Зависимость мощности криолитозоны от периодических изменений климата и геолого-географических факторов.

Глубина многолетнего промерзания и мощность криолитозоны, в соответствии с законами Фурье и условием Стефана, определяется верхними и нижними граничными условиями и литологическими особенностями горных пород. Максимальная глубина многолетнего промерзания может быть выражена следующей зависимостью:

ξ _мн = f(А_ср , t_ср, Т_мн, l, С, Q_ф, ģ),

где: А_ср , t_ср - амплитуда и среднее значение многолетних температур на поверхности; Т_мн, - период их колебаний; l, С – теплопроводность и теплоемкость горных пород; Q_ф - затраты тепла на фазовые переходы; ģ – Величина геотермического градиента.

На основе многочисленных решений задачи Стефана установлено следующее. Многолетнее промерзание прямо пропорционально средней за период отрицательной температуре поверхности, по более сложной зависимости увеличивается с возрастанием амплитуды, прямо пропорционально корню квадратному из периода колебаний температуры и теплопроводности пород. С увеличением влажности пород, за счет увеличения Q_ф, глубина промерзания заметно уменьшается, при этом влияние теплоемкости на ξ _мн невелико. Максимальная мощность мерзлых толщ наблюдается при низких потоках глубинного тепла и наоборот, резко падает с увеличением градиента температур.

Процесс многолетнего промерзания пород, как и сезонного промерзания, обычно длится в течение третьей части периода. Полученные данные показывают (по Ершову, 2002), что мощность мерзлой толщи, формирующейся под влиянием 100000-летних колебаний температуры, нарастает на протяжении примерно 33000 лет. Скорость промерзания в начале процесса будет максимальной, в конце – минимальной. При увеличении затрат тепла на фазовые переходы воды глубина промерзания снижается.

Классический пример расчета глубины промерзания, приводимый в учебниках, выполнен при следующих условиях: Т_мн = 100 тыс.лет, А_мн =6⁰С, t_ср =0⁰С, g = 0.01° С/м, l = 2.89 кДж/(м× ч× °С), Q_ф= 99 219 кДж/м³. Максимальная мощность мерзлых толщ в данном случае составит порядка 180 – 210 м. Если бы «промерзали» сухие породы, то температурная волна могла достичь расчетной глубину уже через 300 лет (вместо 33 тыс.).

Мощности многолетнемерзлых толщ, связанные с различными периодами колебания температур – 100-, 10000- и 100000-летними, при прочих равных условиях соотносятся как 1: 10: 32. В силу этого мощности современных ММТ должны отличаться от сформировавшихся до термического максимума голоцена в 3.5-5 раз и последние от верхне- и среднечетвертичных – в 4-5 раз (Мерзлотоведение, 1981).

В предыдущем разделе указывалось, что сезонное промерзание грунтов происходит при среднегодовых температурах поверхности выше нуля градусов, и чем выше амплитуда колебаний, тем глубже промерзание пород. Глубина проникновения температурной волны связана с ее амплитудой логарифмической зависимостью. Мощность мерзлых толщ может формироваться как при отрицательных, так и положительных температурах на поверхности. Здесь возможны три случая:

1) t_мн < 0°С и А_мн < t_мн;

2) t_мн < 0°С и А_мн > t_мн ;

3) t_мн > 0°С и А_мн > t_мн.

В первом случае многолетнемерзлые породы существуют в течение всего периода колебаний температуры, и такой тип промерзания распространен в суровых климатических условиях северной геокриологической зоны. Во втором случае образуются и развиваются мерзлые толщи, которые эпизодически оттаивают с поверхности на некоторую глубину. Такой тип промерзания характерен для зон распространения мерзлых толщ со средними температурами от 0 до минус 2°С. И, наконец, в последнем случае мерзлые породы образуются только в самое холодное время периода. Такой тип промерзания характерен для южной зоны распространения пород со среднегодовыми температурами близкими 0°С.

При многолетнем промерзании горных пород, которое продолжается иногда многие тысячи лет, существенное значение в формирование максимальной мощности ММТ имеет величина глубинного потока тепла (q). Направленность и скорость продвижения нижней границы «мерзлоты» зависит от соотношения потоков тепла в талой (q_т) и мерзлой (q_м) зонах по обе стороны границы. В случае равенства потоков тепла температурные условия стационарны и граница неподвижна. Если q_м > q_т, то происходит охлаждение и промерзание пород и мощность ММТ возрастает; в противном случае будет наблюдаться деградация мерзлых толщ снизу.

Величина теплового потока при прочих равных условиях будет прямо пропорциональна градиенту температур, следовательно, и мощность криолитозоны больше там, где градиенты низкие. Такие условия наблюдаются на древних кристаллических массивах, в которых градиенты температур не выходят за пределы 0.5-2.0°С/100 м, а величина глубинного теплового поток не превышает 20-25 мВт/м², при этом мощность криолитозоны достигает 800-1000 м. В сейсмически активных районах и в пределах молодых платформ глубина многолетнего промерзания в 1.5-2.0 раза меньше.

Наиболее высокие плотности тепловых потоков (до 100 мВт/м²) по данным В.Т.Балобаева, характерны для территории Северо-Востока России, поэтому даже при низких среднегодовых температурах поверхности мерзлых пород (до минус 8-10°С) мощность ММТ не превышает, как правило, 200-250 м. В Западной Сибири величина геотермического градиента изменяется от 1.7 до 6.6°С/100 м (Геокриология СССР…, 1989). В западной части плиты значения градиента повышенные – до 4.5-6.0°С/100 м, а в восточной – в два раза ниже. Интенсивность тепловых потоков находится в пределах 40-80 мВт/м², при среднем значении равном 56 мВт/ м².

Кроме рассмотренных факторов на глубину многолетнего промерзания в значительной степени влияют геологическое строение, состав пород и гидрогеологические условия. Например, горные породы часто имеют повышенную теплопроводность вдоль напластования, чем по нормали к пласту. Вследствие этого в сводовых частях антиклинальных складок тепловой поток будет выше, чем в случае горизонтального залегания пород. Отдельные осадочные породы, в первую очередь каменный уголь и углистые сланцы, имеют весьма низкий коэффициент теплопроводности и поэтому в пределах угольных бассейнов мощность мерзлых толщ меньше, чем в окружающих породах. Влияние подземных вод особенно велико в высокопроницаемых зонах разломов, по которым происходит конвективный перенос глубинного тепла.

В заключение следует остановиться на все еще слабо изученном влиянии на мощность многолетнемерзлых пород газовых залежей. Считается, что понижение температуры пород только за счет адиабатического расширения газа может достигать 5°С. Наиболее благоприятные условия для проявления этого процесса должны наблюдаться в зонах повышенной трещиноватости пород.

В последнее время повышенное внимание уделяется газогидратам, продукту взаимодействия природных газов с подземными водами. При образовании этих соединений выделяется значительное количество тепла, равно как и поглощается при разложении – порядка 520-540 кДж/кг, поэтому тепловой эффект процесса может быть весьма существенным. Газовые гидраты – это кристаллические, макроскопические льдоподобные вещества, образующиеся при сравнительно низких (но не обязательно отрицательных по шкале Цельсия) температурах из воды и газа при достаточно высоких давлениях (Истомин, Якушев, 1992). В газогидратах молекулы газа заключены в кристаллические ячейки, состоящие из молекул воды, удерживаемые водородной связью. Общая формула соединения: M × n H₂O, где М – молекула газа – газообразователя, n – количество молекул воды. Большинство компонентов природного газа способны образовывать гидраты кубической структуры I или II типов. В гидратах структуры I (метан, пропан, углекислый газ, сероводород и др.) в элементарной ячейке содержится 46 молекул воды, которые образуют 8 полостей (две малых и 6 больших). В элементарной ячейке структуры II (большинство из не названных газов) находится 136 молекул воды, которые образуют 16 малых и 8 больших полостей.

Газогидраты существуют на достаточно больших глубинах под дном морей и в пределах континентов. Регистрация этого открытия датируется 1969 г. (Васильев В.Г., Макагон Ю.Ф., Требин Ф.А. и Трофимук А.А.). Субмаринные газовые гидраты впервые наблюдались и были описаны в 1979 г. (Каспийское море, Тихоокеанское побережье Америки). Первоначально все находки газогидратов регистрировались как мерзлые отложения. В дальнейшем было доказано, что это своеобразные запасы газа в твердом виде. Мессояхское газовое месторождение, например, переданное в эксплуатацию в 1970 г., кроме свободного газа содержит в верхней части газогидратную залежь (Макагон, 2003). «Можно считать достоверно установленным научным фактом, что природные газовые гидраты образуют скопления, вплоть до формирования газогидратных залежей как на суше, так и под дном морей, а также находятся в рассеянном состоянии» (Кузнецов и др., 2003).

Газовые гидраты могут образовываться и стабильно существовать в широком интервале давлений и температур (для метана: от 2× 10^-8 до 2× 10³ МПа при температуре от 70 до 350 К). Один объем воды связывает в гидратное состояние до 160 объемов метана. При этом ее удельный объем возрастает на 26% (при замерзании воды ее объем увеличивается на 9%) (Макагон, 2003). Теплопроводность газогидратов обычно очень низкая: 0.4 Вт/(м× К) для метана и пропана. Процесс образования газогидрата, как уже было сказано, происходит с выделением тепла, а его разложение – с поглощением тепла. Причем, теплота фазовых переходов выше, чем у воды. «На разложение природных гидратов в пласте необходимо затратить от 6 до 12% энергии, содержащейся в гидратированном газе» (Макагон, 2003, стр.71).

Зоной образования гидрата является толща пород, в которой давление и температура соответствуют термодинамическим условиям стабильного существования гидрата газа. Мощность этой зоны в геологическом разрезе может достигать многих сотен метров. Так, например, для образования гидрата метана при температуре 0°С необходимо давление свыше 26 атм. (2.6 МПа), а при температуре равной минус 10°С достаточно давления 19 атм. При давлениях более 26 атм. гидраты метана могут находится в стабильном состоянии при положительных температурах. Таким образом, в районах криолитозоны, на глубинах 250-300 м и ниже существуют условия для формирования газогидратной метановой залежи. В то же время, гидраты сероводорода при температуре 0°С могут быть в стабильном состоянии непосредственно у поверхности земли (Макагон, 2003).

Процесс образования и разложения газогидратов сходен с образованием водного льда и его таянием. Весьма важное отличие (кроме теплофизических свойств) состоит в том, что температура их образования с падением давления не повышается, как температура замерзания воды, а понижается. Как показывают исследования А.А.Коновалова и И.Д.Данилова (1999), при резком снижении давления (в условиях регрессии морского бассейна) и скачкообразном понижении равновесной температуры, начинается разрушение газогидратной залежи. Это, в свою очередь, вызывает охлаждение контактирующих с ней пород и (при достаточной интенсивности процесса) – их переход в мерзлое состояние. Согласно концепции этих авторов формирование многоярусного строения криолитосферы морских равнин на севере Западной Сибири происходило не только в результате палеотемпературных изменений, но и под воздействием менявшихся в ходе трансгрессий и регрессий давления и фазового состояния газогидратных залежей.

Благоприятные условия для гидратообразования существовали и в горных породах суши в периоды резкого похолодания климата, как это было, например, в сартанское время. Глубокое промерзание недр и понижение температуры пород должны были способствовать образованию гидратов газа (Типенко и др., 1999).В процессе разложения газогидратов при отрицательной температуре (при падении давления) обнаруживается эффект самоконсервации (замедление процесса) вследствие покрытия поверхности гидрата пленкой льда.

Кроме природных широко распространены техногенные газогидраты, образующиеся в призабойной зоне и стволе буровых скважин, в промысловых коллекторах, шлейфах и пр.