Влияние арктической циркуляции проявляется в повышенной влажности воздуха. Абсолютная влажность составляет, в среднем, 4,3 мм ртутного столба за год, относительная влажность достигает 70 - 80 %.

Зимой в районе исследований преобладают ветры южного и юго-западного направления, весной и летом - северного и северо-западного направлений. Наиболее часто отмечаются ветры со скоростями 2,5 - 6,7 м/сек (среднегодовая - 4,9 м/сек).

1.3 Орогидрография

Территория исследований находится на левом берегу р. Пур на Пур-Надымском междуречье. Южная часть Уренгойского месторождения располагается в междуречье рек Ево-Яха и Малый Лысовей. Северная часть месторождения - в междуречье рек Таб-Яха и Ходутте.

Рассматриваемая территория представляет собой преимущественно низменную слаборасчлененную равнину с общим пологим уклоном к северу и северо-востоку. Абсолютные отметки поверхности изменяются от 60 до 80 м.

Наиболее крупные реки района: Меродово-Яха (южная часть), Правый Ходутте и Таб-Яха с притоком Арха-Теб-Яха (северная часть) пересекают территорию в субширотном направлении (с запада на восток). Эти реки, а также их притоки, являются типично равнинными реками. Они имеют незначительные уклоны и небольшую скорость течения (0.3-0.6 м/сек), сильно меандрируют. Питание рек осуществляется, в основном, за счет весенних талых вод и атмосферных осадков.

Характерной особенностью района является обилие озер и болот, что связано с плоским слаборасчлененным рельефом и распространением вечномерзлых пород. По происхождению озера делятся на три группы: остаточные ледниковые, термокарстовые и старичные.

1.4 Растительность

В пределах района, приблизительно в его южной трети, проходит граница лесотундры и северной тайги. С севера на юг увеличивается степень залесенности, но даже на юге леса характеризуются редким и угнетенным древостоем (редколесьем).

В северной, лесотундровой части района, леса преимущественно лиственнично-еловые с кустарниковым подлеском, занимают поймы рек, реже низкие участки I надпойменной террасы. На склонах долин только в нижних их частях при благоприятных условиях экспозиции (южная), песчаном составе и дренированности почвенных и подпочвенных горизонтов появляются участки лиственничных редколесий. К югу лиственничные редколесья и редкостойкие леса начинают распространятся на склоны, иногда и на хорошо дренированные участки водоразделов, отдельные гряды, сухие поверхности на песчаных отложениях. В южной и центральной частях района на влажных участках встречаются березовые криволесья со злаковым разнотравьем. По долинам мелких водотоков как лесотундровой, так и в северо-таежной частях района распространены заросли ивы, разнотравье.

Водораздельные поверхности в северной части района полностью, в южной - частично имеют тундровый ландшафт (ерниковая, мохово-лишайниковая тундры) и растительность: полярная березка, брусника, голубика, вороника, багульник, мхи и лишайники в напочвенном покрове.

Большое распространение на всей территории района имеют болота и торфяники, занимающие часто целиком плоские водоразделы и встречающиеся на всех геоморфологических уровнях. В понижениях рельефа на поймах, в низких террасах распространены низинные болота, на водоразделах - верховые.

На вершинах наиболее высоких, хорошо выраженных в рельефе гряд иногда встречаются небольшие участки пятнистой тундры.

1.5 Ландшафтные условия

Значительной протяженностью месторождения в меридианальном направлении (150 км) обусловлена закономерная смена зональных типов ландшафтов с юга на север. На его территории представлены ПТК трех ландшафтных подзон (северной тайги, южной и северной лесотундры). Территория месторождения находится в пределах Пур-Надымской лесотундровой ландшафтной провинции (размещается на территории 2 ландшафтных районов - Пур-Надымского северного и Надым-Пуровского), и Таз-Енисейской северотаежной ландшафтной подпровинции (занимает часть Пур-Надымского южного ландшафтного района) (рис. 1.3). Пур-Надымский район относится к геоморфологическому типу возвышенных расчлененных с линейно-грядовыми формами равнин, Надым-Пуровский и Пур-Надымский - плоских и пологоувалистых сильно заболоченных.

Ландшафтная структура непосредственно территории месторождения отличается сложностью, представлена 17 ландшафтными единицами, отражающими ландшафтную дифференциацию на уровне род ландшафта - тип местности (табл. 2.3). Всего в ландшафтной структуре месторождения участвуют 3 зональные ландшафтные типологические единицы и 6 ландшафтных единиц ранга род ландшафта, которые дифференцируются 6 природно-территориальными комплексами (рис. 1.4). При этом в северной части месторождения - междуречье рр. Хадыттэ и Таб-Яха, 5 типов местности участвуют в дифференциации 5 родов ландшафта, развитых в пределах одного зонального типа ландшафта. В центральной части месторождения один зональный тип ландшафта и 5 родов ландшафта дифференцируются 4 типами местности. Южная часть месторождения представлена одной зональной типологической ландшафтной единицей и двумя родами ландшафта, дифференцирующимися 2 типами местности.

А)

Б) Пур-Надымский южный ландшафтный район

2. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ТЕРРИТОРИИ

2.1 Стратиграфия

В геологическом строении на территории севера Западной Сибири отчетливо выделяются складчатый фундамент, сложенный породами доюрского возраста, и платформенные пологозалегающие отложения мезозоя и кайнозоя, лежащие на этом фундаменте.

Фундамент плиты сложен докембрийскими, палеозойскими и раннемезозойскими породами. Среди них широко распространены терригенные и хемогенные осадочные образования в различной степени метаморфизованные, вплоть до кристаллических сланцев, гнейсов и мраморов. Эффузивы и интрузивные породы разнообразны по составу и возрасту.

Мезозойские отложения (MZ)

Юрская система (J)

Нижнеюрские отложения (J1) широко распространены, но на значительной территории они не выделены из общего комплекса юрских осадков. Собственно нижнеюрские отложения установлены в арктической части, где они представлены морскими осадками, среди которых преобладают песчаные породы. Мощность морских осадков ранней юры достигает 400 м.

Среднеюрские отложения (J2) также пользуются широким распространением. На большой территории они входят в состав нерасчлененных осадков нижнего и среднего отделов юрской системы. В самостоятельные образования среднеюрские отложения выделены только в восточной части.

Это отложения морские и прибрежно-морские, представленные в нижней и верхней частях разреза аргиллитами, а в средней - преимущественно песчаными породами.

Мощность отложений достигает 450 м.

Нижне-среднеюрские келловейские (J1-J2k) отложения выделены в большинстве районов. Континентальные породы этого возраста объединены в тюменскую свиту. В последнее время в верхних горизонтах тюменской свиты в некоторых районах обнаружены остатки морской фауны келловейского возраста. Тюменская свита сложена песчаникаи, аргиллитами и алевролитами с пластами углей. Для нее характерна очень частая перемежаемость слоев. Эти отложения залегают непосредственно на фундаменте. Мощность их на большей части территории не превышает 400-700 м, достигая на северо-востоке 1500 м.

Среднеюрские келловейские (J2k) отложения на восточном склоне Полярного Урала объединены в яны-маньинскую свиту, а в некоторых южных районах низменности в татарскую свиту. Яны-маньинская свита по своему составу сходна с тюменской. Ее мощность 100-150 м. Татарская свита фациально замещает верхние горизонты тюменской свиты пестроцветными, преимущественно глинисто- алевролитовыми породами. Мощность этой свиты достигает 160 м.

Верхнеюрские и верхнеюрско-валанжинские отложения (J3-K1v) распространены более широко, чем подстилающие их отложения средней юры, но на большей части они не отделены от вышележащих валанжинских осадков. За небольшим исключением они представлены морскими в основном глинистыми образованиями. Мощность свиты обычно составляет несколько десятков метров, достигая 130 м.

Меловая система (K)

Валанжинские (K1v)отложения известны почти на всей территории. Во внутренних районах они объединены в куломзинскую, тарскую и алясовскую свиты. Куломзинская свита сложена преимущественно аргиллитами с тонкими прослоями алевролитов. В отдельных районах встречаются довольно мощные пласты песчаников, причем песчанистость нарастает к востоку от центральных районов. По мере продвижения на запад толща становится более глинистой и переходит в мощную глинистую толщу пород фроловской свиты, в которую объединены глины и аргиллиты валанжинского, готерив-барремского и аптского возраста. Мощность куломзинской свиты достигает 120 м, а фроловской 600 м. К западу от фроловской свиты в валанжине выделяется алясовская свита, также сложенная в основном аргиллитами, имеющими мощность до 60 м. На глинистых породах куломзинской свиты на большей части территории развита мощная песчано-алевритовая толща мелководных осадков тарской свиты верхневаланжинского возраста. Мощность тарской свиты увеличивается с юга на север и с запада на восток, изменяясь от 40-50 до 250-270 м. Одновременно с нарастанием мощности в свите появляются глинистые прослои.

Готерив-барремские (K1g-K1br) отложения на севере Западной Сибирски не расчленены и обычно описываются совместно. Для них характерны континентальные, лагунно-морские и мелководно-морские условия седиментации. В северо-восточной части отмечается значительное опесчанивание готерив-барремских слоев при некотором увеличении мощности пород со 150 до 600 м.

Аптские (K1a) отложения в западных районах выделены в викуловскую свиту. В основании ее почти повсеместно залегает хорошо прослеживаемая в разрезе пачка глин мощностью до 120 м, называемая кошайской. Выше лежит толща алевролитов с прослоями глин и песчаников. Общая мощность свиты 150-290 м. Континентальным аналогом викуловской свиты на восточном склоне Приполярного Урала является северо-сосьвинская свита, сложена переслаивающейся толщей песчаников и алевролитов мощностью до 100 м. По мере продвижения от центральных районов на восток аптские отложения опесчаниваются и совместно с породами альба и сеномана объединяются в преимущественно песчаную покурскую свиту мощностью до 850 м. В северо-восточных районах отложения апта в основном глинистые. Здесь в пределах апта и нижнего альба выделена яковлевская глинисто-алевролитовая свита мощностью свыше 500 м.

Альбские (K1al)отложения выделены из пород нижнего мела только в западной половине исследуемого участка, где они известны как отложения ханты-мансийской свиты. Эта свита сложена в нижних горизонтах в основном глинистыми породами, а в верхней части - алеврито-глинистыми. Мощность свиты достигает 220 м. На восточных склонах Северного Урала альбские глины входят в состав пестроцветной синарской толщи баррем-альбского возраста. На северо-востоке верхнеальбские отложения включены в состав долганской песчано-глинистой свиты альб-сеноманского возраста, общая мощность которой достигает 275 м.

Сеноманские (K2s)отложения в западной части низменности сложены в основном алевритовыми осадками с подчиненными им пластами песков и глин, объединенными в уватскую свиту. Мощность свиты достигает 200 м. На западе мощность свиты снижается и она замещается глинами мысовской свиты. В восточном направлении сеноманские отложения опесчаниваются и входят в состав покурской и долганской свит.

Турон-палеогеновые (K2t-P)отложения распространены почти по всей территории и представлены в основном различного типа глинами, среди которых выделяются песчаные толщи и пачки различных опок локального распространения. Только в восточной части глинистые породы замещены песчаными и песчано-глинистыми осадками, причем здесь на большей площади палеогеновые породы отсутствуют. Суммарная мощность турон-палеогеновых отложений достигает 900-1000 м. Из характерных, преимущественно песчаных толщ в них следует отметить: пески и песчаники славгородской свиты коньяк-кампанского возраста, развитой в Приуралье; пески ипатовской пачки коньяк-сантонского возраста, распространенной в южной части и др. Морские отложения турон-палеогенового возраста оканчиваются мощной толщей глин верхнего эоцена - нижнего олигоцена, развитых почти на всей территории низменности и выделяемых в чеганскую свиту. Мощность этой свиты доходит до 200 м.

Кайнозойская группа (KZ)

Палеогеновая система (P)

Олигоценовые отложения(P3), кроме описанных выше осадков, включенных в чеганскую свиту, представлены комплексом пород континентального происхождения. Они распространены на больших площадях в южных районах. Среди этих отложений выделяется атлымский горизонт, состоящий преимущественно из песков и реже алеврито-глинистых пород. Мощность отложений атлымского горизонта доходит до 80 м. Выше лежат глины, алевриты и пески новомихайловского горизонта, содержащие прослои бурых углей. Мощность горизонта не выходит за пределы 70-85 м. Этот горизонт перекрывается менее широко распространенными отложениями знаменского горизонта верхнеолигоценового возраста, представленными преимущественно песчано-алевритистыми осадками нередко со значительным количеством глинистых пород. Мощность горизонта достигает 90 м.

Полностью отсутствуют отложения неогена (N), в течение которого происходило поднятие территории.

Четвертичная система (Q)

Четвертичные отложения (Q) распространены по всей территории и сложены различными генетическими группами пород. Развиты моренные и флювиогляциальные осадки, состоящие из тяжелых суглинков, песков, галечников. В пределах Обь-Енисейского водораздела развиты также гляциально-морские и морские отложения (результат наступления моря по переуглубленным речным долинам), состоящие из супесей и суглинков с линзами песков и включениями валунно-галечникового материала. Мощность этих отложений обычно не выходит за пределы 50 м.

2.2 Тектоника и неотектоника

В строении Западно-Сибирской плиты выделяют три структурных этажа: геосинклинальный, парагеосинклинальный и платформенный. Первые два слагают фундамент рассматриваемой территории и состоят из допалеозойских, палеозойских и раннемезозойских пород, а последний объединяет осадки мезозоя и кайнозоя, лежащие на фундаменте.

Наиболее характерными структурными элементами в строении складчатого фундамента низменности являются антиклинорные и синклинорные зоны шириной обычно в несколько десятков, реже до 100-150 км. Возраст этих структурных элементов различен. Здесь нашли свое проявление по существу все фазы складчатости, начиная с архея и кончая раннекиммерийской. Особенно большая роль в создании рассматриваемых структур принадлежит герцинской складчатости. Складчатые зоны находят свое отражение в рельефе фундамента низменности, образуя валы или прогибы. Между складчатыми зонами и внутри их располагается ряд древних массивов, сложенных допалеозойскими высокометаморфизованными породами. Некоторые из этих массивов на протяжении всего палеозоя сохранили тенденцию к поднятию, другие испытали в течение этой эры значительное погружение и на них образовались крупные межгорные впадины.

Вдоль древних массивов, а также на границах разновозрастных складчатых систем и внутри их в фундаменте возникли глубокие разломы, обычно приуроченные к линиям сопряжения положительных и отрицательных структур.

Сравнительно широко распространены в фундаменте и парагеосинклинальные формации, слагающие второй структурный этаж. Они образуют передовые прогибы, продольные краевые системы, состоящие из ряда межгорных впадин, пологоскладчатые покровы и т.д. Возраст этих структур различен (от кембрия до лейаса). Как правило, образования второго структурного этажа отделяются от образования первого резким несогласием.

В отложениях третьего структурного этажа выделяются положительные и отрицательные структуры различных порядков, носящие явные следы унаследованности. Так, почти все поднятия, зафиксированные в послепалеозойских отложениях низменности, образовались над эрозионно-тектоническими выступами в фундаменте. Большая часть структур прослеживается снизу вверх по всему разрезу и только некоторые поднятия затухают в верхних горизонтах совсем. Однако центр впадины во времени последовательно перемещался с севера на юг и с востока на запад. Это хорошо видно при сравнении положения и характера главной (субмеридиональной) оси впадины по фундаменту и в палеогеновых осадках. В настоящее время достаточно твердо установлено, что Западно-Сибирская плита развивается как единая крупная внутриплатформенная впадина, испытывающая почти непрерывное погружение в течение мезозоя и кайнозоя. Это опускание было неравномерно как во времени, так и в пространстве, что обусловило индивидуализацию внутренних положительных и отрицательных структур и фациальное разнообразие накопившихся осадочных толщ.

В третьем структурном этаже выделяется две резко отличающихся друг от друга зоны: внешняя и внутренняя. Различные части внешней зоны вошли в состав впадины в различное время (от юры до палеогена). В ее пределах нет осадков нижней и средней юры, а также выпадают или имеют незначительную мощность верхние горизонты разреза: на западе - верхний олигоцен и неоген, на востоке - неоген, палеоген и частично верхний мел. Общая мощность осадков в пределах рассматриваемой зоны значительно меньше, чем на остальной территории низменности, и глубина залегания фундамента не превышает 1500-2000 м. Для внешней характерно резкое преобладание положительных структур над отрицательными. Площадь впадин и прогибов здесь составляет всего 15-16% от общей площади зоны. Внутренняя зона характеризуется полнотой осадочных пород, большой мощностью осадков и преобладающим развитием отрицательных структур.

Впадины и прогибы являются ведущими тектоническими элементами плиты. Здесь выделяется ряд депрессионных систем, характеризующихся одинаковым режимом движения и определенными фациальными особенностями разреза. Они включают в себя одну или несколько отрицательных структур первого порядка, осложненных структурами второго и более высоких порядков. Депрессионные системы отделяются друг от друга положительными структурами первого порядка, представленные группами и поясами валов и крупными сводообразными поднятиями. Геологический разрез крупных отрицательных тектонических форм заметно отличается от разреза положительных форм. Это различие проявляется в меньшей суммарной мощности отложений в пределах положительных структурных элементов за счет отсутствия нижних горизонтов мезозойских осадков.

2.3 Геоморфология и четвертичные отложения

Территория района имеет характерный для севера Западной Сибири равнинный рельеф. Плоские, слаборасчлененные и сильно заболоченные водоразделы и склоны долин достаточно четко делятся на геоморфологические уровни, соответствующие IV морской террасе (40-60 м) и аллювиально-озерной равнине (30-40 м). Самые высокие части водоразделов, выше 60 м, относятся к салехардской равнине (V морская терраса), здесь у самой поверхности или близко от поверхности залегают глинистые салехардские (Q2 sh) и иногда палеогеновые (Pq 2-3 ) отложения.

I и II надпойменные аккумулятивные террасы, высотой, соответственно, 7-10 и 15-20 м, развиты в районе очень неравномерно, часто представлены лишь отдельными разрозненными сегментами. Поймы небольших и средних рек обычно имеют незначительную высоту над уровнем воды, 1-3 м, но большую ширину - до 1 км и более.

При неглубоком эрозионном врезе и сравнительно редкой эрозионной сети на водораздельной поверхности много озер и болот.

Особое место в геоморфологическом строении территории занимает так называемый линейно-грядовый рельеф, встречающийся в северной части района. Крупные гряды высотой до 10-15 м, шириной и длиной от десятков до сотен метров, разделены понижениями шириной того же порядка. Конуры гряд в плане бывают четкими и расплывчатыми, крутизна склонов различна, иногда до 10? и более. Под тонким покровом песка, суглинка и торфа в ядрах гряд залегают глины палеогенового возраста. По мнению большинства специалистов ВНИГРИ и ПНИИС в формировании этого рельефа принимали участие тектонические, мерзлотные и эрозионные процессы.

Осадки плейстоцена залегают на размытой поверхности палеогеновых отложений со значительным перерывом. Полностью отсутствуют отложения неогена, в течение которого происходило поднятие территории.

Судя по разрезу самбургской скважины в районе должны быть осадки всех свит Ямальской серии (Q), но непосредственно на его территории исследованию подвергались только верхние горизонты этой серии - морские и гляциально-морские отложения салехардской свиты (m, mgl Qsh). Салехардские осадки, очевидно, имеющие в районе сплошное распространение, представлены глинами, суглинками с различной степенью проявления слоистости за счет песчаных прослоек, изменения пылеватости, окраски. Иногда встречаются горизонты оскольчатых суглинков, обогащенных включениями гальки и валунов (до 15-20 см в поперечнике), имеющих мореподобный облик; очевидно, гляциально-морские отложения. Общая мощность салехардских отложений достигает 40-90 м (всей Ямальской серии до 150-200 м). Кровля салехардских осадков залегает на глубине от 0-10 до 50 м от поверхности до 100 м и более. Из перекрывающих салехардские отложения осадков верхнего плейстоцена наибольшим распространением пользуются казанцевские (Qkz), слагающие IV морскую террасу. В верховьях рек Таб-Яха и Ходуттэ, а также Ево-Яха и Нюд-Есента-Яха имеются морские отложения V морской террасы. Центральная и южная части месторождения в основном представлены озерно-аллювиальными отложениями. Фациальный состав прибрежно-морских, казанцевских отложений отличается значительной пестротой, частой сменой по простиранию и вертикали. Литологически они представлены супесями, суглинками, глинами, с включениями прослоев песка, растительных осадков, иногда с отдельными включениями гальки. С юга на север возрастает значение глинистых осадков. В южной части района при фациальном замещении прибрежно-морских осадков аллювиально-озерными большее значение приобретают супесчано-песчаные горизонты, с более явно выраженной горизонтальной и косой слоистостью.

Стратиграфически вышележащие зырянские осадки (Qzr) слагают III надпойменную террасу (аллювиально-озерную равнину). В южной части района они имеют близкий литологический состав с казанцевскими отложениями. Для всего района осадки зырянского возраста изучены слабо, их мощность считается весьма незначительной: 3-10 м, редко до 15 м.

Отложения II надпойменной террасы (15-20 м) аккумулятивной в отличие от более высоких эрозионных уровней, представлены супесчано-песчаными, реже суглинистыми аллювиальными отложениями, общей мощностью до 5-10 м. Возраст террасы и слагающего его аллювия принимается каргинским (Qkz). I надпойменная терраса, высотой 7-10 м, аккумулятивная, сложена в основном песками и супесями с прослоями торфа. Общая мощность этих осадков обычно 3-5, реже до 10 м, возраст считается сартанским (Qst).

Поймы рек района, высотой 1-3 м над урезом воды, сложены песками часто иловатыми, значительно реже супесями и суглинками, общей мощностью от 3 до 10 м. Отложения поймы относятся к голоцену (al Q).

На поверхности всех геоморфологических уровней (в меньшей степени на пойме) значительную площадь занимают торфяники (l-h Q, h Q), представленные торфом с единичными прослоями иловатых супесей и суглинков, общей мощностью 0.5-5.0 м.

Индикационно-ландшафтная таблица Таблица 2.3

2.4 Полезные ископаемые

Одним из основных видов полезных ископаемых в Западной Сибири являются подземные воды. Минеральные йод-бромные воды распространены на западе исследуемой территории в апт-альб-сеноманских отложениях на глубине, начиная с 300-400 м. Бром-кремнистые воды с содержанием брома до 90-120 мг/л и более встречены в восточной части территории в юрских отложениях. В районе Салехарда распространены минеральные воды с содержанием железа 78-290 мг/л. Они залегают на различных глубинах от 4 до 50 м и глубже и являются над- и межмерзлотными водами.

Кроме минеральных вод большую ценность представляют и термальные подземные воды. По данным геотермических исследований температура подземных вод на севере Западной Сибири изменяется в больших пределах от отрицательных значений - в зоне распространения многолетнемерзлых пород до 120° и более - в наиболее глубоких прифундаментных частях разреза. На большей части территории температура на глубине 1000 м равняется 15-30°. На западе и в центральной части территории на глубине 2000 м температура составляет 30-45°, а на востоке она увеличивается до 45-60°. В центральной части вблизи кровли палеозойского фундамента температура подземных вод достигает 120° и более, снижаясь к окраинам до 30°.

Геотермический градиент на всей территории изменяется в незначительных приделах и составляет 2-4 град/100 м.

Подземные воды северной группы бассейнов служат критерием на поиск нефтяных и газовых месторождений. Подземные воды содержат углеводороды, преимущественно метановые газы. Количество растворенного газа, заключенного в подземных водах, оценивается величиной порядка 400-500 трил. м?. Это наглядно свидетельствует о том, насколько обогащены отложения мезозоя органическим веществом и как широко распространены процессы нефтегазообразования.

По ресурсам и запасам углеводородного сырья Западно-Сибирская нефтегазоносная провинция является богатейшим регионом не только России, но и мира. Так, только в Ямало-Ненецком автономном округе ресурсный потенциал оценивается в 93 трлн м? по газу и 16 млрд т - по нефти и конденсату.

Наиболее крупными газовыми месторождениями являются Ямбургское, Уренгойское, Заполярное, Медвежье, Комсомольское и др.

К настоящему времени в результате геологоразведочных работ на севере Западно-Сибири открыты месторождения и проявления песка (строительного и стекольного), кремнистых пород, глин («кирпичных», «керамзитовых»). Широкое развитие песчаных образований в районе, частое их залегание на поверхности или близ нее, делает доступной разработку этого вида сырья для различных строительных целей и обустройства дорог (дорожных покрытий) вблизи каждой из возможных строительных объектов, промзон, площадок под скважины.

В районе выявлено девять месторождений и более 40 проявлений строительного песка. Они связаны с голоценовыми и неоплейстоценовыми (верхнее звено) аллювиальными и озерно-аллювиальными отложениями русел, пойм, I-III надпойменных террас, редко с палеогеновыми отложениями корликовской свиты.

Ямало-Ненецкий автономный округ обладает значительным торфяным фондом (прогнозные ресурсы 228 месторождений, общей площадью 4 337 120 га оцениваются в 7853,8 млн.т. /Геология и полезные ископаемые России. Западная Сибирь, 2000г/). На рассматриваемой территории представлены все типы торфяных залежей - низинной, переходной и верховой. Большинство месторождений выявлено в процессе поисковых работ и характеризуется слабой изученностью. В зоне сплошной многолетней мерзлоты характерны плоско-бугристые болота, в которых сухие торфяные бугры (площадью от нескольких до сотен квадратных метров, высотой 0,3 - 0,5, реже 0,7 м) чередуются с мокрыми низинами - мочажинами, значительно меньшей площади. В этой зоне (долины р.р. Ныда, Арка-Табяха) преобладает низинный тип залежей, сложенных сфагновым, гипновым и осоковым торфомю В южной части территории встречаются крупнобугристые торфяные болота с высотой бугров 1,5-2,0 м. Здесь развиты все типы торфяных залежей, но преобладают верховые торфяники (сфагново- мочажинные торфа). В низинных залежах торф осоковый, гипновый, осоково-древесный. Степень разложения торфа низкая (до 30%), зольность меняется от 1,4 до 24%, мощность торфа достигает 5-10 м, средняя не превышает 2,5м.

3. гидрогеологические условия

3.1 Региональные особенности

Западно-Сибирский мегабассейн располагается на территории Западно- Сибирской равнины площадью около 3 млн. км?. Мегабассейн приурочен к огромной асимметричной впадине, заполненной песчано-глинистыми отложениями мезозой-кайнозойского возраста мощностью 3,5 км в центре и 4-7 км на севере. В структурном отношении это Западно-Сибирская синеклиза. Равнина имеет домезозойский фундамент, перекрытый чехлом платформенных отложений. Поверхность фундамента погружается от бортов к ее центральным и северным районам. Погружение ступенчатое в виде уступов. Преобладающее число тектонических структур различных порядков имеет унаследованный характер развития, а их рост постепенно замедляется вверх по разрезу. В разрезе мезозой-кайнозойского чехла Западно-Сибирской геосинеклизы по Матусевичу В. М. и Бакуеву О. В. выделяют 9 серий, объединенные в 3 мегацикла: триас-абский, апт-олигоценовый и олигоцен-четвертичный. В основании каждого мегацикла континентальные, а в кровле морские и прибрежно-морские отложения.

В.М. Матусевич в 1984 г предложил новую гидрогеологическую стратификацию Западно-Сибирского мегабассейна, согласно которой в вертикальном разрезе выделяются 3 самостоятельных, наложенных друг на друга гидрогеологических бассейна первого порядка: кайнозойский, мезозойский и палеозойский. Детально изучая кайнозойский гидрогеологический бассейн Смоленцев Ю. К. предложил называть его кайнозой-меловая система бассейнов стока. Эти бассейны определяются условиями формирования водонапорных систем: кайнозойский - инфильтрационный; мезозойский - элизионный литостатический и палеозойский - элизионный геодинамический.

Гидрогеологические бассейны второго порядка делятся на 7 комплексов: олигоцен-четвертичный, турон-олигоценовый, апт-альб-сеноманский, неокомский, верхнеюрский, средне-нижнеюрский и триас-палеозойский.

Водоносный локально водоупорный олигоцен-четвертичный комплекс. Подземные воды данного комплекса в северной части Западно-Сибирской низменности исследованы крайне недостаточно.

Отличительной особенностью северной группы бассейнов является то, что они расположены в пределах зоны развития многолетнемерзлых пород. Характер распространения многолетней мерзлоты наряду с другими физико-географическими факторами определяет гидрогеологическую специфику бассейнов.

На территории бассейнов отложения олигоцен-четвертичного комплекса представлены мощной толщей супесчано-суглинистых, песчаных и гравийно-галечниковых четвертичных отложений различного генезиса. На юго-востоке бассейна в этот комплекс включаются отложения континентального олигоцена. Мощность отложений колеблется от нескольких метров до 300 м. На большей площади распространения этого комплекса в их основании залегают глинистые отложения турон-олигоценового возраста.

Северная часть располагается в пределах преимущественно сплошного распространения многолетнемерзлых пород. Подземные воды здесь на большей части территории находятся в твердой фазе за исключением участков меж- и наднапорных таликов, приуроченных главным образом к залесенным долинам рек, озерным котловинам и снегозаносимым участкам. Южная часть северной группы бассейнов находится в зоне преимущественно двухслойного строения многолетней мерзлоты. На этой территории объем жидкой фазы подземных вод в Нижне-Обском бассейне значительно возрастает за счет таликов между верхним и нижним слоями многолетнемерзлых пород и вод, залегающих ниже подошвы мерзлой толщи.

В пределах бассейнов широким развитием пользуются надмерзлотные воды сезонно-протаивающего слоя, а также надмерзлотных таликов. Мощность зоны сезонного оттаивания мерзлоты составляет 0,2-3,5 м. Характерной особенностью деятельного слоя является его значительная увлажненность и увеличение содержания влаги к основанию слоя или к верхней границе многолетней мерзлоты, являющейся водоупорной поверхностью.

Переувлажнение деятельного слоя связано с летним оттаиванием сезонной мерзлоты, инфильтрацией слаборастворяющихся атмосферных осадков и слабым дренажем отложений. Все это приводит к заболачиванию обширных пространств. По мере замерзания надмерзлотных вод водоносный горизонт сначала становится напорным, а затем промерзает полностью или частично. Характерной особенностью вод деятельного слоя является очень низкая минерализация, большое содержание гумусовых кислот.

Надмерзлотные воды, находящиеся глубже деятельного слоя, в таликах под речными руслами, озерами и снегозаносимыми участками имеют более постоянный состав и температуру, чем воды деятельного слоя. Мощность надмерзлотных таликов достигает 20 м и более. Зачастую под руслами рек и озерами располагаются сквозные талики. Подрусловые воды сквозных таликов являются связующим звеном подмерзлотных вод с надмерзлотными и поверхностными водами.

Дебиты скважин, вскрывших воды надмерзлотного талика в г. Салехарде, сложенного тонкозернистым песком мощностью 25-30 м, составили 4,4-5,0 л/сек при понижениях уровня на 5,0-3,1 м, удельные дебиты скважин 0,9-1,5 л/сек*м. Некоторые скважины вскрыли практически безводные талики. Статический уровень надмерзлотных вод обычно устанавливается на глубине нескольких метров от поверхности.

Выходы надмерзлотных вод на поверхность в виде малодебитных родников наблюдаются в долинах рек; функционируют они в основном летом.

Кроме надмерзлотных вод распространены меж- и подмерзлотные воды на глубине 5-170 м. Мощность водоносных пород колеблется от нескольких сантиметров до 25-50 м и более. Перекрываются они, как правило, глинистыми отложениями или мерзлыми породами, что определяет напорный характер вод. Пьезометрическая поверхность вод залегает на глубине 0-20 м, напор их составляет 1-86 м. Иногда встречаются межмерзлотные воды безнапорные. Дебиты скважин составляли 0,03-6 л/сек при понижении уровня на 4-135 м, удельные дебиты 0,03-1 л/сек*м и менее.

Существенно глинистую толщу отложений салехардской свиты, широко развитую в описываемом бассейне, можно рассматривать как относительный водоупор со спорадически развитыми межмерзлотными линзами. Значительно большую водообильность следует ожидать в песках, залегающих в основании салехардской свиты, а также в песчано-алевритовых отложениях казанцевской свиты и речного аллювия.

Водоупорный турон-олигоценовый комплекс. Отложения этого комплекса на 70-90 % представлены глинистыми разностями и он являются региональным водоупором, разделяющим Мезозойский и Кайнозойский бассейны. Подземные воды их находятся так в твердой, так и в жидкой фазах. Воды напорные, пресные, гидрокарбонатные кальциевые.{2}

Водоносный локально водоупорный апт-альб-сеноманский комплекс. Отложения этого комплекса представлены песчаниками и алевролитами, реже аргиллитами и глинами. Мощность отложений достигает 900-1000 м. Песчанистость нарастает с запада на восток, и почти повсеместно выше 60%. В западных районах в составе комплекса выделяется выдержанная по простиранию толща глинистых пород, разделяющая его на две водоносные толщи. В восточной половине бассейна разделяющий водоупор отсутствует, и эти две водоносные толщи сливаются в одну. Открытая пористость песчаников лежит в пределах 12-42%, а проницаемость достигает нескольких дарси.

Водообильность пород очень высокая. Дебиты самоизливов по скважинам составляют несколько тысяч кубических метров.

Минерализация вод возрастает от окраин к центру. В прибортовых частях районах развиты пресные воды. По составу они в основном гидрокарбонатные кальциевые. В центральных районах развиты воды с минерализацией 17-21 г/л и хлоридные натриевые по химическому составу.

Воды содержат йод, бром, бор и некоторые другие микрокомпоненты. Концентрация их увеличивается по мере возрастания минерализации. Содержание йода достигает 19 мг/л, брома 80 мг/л, метаборной кислоты 45 мг/л. Состав растворенных газов в водах метановый и только по окраинам он азотно-метановый.

Слабо водоносный локально водоупорный неокомский и верхнеюрский комплексы. Отложения этих комплексов представлены чередованием песчаных и глинистых толщ. Мощность отложений нарастает от окраин к центру и составляет 1800-2000 м. Верхние горизонты, представленные отложениями готерив-баррема, сложены перемежающимися слоями песчаников и глин. Песчанистость отложений достигает 60-70%. Средняя часть, представленная верхневаланжинскими отложениями, на западе сложена глинами. К востоку песчанистость быстро нарастает, достигая 60-80% и выше, а затем вновь снижается до нуля. Нижние горизонты нидневаланжинского и верхнеюрского возраста сложены преимущественно глинистыми породами и являются региональным водоупором. Песчанистость здесь не превышает 40-50%.

Открытая пористость песчаников не превышает 25%. Коллекторские свойства пород изменяются по разрезу, заметно ухудшаясь сверху вниз. Дебиты при самоизливе скважин составляют сотни кубических метров в сутки.

Минерализация вод нарастает от окраин к центру, достигая 55 г/л. пресные и слабосолоноватые воды гидрокарбонатные натриевые, при минерализации более 2-3 г/л они становятся хлоридными натриевыми.

Воды этих комплексов обогащены микрокомпонентами. Концентрация йода достигает 32 мг/л и более. Количество брома зависит от минерализации и достигает 100 мг/л и выше. Газонасыщенность вод более высокая, чем в предыдущем комплексе. При газонасыщенности 0,1-0,2 л/л вблизи обрамления газы имеют азотно-метановый состав, на всей остальной части состав газа метановый.

Слабо водоносный средне-нижнеюрский комплекс. В составе отложений этого комплекса преобладают песчаные породы континентального генезиса мощностью 800-1000 м.

Самоизливы по скважинам отмечаются лишь вблизи обрамления, дебиты при этом составляют десятки кубических метров в сутки. Пористость песчаных пород изменяется от 7-10 до 15-17%, а проницаемость изменяется от единиц до нескольких десятков миллидарси.

Минерализация вод в западной половине составляет 10-25 г/л, а в восточной 25-80 г/л, снижаясь на север до 1-10г/л. По составу воды хлоридные натриевые. Концентрация микроэлементов близка к концентрациям их в водах нижнего комплекса. Газонасыщенность подземных вод высокая, превышающая 1 л/л. состав вод метановый.

Слабо водоносный триас-палеозойский комплекс. Подземные воды фундамента приурочены к трещиноватой зоне пород, имеющей ограниченную мощность, не выходящую за пределы первых десятков метров. По химическому составу и по минерализации воды этого комплекса не отличаются от вод мезо-кайнозойского чехла, с которыми они почти всегда находятся в непосредственной связи.

Водообильность пород низкая. Скважины, вскрывающие породы фундамента, нередко оказываются практически сухими. Надежные данные по статическим уровням вод фундамента отсутствуют.

3.2 Гидрогеологические условия Надым-Пуровского междуречья

Режим и распространение вод четвертичных отложений определяется гидрогеологическими условиями района исследований, который расположен в зоне сплошного распространения вечномерзлых пород.

В пределах изученных нами глубин выделяются два типа подземных вод: воды сезонно-талого слоя и воды несквозных многолетних таликов.

Воды сезонно-талого слоя встречаются в различных геолого-генетических комплексах, залегающих с поверхности и являются сезонно действующими, функционируя лишь в теплый период года. Эти воды формируются за счет оттаивания мерзлых грунтов и атмосферных осадков. Водовмещающими породами являются пески и супеси. Мощность описываемого горизонта определяется глубиной сезонного оттаивания и составляет от 0.5-0.8 м на торфяниках до 2.0-3.0 м на песчаных участках. Горизонт очень не выдержан по простиранию, развит спорадически, водоупором является кровля мерзлых пород.

Обычно воды сезонно-талого слоя безнапорны и лишь при промерзании могут приобретать временный напор.

Химический состав вод гидрокарбонатно-кальциевый, иногда сульфатно-кальциевый, общая минерализация не превышает 0.1 мг/л. Реакция рН слабокислая. По отношению к бетону воды обладают общекислотной агрессивностью.

Воды несквозных многолетних таликов встречены под руслами рек Ева-Яха, Нюця-Есета-Яха, Пиде-Яха и на залесенных сухих участках, где кровля вечномерзлых грунтов погружается до глубины 5-10 и более метров.

Водовмещающими отложениями являются аллювиальные пески и супеси верхнечетвертичного и современного возраста, а также аналогичные породы прибрежно-морского генезиса.

Водоупором служат, как правило, многолетнемерзлые породы или суглинки средне-верхнечетвертичного возраста.

Воды, в основном, безнапорные, но местами за счет суглинистых прослоев в песчаных отложениях и перелетков мерзлых грунтов могут приобретать местный напор.

Химический состав воды гидрокарбонатно-натриево-кальциевый. Общая минерализация не превышает 0.1 г/л (воды ультрапресные). Реакция рН - кислая. Воды обладают общекислотной агрессивностью.

3.3 Техногенное загрязнение подземных вод

В настоящее время водоносный горизонт, эксплуатируемый водозабором на территории Уренгойского месторождения загрязнен настолько, что его вода совершенно не пригодна для питьевых нужд и имеет такую агрессивность (рН=3-4), что насосное оборудование выходит из строя через 1-2 месяца работы.

Загрязнение водоносного горизонта началось с 1992-1993 года. Пробы воды, отобранные и проанализированные в 1995 году из скважин водозабора показали непригодность воды для питьевых нужд из-за высокого содержания метанола. Последующий отбор проб в 2000-2001 годах показал постоянный рост минерализации воды, увеличение концентрации ионов хлора, магния, гидрокарбонатов, кальция и железа. При этом химический состав воды из скважин водозабора практически полностью отображает химический состав сточных вод по макрокомпонентному и микрокомпонентному составу. В настоящее время стоит проблема нейтрализации источника загрязнения и очистки водоносного горизонта откачкой загрязненных вод, поскольку дальнейшее распространение загрязнения грозит соседним водозаборам, находящимся на небольшом расстоянии (1,5-2,0 км) от источника загрязнения.

Источником загрязнения подземных вод могут потенциально являются следующие объекты: нефтеловушка и другие технические объекты на территории УКПГ, полигон захоронения промстоков и городская свалка твердых бытовых отходов.

многолетнемерзлый порода подземный месторождение

4. ГЕОКРИОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ТЕРРИТОРИИ УРЕНГОЙСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ

4.1 Обзор и анализ ранее проведенных исследований

Уренгойское месторождение открыто в 1966 г. На этапе подготовки к освоению начались детальные исследования ММП, распространенных на его территории, т.к. сведения о геокриологической обстановке этого района, содержащиеся в монографии “Геокриологические условия Западно-Сибирской низменности” (1967 г.) и других сводных работах, носили общий характер.

Строительство газовых промыслов в труднодоступных районах Севера Западной Сибири потребовало разработки новых методов региональных геокриологических исследований. С применением таких методов (разработка генетических рядов ПТК, индикационных схем и методики ландшафтно-индикационного картирования прогнозного направления и др.) коллективом ВСЕГИНГЕО была проведена опытная инженерно-геокриологическая съемка среднего масштаба на ряде ключевых участков в пределах Пур-Надымского междуречья (Мельников, Козлов и др., 1976). Один из этих участков располагался в пределах Уренгойского месторождения. К проведению геокриологических исследований с разработкой и внедрением новых методов непосредственно в процессе полевых работ были подключены и другие крупнейшие специализированные организации страны - Институт мерзлотоведения СО АН СССР, ПНИИИС и МГУ. С 1980 года комплексные мерзлотные инженерно-геологические изыскания проводились ГПИИ «Фундаментпроект», с 2003 года - ФГУП «Уренгойфундаментпроект».

В 1975 и 1978 гг. Институтом мерзлотоведения СО АН СССР на территории Уренгойского месторождения были проведены геотермические исследования в глубоких скважинах по меридиональному профилю с целью изучения морфологии криолитозоны и условий ее существования в пределах его территории. Получены фактические данные о температуре пород до глубины 1260 м. Установлено наличие безградиентной зоны. Проведено определение мощности ММП по диаграммам термокаротажа, ОЦК, кавернометрии и стандартного каротажа, охарактеризована подмерзлотная (талая) зона и величина теплового потока (Левченко, 1981).

ВСЕГИНГЕО изучена температура горных пород, мощности СТС и СМС в южной части Уренгойского месторождения (Мельников, Козлов и др., 1976), в 1977 г. была выполнена мерзлотная съемка всей территории с составлением серии карт, в т.ч. в масштабе 1:25 000 (Некрасов, Коновальчук и др., 1990).

К началу 80-х годов были изучены распространение, водообильность и условия формирования естественных запасов подземных вод северной группы месторождений Надым-Пурской нефтегазоносной области. Составлена карта районирования территории Уренгойского месторождений по основным водоносным горизонтам, позволившая определить наиболее эффективные направления поисков подземных вод для решения проблемы водоснабжения (Зенков, Новосельцева, Лобачев, 1982). При разработке обоснования мониторинга подземных вод Уренгойского месторождения его территория типизирована по соотношению гидрогеологических и геокриологических факторов (Олимпиев, 1989).