенне-летний период происходит инфильтрация талых снеговых и дождевых вод, что обуславливает рост уровня подземных вод и повышенный тепловой сток на участках их транзита, а, значит, и более высокие значения температуры пород; 2) различное местоположение скважин по отношению к насыпи. Устье скв.1 находится ниже уровня площадки, и там накапливается большой мощности снежный покров, предохраняющий грунты от выхолаживания в холодный период года. Устье скв.2 расположено на одном уровне с площадкой, на краю бровки, где снег сдувается, и грунты зимой интенсивно охлаждаются. Разница среднегодовых температур пород в верхней части разреза по эти двум скважинам достигает 3-5°С.
Приведенный пример показывает, насколько сильно может меняться температура пород в пределах небольшого участка, как в естественных условиях, так и при антропогенном воздействии на грунты.
PAGE 125