754

ровании климата резко возрастает,поэтомуплощадь, занимаемаякриогенной толщей здесь значительно больше (южная граница криолитозоны здесь располагается примернона 60° с.ш.),чем в европейскойчасти России [1, 2, 5–7]. Главной особенностью Западной Сибири является четкое проявление широтной зональности распространения криолитозоны. Район исследования находится севернее полярного круга, где по мнению Г.Э. Розенбаума и Н.А. Шполянской для криолитозоны Западной Сибири происходит своеобразное изменениеее мощности—мощность внарушениилогики увеличиваетсяв направлении с севера на юг [5].

На фрагменте составленной карты (рис. 2) прослеживается следующая картина:

—севернее 71° с. ш. криогенной толщи имеет максимальную мощность (более 680 м в районе скважин Гольчихинской и Хабейской площадей);

—между 71° с. ш. и 69° с. ш. наблюдается тенденция снижения ее мощности до 300–400 м, а в районе долины р. Енисей и Майской площади отмечаются ее минимальные значения до 180 и менее метров;

—южнее69°с.ш. вцентральнойчасти районаисследований прослеживается тенденция к увеличению мощности криогенной толщи до 480–520 м. Многолетняя мерзлота в Енисей-Хатангском районе образовалась до формирования современного рельефа и гидрографической сети, о чем свидетельствует значительная ее мощность вблизи русла р. Енисей и уменьшение мощности на водораздельных пространствах, если они приурочены к сводовым частям поднятий. Существенное влияние на положение мерзлоты в районе оказали структурные условия залегания пород и тектонические разломы. На приподнятых участках поднятий и в зонах тектонических нарушений мощность криогенной толщи уменьшается. Под крупными озерами и реками наблюдается уменьшение мощности криогенной толщи под отепляющим воздействием водных масс.

Более детально геокриологические условия были изучены в пределах Малохетской площади. По данным В.М.Пономарева, О.В. Равдоникас [3,4] широко развитые криогенной толщи в районе этой структуры, оказывают существенное влияние на режим подземных вод. Мощность криогенной толщи колеблется в значительных пределах (170–490 м) в зависимости от структурных особенностей залегания пород, при этом отмечается уменьшение глубины залегания изотермы с нулевой температурой к сводам поднятий (Малохетское, Точинское, Долганское). Для большей части территории мощность криогенной толщи составляет 300–400 м. В мерзлом состоянии находятся четвертичные и меловые отложения. Толща монолитной криогенной толщираспространена неповсеместно, ееотсутствие установленона пойменных террасах вблизи р. Енисей и на некоторых участках, приуроченных к зонам тектонических нарушений.

101

Рис. 2. Фрагмент карты мощности криогенной толщи (с упрощением) Западной части ЕХРП:

1 — разломы; 2 — площадь, номер скважин, где проведены мерзлотные исследования; 3 — район детальных исследований

102

Температура пород Малохетской структуры изучена слабо. Замер температуры в преобладающем большинстве скважин производился при неустановившемся тепловом режиме. Достоверные данные о температуре были получены по двум скважинам при установившемся тепловом режиме, спустя длительный срок после окончания бурения. Обе скважины расположены на первой надпойменной террасе, в значительном отдалении от сводовой части поднятия. По данным этих замеров температура пород постепенно, но неравномерно повышается с глубиной от –4 °С на глубине слоя с нулевой годовой амплитудой температур до –1,3 °С, в подошве КТ. Нулевая температура установлена на глубине 270–290 мпри мощности яруса мерзлых пород 200 м. Средний геотермический градиент в поясе отрицательных температур составляет 1,2 °С на 100 м.

Таким образом, западная часть прогиба, которая неоднократно и на продолжительное время затапливалась морем, по строение криогенной толщи, определяющей геокриологические условия территории, сходна с ЗападноСибирским артезианским бассейном, где преимущественно развиты мерзлые породы, а ярус охлажденных пород развит слабо и не повсеместно, в отличие от Восточно-Сибирского артезианского бассейна.

Восточная часть Енисей-Хатангского прогиба

Восточная часть Енисей-Хатангского прогиба расположен на северозападе Восточной Сибири (рис. 1, б) и по своему геологическому строению отличается от западной части прогиба. Существенный вклад в изучение геокриологических условий этой территории внесли работы В.В. Баулина, Даниловой Н.С., Кудрявцева В.А., Романовского Н.Н., Шевелевой Н.С., Хомичевской Л.С., Шепелева В.В., Толстихина О.Н., Пигузовой В.М., Мельникова П.И. и многих других. Несмотря на это район изучен слабо и не равномерно. В настоящей статье изучение особенности распространения криогенной толщи было выполнено на основе имеющихся фактических данных, исследованиях прошлых лет, результатом является карта мощности многолетнемерзлых пород масштаба 1 : 1000 000, фрагмент которой показан на рис. 3.

Район исследований расположен в пределах Северной геокриологической зоны (севернее полярного круга) [1], которая характеризующуюся почти полным отсутствием протаивания на протяжении всей эпохи охлаждения и обусловливает непрерывное охлаждение и промерзание пород. Характерная особенность Северной геокриологической зоны Восточной Сибири непрерывное существование криогенной толщи на протяжении 2,5 млн лет [7]. На севере Восточной Сибири выделяется следующие гидрогеологические структуры (см. рис.1): Хатангскийкриоартезианский бассейн, Тунгусский криоартезианский бассейн, Котуйский криоартезианский бассейн, Анабарский гид-

103

Рис. 3. Фрагмент карты мощности криогенной толщи (с упрощением) Восточной части ЕХРП:

1 — границы ЕХРП; 2 — площадь, номер скважин, где проведены мерзлотные исследования

Следует отметить, что Северная геокриологическая зона пережила длительные периоды трансгрессий и регрессий, многократные оледенения, и представляет собой слабо всхолмленную приморскую равнину со средними абсолютными отметками 80–150 м, сложенную мезозойскими и четвертичными песчано-глинистыми отложениями.

Крайне суровая природная обстановка предопределяет сплошное распространение криогенной толщи. Мощность слоя сезонного оттаивания не пре-

104

вышает 0,5 м (редко более). Сквозные талики чрезвычайно ограничены по площади, сведения об их распространении крайне скудные. Температура пород закономерно понижается с юга на север. В южной части региона, в районенаселенногопункта Хатанга,а такжевдолине р.Пясины температуры горных пород меняются от –7,0 °С до –4,0 °С. На севере, в бухтах Кожевникова, Нордвик, Сындаско и на Балахнинской разведочной площади, температуры горных пород понижаются до –13,0 °С.

Понижениетемпературы пород отмечаетсятакжеи сзапада навосток, что связано, вероятно, с увеличением континентальности климата и уменьшение мощности снега [3]. Минимальная температура пород на западе территории составляет–10,0°С,на востоке–13,0 °С. Вдолинер.Пясиныснежныйпокров мощностью до 40 см повышает температуру пород на 1,0 °С. Рельеф также оказывает влияние на температурный режим горных пород. В условиях океанического типа теплообмена понижение температуры происходит от днищ долин (–4,0…–5,0 °С) к водоразделам (–7,0…–8,0 °С). По данным В.В. Баулина температура (°С) пород на глубине нулевых годовых амплитуд на разведочной площади: Балахнинская — 10,0; Средне-Пясинская — 8,0; Рассохинская — 7,0; Джанготская — 7,0.

Мощности зоны отрицательных температур (по данным бурения в м) для различныхразведочныхплощадейследующие: Балахнинская—580; Среднепясинская — 500; Рассохинская — 460; Джанготская — 510.

Наиболее низкие значение мощности криогенной толщи отмечаются в долине р. Хатанга, Кожевниковском, Нордвикском, Сындаском заливах, а также в областях расположения крупных озер: Таймыр, Лабаз. Здесь наблюдается уменьшение мощность криогенной толщи до 300 м и ниже. Немногочисленные данные, свидетельствуют, что под заливами и крупными озерами мощность криогенной толщи составляет 50–100 м, сквозных таликов нет. Вообще при интерпретации данных о характеристиках мерзлых толщ в днищах речных долин требуется строго индивидуальный подход, так как при любых, даже самых суровых условиях, связь подземных вод с поверхностными все-таки осуществляется через русла рек, вследствие чего мощность и конфигурация подошвы мерзлойтолщимогутпретерпевать самыенеожиданные изменения.

Максимальныезначения криогенной толщи в северной зоне исследованы для разведочных площадей Владимирская и Логатская (рис.3), мощность достигает 700 и более м. На большей части восточной части прогиба ее мощность составляет 600 м. Сопредельные юго-восточные области характеризуются увеличением мощности криогенной толщи до 700 м для Котуйского, Тунгусского, Оленекского криоартезианских бассейнов, а для Анабарского гидрогеологического массива до 800 и более метров. Для восточной части следует отметить, что исходя из постоянно суровых климатических условий, длительности периода промерзания и отсутствия мощной зоны пресных вод,

105

можнобылобы ожидать развитиязоныпресныхвод,можнобылобы ожидать развитиямерзлойтолщидоглубины1000 м.Однако,пофактическойданным, мощность мерзлой толщи не превышает 600 м, в то время как в более южных районах –Анабарский гидрогеологический массив, увеличивается до 800 м. Объяснение таким, сравнительно небольшим, мощностям зоны отрицательных температур можно искать в отепляющем влиянии морских трансгрессий и достаточно высоких величинах теплового потока (обусловленного тектоническимстроениемрегиона),препятствующемуглубокомупромерзанию недр.

Преобладающая тенденция к опусканию, слаборасчлененный рельеф и малоеколичество осадковв сочетании сморскимитрансгрессиямипредопределилинеблагоприятныеусловиядляразвитияпресныхвод.Всевернойчасти Восточной Сибири на огромных площадях развита криогенная толща двухслойного строения: верхний ярус — мерзлые породы, нижний — охлажденные, насыщенные криопэгами и еще ниже породы с положительной температурой [6, 7]. Мощность верхнего яруса мерзлых пород, трещины которых заполнены льдом составляет 80–300 м. Подошва яруса охлажденных пород и соответственно подошва криогенной толщи залегает на глубинах от 400 до 700 м, мощность яруса охлажденных пород значительная и может достигать 500 и более метров.

Заключение

Территория Енисей-Хатангского регионального прогиба расположена на стыке двух крупнейших структур Западно-Сибирского и Восточно-Сибирс- кого артезианских бассейнов, которые существенно различаются по геологическому строению, гидрогеологичеким и геокриологическим условиям. В северной зоне Западной и Восточной Сибири существуют достаточно разнородные современные геокриологические условия, что позволило выделить две частипрогиба:Западную ивосточнуюдляизученияособенностей распространения криогенной толщи. На основе опубликованных и фондовых материалов были построены карты мощностей криогенной толщи, которая являетсямощнымрегиональнымфлюидоупоромдлявсейтерриторииипредопределяет сложности в освоении этой территории.

Библиографический список

1.Баулин В.В. Многолетнемерзлые породы нефтегазоносных районов CCCР. М.: Недра, 1985, 175 с.

2.Геокриологический прогноз для Западно-Сибирской газоносной провинции // Новоси-

бирск.: Наука, 1983. 180 с.

3.Пономарев В.М. Вечная мерзлота и подземные воды района Усть-Ени-сейского порта // Тр. ин-та мерзлотоведения им. В.А. Обручева. 1952. Т. 10.

4.Равдоникас О.В. Основные итоги гидрогеологических исследований нефтеносных районов севера Западной Сибири // Тр. НИИГА. Т. 129. М., 1962. 194 с.

5.Розенбаум Г.Э., Шполянская Н.А. Позднекайнозойская история криолитозоны Арктики

итенденции ее будущего развития. М.: Научный мир, 2000. 103 с.

106

6.Фотиев С.М., Данилова Н.С., Шевелева Н.С. Геокриологические условия Средней Сибири. М.: Наука, 1974. 147 с.

7.Фотиев С.М. Современные представления об эволюции криогенной области Западной и

Восточной Сибири в плейстоцене и голоцене // Криосфера Земли. 2006. Т. X. № 2. С. 27–45.

УДК 624.153.7 + 531.7

Е.П. Русин, А.А. Крамаджян

(Институт горного дела СО РАН, г. Новосибирск)

О ВЗАИМОДЕЙСТВИИ ПОВОРОТНЫХ АНКЕРОВ С ГРУНТОМ

Одно из наиболее распространенных средств повышения устойчивости породных и грунтовых массивов — закрепление их анкерами. Существует большое разнообразие конструктивных решений и технологий в области анкерного крепления [1–4]. Однако, востребованность анкеров является причиной того, что поиск все более надежных, простых, недорогих в изготовлении имонтаже их конструкцийпродолжается [5]. Результатамитакогопоиска в ИГД СО РАН стали удовлетворяющие приведенным требованиям дилатансионные анкеры с замком из сыпучего материала и технологии для их уста-

новки [6–8].

Рис. 1 [8] иллюстрирует конструктивную схемуи принцип работы такого анкера. Он состоит из грузонесущего стержня (тяги) 1 с жестко соединенной с ним плитой 2, подхвата 3, гайки 4. Конструкция устанавливается в грунтовую скважину 5, которая после этого заполняется сыпучим материалом 6, образующим замок анкера. Скважина 5 диаметром d пройдена через потен-

107

Последнее ограничение преодолевается при использовании заявленного в [9] принципа: погружать плитув целиковый грунт при ее ориентации торцом в направлении перемещения, т.е. при минимальном сопротивлении, а при достижении проектной отметки развернуть в рабочее положение. Это позволяет повысить несущую способность конструкции за счет увеличения рабочей площади анкерной плиты и лучшего сохранения исходной структуры грунта, а также минимизировать энергозатраты на возведение крепи.

Такой принцип реализован в конструкции разработанного в ИГД СО РАН анкера [10] (рис. 2), который отличается от известных аналогов простотой конструкции и меньшей металлоемкостью. Анкеры такого типа получили название «поворотные грунтовые анкеры с гибким грузонесущим элементом инарастающимсопротивлениемвыдергиванию»(далее—поворотныеанкеры).

1

2

Рис. 2. Поворотный анкер с гибким грузонесущим элементом: 1 — гибкий грузонесущий элемент (трос); 2 — плита анкера

Приложение выдергивающего усилиязаставляет плитуповоротного анкера совершать достаточно сложное движение. Его характер ясен из опыта с моделью в плоском стенде (рис.3): продольное (параллельное осискважины) перемещение u плиты сочетается с поперечным (перпендикулярным оси скважины) x, а также с поворотом относительно оси скважины на угол . Кинематика плиты диктуется величиной эксцентриситета s точки В крепления к плите троса — т.е. расстоянием от этой точки до центра А плиты (рис. 3, а). В общем случае, при величине s более некоторого критического значения s*, плита способна совершить поворот более чем на 180° (см. рис. 3, а), а ее поперечный дрейф по ходу нагружения в этом случае меняет направление на противоположное (рис. 3, б).

108

—трос;

—ось скважины;

—траектория центра А плиты

Рис. 3. Перемещение плиты поворотного анкера в грунте при внецентренном закреплении троса (физическая модель):

а — последовательные стадии перемещения; б — траектория центра плиты. А — центр плиты; В — точка крепления троса к плите; s — эксцентриситет точки В крепления троса; x, u — горизонтальное и вертикальное перемещения центра А плиты соответственно, x1, x2 — максимальные значения поперечного дрейфа плиты, — угол поворота плиты относительно оси скважины

109

ее поворота относительно оси скважины), соответствующее точкам кривой F(u). Это может быть продемонстрировано с использованием данных, зафиксированныхприпроведении представленного на рис. 3 лабораторногоопыта. Диаграммы функций F(u), F( ) и (u) для него приведены на рис. 5. Видно, что диапазон перемещения u = 50…60 мм, на протяжении которого происходит переход кривой нагружения F(u) на ее ниспадающую ветвь (рис. 5, а), соответствует переходу плиты через положение примерно перпендикулярное оси скважины при 90…105° (рис. 5, б, в). Такая взаимосвязь позволяет судить о положении плиты и, соответственно, корректировать ход нагружения анкера по характеру изменения нагрузочной кривой F(u). В частности, припоявлениитенденцииеекперегибу—вданномслучаеприu 35…40 мм — следует останавливать нагружение, чтобы не доводить его до аварии анкера.

а)

б)

в)

Рис. 5. Нагрузочные и кинематические характеристики анкера, полученные в стенде. Зависимости: а — выдергивающей силы F от перемещения u; б — выдергивающей силы F от угла поворота плиты анкера; в — угла поворота плиты анкера от перемещения u

110