Поможем в ✍️ написании учебной работы

Имя

Поможем с курсовой, контрольной, дипломной, рефератом, отчетом по практике, научно-исследовательской и любой другой работой

Выберите тип работыЧасть дипломаДипломная работаКурсовая работаКонтрольная работаРешение задачРефератНаучно - исследовательская работаОтчет по практикеОтветы на билетыТест/экзамен onlineМонографияЭссеДокладКомпьютерный набор текстаКомпьютерный чертежРецензияПереводРепетиторБизнес-планКонспектыПроверка качестваЭкзамен на сайтеАспирантский рефератМагистерская работаНаучная статьяНаучный трудТехническая редакция текстаЧертеж от рукиДиаграммы, таблицыПрезентация к защитеТезисный планРечь к дипломуДоработка заказа клиентаОтзыв на дипломПубликация статьи в ВАКПубликация статьи в ScopusДипломная работа MBAПовышение оригинальностиКопирайтингДругое

Нажимая кнопку "Продолжить", я принимаю политику конфиденциальности

Влияние геоструктурной обстановки проявляется многообразно. Тип тектонической структуры, ее геотермические особенности, характер новейшей активизации, наличие разрыв­ной тектоники, генезис, возраст, состав, обводненность и свой­ства пород, характер их напластований, мощностей и т. д. дей­ствуют в совокупности и разнообразно влияют на строение криолитозоны в разрезе, криогенные особенности ММП, абсо­лютные значения и пространственную изменчивость^ мощностей криолитозоны. Влияние геолого-тектонических условий на крио-литозону проявляется на всех уровнях от регионального до ло­кального. Существуют общие закономерности, свойственные всем континентальным геоструктурам. Установлены особенности такого влияния, неодинаково проявляющиеся в пределах плат­форм и орогенов, а также характерные только для определен­ных структур высоких порядков.

Влияние тектонических структур на мощность и строение криолитозоны прослеживается как ведущая региональная зако­номерность. Она характерна как лля платформ и орогенных областей в целом, так и для структур различных порядков, имеющих площади от сотен тысяч до десятков тысяч квадрат­ных километров. В крупных геоструктурах первого—третьего порядков (например, Сибирская платформа—Анабарский щит— северный склон Вилюйской синеклизы) это влияние носит ре­гиональный характер. В локальных структурах высоких поряд-

191

ков, имеющих площади от нескольких тысяч до десятков квад­ратных километров, оно несколько отличается.

В крупных геологических структурах рассмат­риваемое влияние проявляется через зависимость мощности от величин тепловых потоков из недр Земли, теплофизических свойств слагающих их пород (см. V.2) и геотермических гради­ентов. Влияние геотермических потоков на криолитозону воз­растает с увеличением мощности последней (Общее мерзлото­ведение, 1978). В криохроны при увеличении мощности ММП это связано с уменьшением влияния температурных изменений на поверхности Земли и возрастанием доли тепла из ее недр. В термохроны при повышении температур и уменьшении их градиентов в разрезе криолитозоны происходит оттаивание мно-голетнемерзлых пород снизу, что существенно определяется ве­личиной q_{B 3} . В пределе, когда мерзлая толща становится без­градиентной, все внутреннее тепло на ее подошве расходуется на оттаивание. Таким образом, наибольший темп оттаивания снизу мерзлых пород одинакового состава и льдистости прямо пропорционален величине д_вз (рис. V.5).

Рис. V.5. Скорости промерзания и оттаивания многолетнемерзлых пород (#'м) с разной влажностью ( w ) при различных величинах

теплового потока, мВт/м²:

1 —. 23; 2 —• 45; 3 — 90. Сплошные линии — промерзание сверху, пунктирные — оттаивание снизу (по В„ Т. Балобаеву, 1991)

Геотермические потоки в геоструктурах криолитозоны изме­няются в широких пределах: от 12—15 до 100 мВт/м², достигая

192

в локальных зонах новейшей активизации 400 мВт/м² и более. Величины q_{B 3} отличаются в разных геоструктурах и в их грани­цах рассматриваются при анализе влияния на многолетнее про­мерзание и протаивание литосферы. В пределах мерзлой зоны высокоточных измерений q_{B 3} ниже подошвы ММП немногим бо­лее 140 (Балобаев и др., 1983), причем они неравномерно рас­пределены по площади. Минимальные величины тепловых пото­ков характерны для участков земной коры с наиболее древней складчатостью, которые не претерпели активизации в новейшее время. Напротив, максимальные q_{B 3} свойственны геоструктурам молодым или древним, но подвергшимся тектонической активи­зации в новейшее время.

Наиболее древней и самой крупной геоструктурой в преде­лах криолитозоны Евразии является Сибирская платфор­ма (рис. V.6). Ее северо-восточную часть занимает обширная Анабарская антеклиза. В. центре последней, сложенной крис­таллическими породами архея, очень давно вышедшими на по­верхность и охладившимися до больших глубин, тепловой по­ток составляет 15—20 мВт/м², на ее южном склоне — 17—21 и возрастает до 25 мВт/м² на ее западном склоне. Склоны ан-теклизы сложены в верхней части разреза карбонатными и га­логенными породами, насыщенными с глубин 200—300 м крепкими рассолами. По мнению В. Т. Балобаева, такой низкий тепловой поток имеет коровое происхождение и обеспечивает­ся только радиогенным теплом при низком содержании радио­активных элементов в породах. Низкие тепловые потоки харак­терны и для других положительных структур, в которых крис­таллический фундамент находится на относительно небольшой глубине (2—3 тыс. м), а большая часть чехла сложена карбо-натно-терригенными породами кембрия и ордовика. Таким об­разом, здесь прослеживается тенденция охлаждающего воздей­ствия древнего холодного фундамента. При близком его залега­нии к поверхности она проявляется в снижении величин q_{B 3} и наличии небольших g . Криолитозона, состоящая из двух ос­новных- ярусов: ММП мощностью 200—300 м, морозных и ох­лажденных-пород с криопэгами, имеет очень большую мощ­ность (от 700—-800 до 1000—1500 м). При этом характерны сравнительно высокие /_ср (от —3 ...—5 до —7 ...—8°С), а так­же очень низкие градиенты температур (от одного до долей градуса на 100 м). В. Т. Балобаев утверждает, что криолитозо­на этой части Сибирской платформы находится в стационарном (правильнее в квазистационарном) состоянии. Свидетельством этому служит отсутствие изменений величии тепловых потоков (а следовательно, и фазовых превращений лед—вода) на гра­нице мерзлых и охлажденных пород.

Тепловой поток повышается при переходе к краевым де­прессиям Сибирской платформы, таким, как Вилюйская сине-клиза и Приверхоянский краевой прогиб на востоке, Енисей-Хатаигский и Лено-Анабарский прогибы на севере (рис. V.6).

7 Н. Н. Романовский                                                                                          193

Рис. V.6, Тепловой поток Сибирской платформы и Верхояно-Чукотской складчатой области, мВт/м²: 1 — основные изолинии теплового потока; 2 — дополнительные изолинии; 3 — точки измерения (по В. Т, 13а-

добаеву, 1991)

Эти депрессии, длительное время испытывавшие опускание, вы­полнены мощными (до 6—12 км) осадочными толщами палео­зоя и мезозоя. Для них характерны одинаковые q_{B 3} (46—

55 мВт/м²). При этом над локальными поднятиями (Хапчагай-
ским, Якутским и др.) теплопотоки выше, чем в погруженных
частях прогиба. Наиболее высокие значения тепловых потоков
отмечены в краевых депрессиях и обусловлены выделением теп­
ла в мощной толще осадков при их литификации и устойчивом
опускании этих структур. Повышенные значения q_{B 3} являются
причиной регионального сокращения мощностей мерзлых толщ,
изменяющихся в пределах от 200—300 м над дифференциро­
ванными поднятиями фундамента до 500—600 м в отрицатель­
ных структурах.

Юго-восточную часть Сибирской платформы занимает Ал­данский кристаллический щит, по возрасту слагающих его по­род сходный с Анабарским щитом. Алданский щит выражен в рельефе горами горсто-глыбового типа — Алданским нагорьем, отличается высокой тектонической активностью и, как следст­вие этого, довольно большим тепловым потоком (40—50мВт/м²). Западная часть Алданской антеклизы (Олекмо-Чарский блок), а также ее северный погруженный склон характеризуются ма­лым тепловым потоком (20—30 мВт/м²), сохраняя сходство с Анабарской антеклизой. Существенно, что на неактивизирован-ном северном склоне Алданской антеклизы мощность мерзлых толщ возрастает до 600 м и более, Вместе с тем в расположен­ной севернее части Вилюйской синеклизы, выполненной поро­дами кембрия, юры и мела, где теплопотоки возрастают до 47—

56 мВт/м², мощности мерзлоты снижаются до 200—300 м. Та­
ким образом, сопоставление геотермических условий одновоз-
растных Анабарского и Алданского щитов, сложенных близким
по составу породами, и обрамляющих их участков платформы
показывает, что мезозойская тектоническая активизация сопро­
вождается увеличением q_{B 3} в 2—4 раза.

Западно-Сибирская плита в северной части, где развиты мерзлые толщи, представляет геоструктуру с мощным (порядка 6000 м) чехлом морских и континентальных песчано-глинистых отложений. Во впадинах мощность чехла достигает 8—10 тыс. м. Свойства пород чехла по площади и в разрезе изменяются слабо. Это позволяет прямо сопоставлять теплопо­токи и геотермические градиенты. Основание плиты гетероген-но; оно осложнено впадинами и мегавалами относительно не­большой амплитуды. Его слагают сильнодислоцированные па­леозойские и более древние породы, испытавшие складчатость различного возраста: байкальскую, салаирскую, каледонскую, ранне- и позднегерцинскую. По представлениям В. В. Баулина (1985), величины теплопотоков в чехле увеличиваются с умень­шением возраста складчатого основания плиты (табл. V.1).

Известно, что структуры фундамента плиты в средней ча­сти Западной Сибири вытянуты меридионально, а мощности

7*                                                                                              195

Таблица V.I Величины плотности теплового потока (мВт/м²)

 

в зависимости от возраста фундамента Западно-Сибирской плиты (Баулин, 1985^
Складчатость	Предельные значения	Средние значения
Докембрийская: байкальская салаирская Каледонская Герцинская Мезозойская	21,4—62,1 41,0—52,0 28,5—71,8 25,2—86,2(87)		37,8 26,6 53,8 60,9

мерзлых толщ имеют тенденцию увеличения с запада на вос­ток, от структур более молодых к более древним. Для участ­ков плиты, сходных по мощности (1,5—2 км) и составу пород осадочного чехла, среднегодовым температурам пород (от 0 до — 1°С), но различающихся по возрасту фундамента, мощность мерзлых толщ различается почти в два раза. Так, для площа­дей с салаирской складчатостью мощности ММП варьируют в пределах 330—410 м, а с герцинской — 130—230 м. Подтверж­дением значительного изменения q_{B 3} при разном возрасте склад­чатого основания служат величины геотермических ступеней в осадочном чехле: в области позднегерцинской складчатости фундамента она составляет 22—26 м, герцинской — 25—36, салаирской — 31—46 м (Баулин, 1985). Распределение тепло­вого потока по площади соответствует преимущественно мери­дионально вытянутым структурам кристаллического фундамен­та (Балобаев, 1983, 1991). Закономерности изменения теплопо-токов с севера плиты, где фундамент имеет древний возраст, на юг не обнаруживаются. Только южнее границы криолитозоны намечается уменьшение теплового потока до 40—45 мВт/м². Минимальные значения q_{B 3} относятся к восточной приенисей-ской части, а максимальные — к западной приуральской части плиты. Величина q_{B 3} изменяется от 65 до 50 мВт/м² (рис. V.7). Однако прямую корреляцию между возрастом фундамента и тепловым потоком В. Т. Балобаев отрицает. Он указывает, что мощный мезокайнозойский осадочный чехол нивелирует теп-ловое влияние неоднородного складчатого фундамента.

Для Западно-Сибирской плиты известна зависимость мощ­ности ММП от глубины залегания фундамента, прослеживаю­щаяся при небольшой (до 2000 м) мощности осадочного чех­ла. Кристаллические породы фундамента с более высокой теп­лопроводностью по сравнению с осадочными, слабо метаморфи-зированными породами чехла, залегая на одинаковых глуби­нах, имеют более высокие пластовые температуры. В. В. Бау­лин (1985) указывает, что в связи с этим мощность мерзлых толщ в целом возрастает с погружением фундамента плиты. Так, к югу от г. Салехарда в долине Оби, где глубина кровли

196

Рис. V.7. Тепловой поток в пределах Западно-Сибирской плиты,

мВт/м²: 1 — 70—80; 2 — 60—70; 3 — 50—60; 4 — 40—50 (по

А. Р. Курчикову и Б. П. Ставицкому, 1987)

фундамента увеличивается от 380 до 800 м и более, мощность мерзлой толщи составляет от 30 до 40% от глубины залегания фундамента. По широтному профилю на юге п-ова Ямал (67° с. ш.) установлено поднятие кровли меловых отложений над выступом палеозойского фундамента. Подошва мерзлой толщи повторяет конфигурацию кровли мезозойских пород и ее мощ­ности составляют около 40% мощности осадочного чехла.

Геотермические особенности горных областей криолитозоны изучены слабо. Более других исследованы тепловые потоки Верхояно-Чукотской горно-складчатой области (Балобаев и др.,

197

1983), Байкальской горной области и Забайкалья (Лысак, 1988). В Верхояно-Чукотской области теплопотоки достаточно высоки (см. рис. V.6) (от 46 до 100 мВт/м²) и существенно за­висят от активности орогенеза в настоящее время. В. Т. Бало-баевым проведено сопоставление тепловых потоков для горных сооружений Верхоянского мегантиклинория, сложенного одно­образными по составу терригенными флишеподобными порода­ми. Эти горы характеризуются разной высотой, прямо корре­лируемой с амплитудой новейших поднятий и их дифференциа­цией по площади (табл. V.2). Приведенные в таблице высоты

Таблица V. 2

Тепловой поток в горных сооружениях Верхояно-Колымской складчатой зоны {Балобаев и др., 1983)

 

Горное сооружение	Высота измерений, м	Тепловой поток, мВт/м2
Хараулахский хр.	180	46
Янское нагорье	200	57 ' .
	250—400	60
	460—600	71
	800	76
Селенняхский хр.	700—850	75
Хр. Тас-Кысмаабыт	800—900	88
Хр. Сунтар-Хаята	700	100

измерений соответствуют средней высоте системы долина— привершинная часть в каждой из указанных групп. Наиболь­ший поток установлен для хр. Сунтар-Хаята (100 мВт/м²) — альпинотипного горного сооружения, испытывающего активное новейшее воздымание. В. Т. Балобаевым сделан вывод о том, что чем активнее происходит орогенез, тем больше тепла при этом выделяется в массивах.

В. Т. Балобаев (1991) указывает на наличие огромной зоны максимального теплопотока от 80 до 100 мВт/м² в центре Вер-хояно-Колымской области, где развит верхоянский геосинкли­нальный комплекс мощностью 16—18 км. Она охватывает са­мые высокие хребты (или их части): Верхоянский, Черский, Момский, Полоусный, Сунтар-Хаята и др. Для такого сурово­го региона при низких значениях t_cp мощность мерзлых толщ относительно небольшая. В депрессиях рельефа мощность ММП варьирует от 100 до 300 м и увеличивается до 500—600 м только в осевых частях горных хребтов в соответствии с высот­ной геокриологической поясностью (Некрасов, 1976).

Область с ^вз от 60 до 80 мВт/м² охватывает всю оставшу­юся территорию развития Верхоянского геосинклинального комплекса, а также значительную часть эвгеосинклинальнои зо­ны на западе Индигиро-Колымской впадины. Для этой области характерны рельеф высоких плоскогорий и пониженная новей-

198

шая тектоническая активность. Мощности мерзлых толщ в де­прессиях рельефа в северных регионах этой области составля­ют 200—300 м, а на плато — до 400—500 м.

Остальная часть Верхояно-Колымской складчатой области имеет q_{B 3} менее 60 мВт/м², а дорифейских срединных масси­вов — предположительно ниже 50 мВт/м². Они представляют или древнейшие ядра стабилизации континентальной коры, или переработанные останцы кристаллических массивов восточной оконечности Сибирской платформы. Их структура и, видимо, теплопотоки сходны с Алданским щитом. На северной окраине области располагается зона низких значений q_{B 3} (40— 50 мВт/м²), соответствующая области затухания мезозоид. Вер­хоянский комплекс здесь имеет небольшую мощность, породы слабо дислоцированы, рельеф равнинный, нарушаемый подня­тием отдельных блоков. Здесь отмечаются наибольшие для ре­гиона мощности мерзлых толщ (до 500—700 м).

Колымо-Чукотская складчатая область в геотермическом отношении изучена слабо. В ее пределах q_{B 3} изменяется от 60 до 70 мВт/м². Только кайнозойские наложенные впадины (Мар­ковская и Анадырская) имеют q_{B 3} =44—56 мВт/м².

Немногочисленные данные по тепловым потокам Охотско-Чукотского вулканогенного пояса (42—61 мВт/м²) свидетель­ствуют об отсутствии влияния на современный региональный тепловой режим недр прошлой вулканической деятельности. Для вулканических дуг и активных континентальных окраин также характерны невысокие значения q_{B 3} — от 30 (Курило-Камчатский желоб) до 55 мВт/м² (Алеутская дуга).

На большей части орогенных систем, за исключением меж­горных тектонических впадин, на поверхность выведены мета-морфизованные и изверженные породы, обладающие высокой теплопроводностью, и в целом слабо дифференцированные по теплофизическим свойствам. В силу этого температура недр в таких структурах определяется в основном внутриземным теп­ловым потоком. На глубине 3000 м она составляет в хребтах Верхоянском 100°С и выше, в Селенняхском.— 86°, в Колым­ском горном массиве — 70°С, в горах Охотско-Чукотского вул­канического пояса — до 85°С и выше. Если избавиться от сложного влияния горного рельефа, то выявляются приближен­ные зависимости мощностей мерзлых толщ от величины q_{B 3} . В Верхояно-Чукотской горно-складчатой области мощности ММП в низко- и среднегорном поясах (ниже 1400 м) нигде не превышают 500 м. Самые малые мощности характерны для структур с большими теплопотоками.

В горных сооружениях Байкальской горной области и Ста­нового нагорья q_{B 3} и их влияние на мощности ММП изучены недостаточно. Становая складчатая область имеет тепловые по­токи ниже 40 мВт/м² и в этом отношении не отличается от юго-восточной окраины Сибирской платформы. Величины теплопо-токов резко дифференцируются в пределах Байкальского риф-

199

та и имеют тенденцию увеличения по мере активизации струк­тур. В первом приближении величины q_{B 3} монолитно поднима­ющихся гор, сложенных изверженными и метаморфическими породами байкальского комплекса, составляют 30—50 мВт/м². Близкие значения q_{B 3} могут иметь и опускающиеся блоки, в том числе погруженные под впадинами байкальского типа, где по шовным зонам, в пределах их горного обрамления с резко диф­ференцированными движениями блоков диапазон вариаций */_вз существенно возрастает. Наряду с указанными фоновыми зна­чениями могут существовать q_{B 3} от 100 до 400 мВт/м². Все это сказывается на большом диапазоне изменений мощности мерз­лых толщ.

Влияние локальных тектонических структур на мощность мерзлых толщ широко и многообразно проявляется на плат­формах и в орогенных областях, особенно ярко в суровых гео­криологических условиях. Причины такого явления различны: это перераспределение потока внутриземного тепла в верхней части литосферы вследствие различий теплофизических свойств геологических тел в массивах, влияние потоков подземных вод подмеозлотного стока и др.

В осадочном чехле платформ влияние локальных пликатив-ных структур на мощность мерзлых толщ впервые было уста­новлено Д. И. Дьяковым, рассматривал его и В. А. Кудрявцев (1954, 1959). Затем оно получило многочисленные подтвержде­ния при изучении мерзлых толщ Западно-Сибирской плиты Г. Б. Острым, А. Ф. Черкашиным, В. В. Баулиным и другими; Вилюйской синеклизы и Верхоянского краевого прогиба В. Т. Балобаевым, П. И. Мельниковым, В. В. Баулиным и др. Сходные закономерности выявлены Л. М. Демидюк в чехле тектонических впадин забайкальского типа и В. В. Ловчуком в" угленосных структурах Верхояно-Колымской области. На пер­вых этапах геотермических исследований были получены мно­гочисленные факты, свидетельствующие о том, что мощности мерзлых толщ в сводовой части антиклинальных структур с поперечником от первых до нескольких десятков километров меньше, чем на их крыльях, а в синклинальных структурах мерзлые толщи в их осевой части больше, чем на крыльях структур (рис. V.8).

Рис. V.8. Схема залегания многолетнемерзлых пород в антиклинальных (I) и синклинальных (II) структурах

200

Превышение мощностей ММП в центре антиклинальных структур высоких (V—VI) порядков над мощностями на их крыльях в чехле Западно-Сибирской плиты достигает 30—40% и составляет от нескольких десятков до 250 м. Это явление объясняется многими исследователями перераспределением q_B 3 в слоистом осадочном чехле. Причинами являются неодинако­вая теплопроводность пород ниже подошвы мерзлой толщи (большая в сводовой части структур и меньшая на крыльях)» а также анизотропная теплопроводность по нормали к наплас­тованию и по пластам. Теплопроводность пород по напластова­нию (Я_м) обычно больше, чем по нормали к поверхности плас­тов ( i \\/ h ±)- Коэффициент анизотропии теплопроводности (^iAj.) возрастает в толщах с отчетливо проявляющейся слоис­тостью и внутрипластовой трещиноватостью. По данным Д. И. Дьяконова, он может достигать 1,32. В пликативных ан­тиклинальных структурах в осадочном чехле платформ углы падения слоев на крыльях не более 4—6°. Это делает невысо­ким влияние анизотропии теплопроводности в слоистых струк­турах на искажения нормального температурного поля, на раз­личия в значениях g и в мощностях мерзлых толщ в их осевой части и на крыльях.

Следует подчеркнуть, что над антиклинальными локальны­ми структурами в чехле платформ широко известны и другие вариации изменения мощностей ММП и положения изотерми­ческих поверхностей, в том числе и с нулевой температурой (подошва криолитозоны). Над рядом структур мощность крио-литозоны практически не изменяется, над другими — увеличи­вается. Последнее широко отмечается над газоносными струк­турами Западной Сибири (Баулин, 1985). Глубина залегания газовых залежей здесь колеблется от 600 до 1500 м при мощ­ностях ММП соответственно от 200 до 500 м и геотермических градиентах от 5 до 2°С/100 м. Вместе с тем на ряде других газоносных площадей мощности мерзлых толщ меньше над сво­дами структур, чем над крыльями. Примерами могут служить Уренгойская структура в Западной Сибири, Средневилюйская и другие структуры Якутии.

В. В. Баулин и А. Л. Чеховский подчеркивают различную природу отрицательных температурных аномалий над газонос­ными структурами и положительных над локальными антикли­нальными структурами, где не обнаружено промышленного со­держания газа. Они объясняют наличие отрицательных темпе­ратурных аномалий эффектом адиабатического расширения га­за, проникающего по трещинам в перекрывающие породы. Из­вестно, что такой эффект характерен для структур (вне области многолетней мерзлоты), в сводовой части которых существуют разрывные нарушения и зоны повышенной трещиноватости, по которым происходят утечки газа. По оценкам В. Ф. Борзасе-кова, понижение температур над газовыми залежами в Туркме­нии достигает 3—5°С. Оценивая влияние эффекта адиабатиче-

201

ского расширения газа на мощность ММП, существенно под­черкнуть, что выходы газа и их охлаждающее влияние должны были продолжаться десятки, а возможно, даже и сотни тысяч лет и происходить как на этапе увеличения мощности мерзлоты в позднем плейстоцене, так и ее оттаивания снизу в голоцене. Это нереально, так как привело бы к разубоживанию или раз­рушению залежей газа, что, как известно, не характерно для Западно-Сибирской нефтегазоносной провинции. Кроме того, газы метанового ряда, проникающие в перекрывающие толщи пород и охлаждающиеся в них, попадают в такие термобариче­ские условия, в которых они при взаимодействии с подземны­ми водами должны образовывать газовые гидраты. Последние заполняют трещины и не допускают разрушения залежи (Ца­рев, 1976). Это исключает дальнейшее адиабатическое расши­рение газа, и температурная аномалия быстро исчезает. Объяс­нения этому явлению приводятся ниже (V.6).

В синклинальных структурах, сложенных осадочными и оса-дочно-вулканогенными слоистыми породами, мощность мерзлых толщ в осевой части бывает больше, чем на их крыльях. Такая картина характерна для структур чехла впадин забайкальского типа, выполненных мезозойскими угленосными терригенными породами, а также для угольных месторождений во впадинах Верхояно-Колымской горно-складчатой области. В. В. Ловчу-ком установлено, что в пределах последних теплопроводность пластов (0,2—0,4 Вт/м-К) существенно ниже, чем вмещающих их песчаников, сланцев и алевролитов (1,6—1,8 Вт/м-К). На поверхности задавалась постоянная отрицательная температу­ра —6°С. Результаты моделирования промерзания синклиналь­ной структуры с угольным пластом, выходящим на поверхность, в целом показали удовлетворительное сходство с натуральными данными (Красе, Ловчук, 1972). Было подтверждено, что струк­турные неоднородности сильно влияют на конфигурацию фрон­та многолетнего промерзания, как изменяющегося во времени, так и достигшего стационарного положения (рис. V.9).

Конфигурация мерзлых толщ в антиклинальных гидрогеоло­гических структурах с осевой частью, осложненной разрывной зоной, по которой осуществляется напорная разгрузка артези­анских вод, показана на рис. V.10. В этом случае возрастание мощности ММП от крыльев к оси складки обусловлено помимо изложенных выше причин охлаждающим влиянием нисходяще­го потока пластовых подземных вод, нагревающихся за счет пе­рехвата потока геотермического тепла и уменьшения тепловых потоков к подошве мерзлой толщи. Сплошность последней на­рушается в осевой части структуры узким гидрогеогенным на-порно-фильтрационным таликом, по которому идет разгрузка .вод подмерзлотного стока.

Изменение мощностей мерзлых толщ наблюдается в ло­кальных структурах с наклонными контактами пород (рис. V. 11), имеющих разные теплопроводности, и с контактами

202

Рис. V.9. Положение подошвы мерзлых толщ в синклинальной угольной складке:

/ _ 50 лет; 2 — 100; 3 — 550; 4 — 1000; 5 — 5000; 6 — 13 000; 7 — 100 тыс. лет (по С. С, Григоряну,

№. С. Крассу и др., 1987)

Рис. V.10. Конфигурация мерзлых толщ в антиклинальных (I) и синклинальных (II) складках с дизъюнктивными нарушениями в осевых частях и разгрузкой

по ним напорных подземных вод:

1 — переслаивание сланцев и песчаников; 2 — супеси и суглинки; 3 — разрыв­ные нарушения; 4 — многолетнемерзлая толща; 5 — направление движения подземных вод; 6 — источники и наледь

сложной формы (рис. V.12). Исследование стационарных теп­ловых полей таких структур, проведенное В. Т. Балобаевым, показывает искажение направлений тепловых потоков на кон­такте сред с разными X и изменение мощностей ММП. В слу­чае залегания пород с большими к над менее теплопроводны­ми мощность ММП при равных температурах поверхности и ^вз существенно больше, чем при обратном соотношении. Вто­рой вариант (рис. У.11,П и V.12, II) характерен для распрост­раненного случая залегания рыхлых отложений над скальными

204

Рис. V.ll. Тепловое поле массивов горных пород разной теплопроводно­сти при наклонном контакте: I ■— A,iA₂ = 3; II — Xi / X ₂ =\/3. Стрелки — векторы теплового поля

Рис. V.12. Тепловое поле массивов горных пород разной теплопроводности с

контактом сложной конфигурации:

I — XiA₂ = 3: II — XiA2=l/3. Стрелки — векторы теплого поля (по

В. Т. Балобаеву, 1991)

в тектонических депрессиях и долинах рек. Здесь обычно мощ­ности мерзлых толщ за счет низкой теплопроводности дисперс­ных пород и их повышенной теплоемкости меньше, чем на со­предельных скальных массивах.

Влияние разрывных нарушений на дифференциацию мощно­стей ММП и криогенное строение мерзлых толщ изучалось многими исследователями как на платформах, так и в ороген-ных областях. Установлено, что влияние дизъюнктивов прояв­ляется на разных уровнях: от крупных региональных разломов до небольших локальных нарушений. В наибольшей степени на строение, мощность ММП и их прерывистость (наличие та­ликов, приуроченных к разломам) влияют разрывные наруше­ния, образовавшиеся в условиях растяжения, и не «залечен­ные» последующими геологическими процессами (вулканичес­кими, гидротермальными и др.). Эти разломы обладают повы­шенной трещиноватостью пород и проницаемостью для флюи­дов и газов. Они бывают древними, долгоживущими, обновляе­мыми современными движениями, или новейшими, образовав-

205

шимися в кайнозое и активно развивающимися до настоящего времени. Такие разломы играют большую роль в гидрогеоло­гии криолитозоны и распределении таликов. В горных районах с мощной низкотемпературной мерзлотой к таким разломам приурочены инфильтрационные подозерные и подрусловые та­лики. Последние существуют иногда в верховьях рек, в кото­рых зимой полностью прекращается поверхностный сток. Ими контролируются пути активного подземного стока, как под до­линами рек (которые чаще всего и заложены по разломной се­ти), так и вне их. Это обеспечивает во многих орогенных обла­стях перетоки подмерзлотных вод из одних криогидрогеологи-ческих структур в другие. Наконец, дизъюнктивы определяют местоположения очагов разгрузки подземных вод и наледей. Особенно отчетливо это проявляется в условиях низкотемпера­турной мощной криолитозоны. Например, в Верхояно-Чукот-ской и на севере Байкальской горно-складчатых областей как в горных хребтах, так и в тектонических межгорных впадинах талики и наледи буквально «нанизаны» на разломы.

Мощность ММП по зонам разрывных нарушений, как пра­вило, меньше, чем в пределах сопредельных ненарушенных бло­ков пород. В особой мере это относится к структурам с актив­ным водообменом, где разрывные нарушения служат основны­ми путями стока подземных вод. Последние и оказывают отеп­ляющее влияние на температурный режим пород, обусловливая сокращение мощностей мерзлых толщ. Особенно ярко эта зако­номерность проявляется в пределах наложенных кайнозойских тектонических впадин Верхояно-Чукотской орогенной области. Здесь на общем фоне мерзлых толщ мощностью 300—400 м разрывные унаследованные нарушения маркируются мощностя­ми 250—200 м и менее. В результате мерзлые толщи имеют во впадинах блоковый характер. В местах пересечения разломов часто существуют напорно-фильтрационные талики и наледи подземных вод (рис. V.13).

Криогенное строение ММП разрывных нарушений различно и зависит существенно от их положения в рельефе. Выше уров­ня речной сети в условиях сплошной мерзлоты мерзлые поро­ды разрывных нарушений обладают часто открытой трещино-ватостью, разнообразными, в том числе неполно выраженными* криотекстурами, трещинами, заполненными сублимационным льдом, и т. д.

Ниже уровня речной сети, контролирующего положение вер­тикальных зон периодического и постоянного обводнения по­род, ММП массивов и разломов обладают высокой льдисто-стью, полно выраженными криотекстурами и горизонтами крио­генной дезинтеграции. Новейшие подвижки приводят к механи­ческому дроблению породы, нарушению исходного криогенного строения, тектонической режеляции, изменению криотекстур и структуры шлиров льда. Такие субвертикальные зоны повы­шенного льдонакопления и специфического криогенного вывет-

206

Рис. V.13. Схема влияния разрывных нарушений на мощности мерз­лых толщ в осадочном чехле межгорной тектонической впадины: / — скальные осадочно-метаморфические породы; 2 — алевриты; 3 — конгломераты и галечники; 4 — лигниты; 5 — «ледовый комплекс^; 6 — разломы; 7 — граница многолетнемерзлых пород; 8 — наледь; 9 — направление движения подземных вод

ривания А. П. Горбунов (1974) рассматривает как зоны текто­нического криогипергенеза.

V.4. ВЛИЯНИЕ ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОГО

УСТРОЙСТВА ПОВЕРХНОСТИ НА МОЩНОСТИ И СТРОЕНИЕ КРИОЛИТОЗОНЫ

Можно выделить несколько основных направлений во взаимосвязи геоморфологического устройства (рельефа) по­верхности и мощности и криогенного строения криолитозоны. 1. Рельеф крупных регионов является условием проявления широтной геокриологической зональности (см. П.2) и высотной поясности (см. II.3) в распределении температур пород. В. А. Кудрявцев (1954) по рельефу для целей мерзлотно-тем-пературного районирования выделил низменные равни-н ы, где проявляется только геокриологическая зональность; плоскогорья и плато, где в пределах плоских междуре­чий существует зональность, а в глубоких врезах долин -— эле­менты геокриологической высотной поясности; горно-ск л ад-чат ые области, в которых превалирует влияние высотной геокриологической поясности. Зональность температур пород в горно-складчатых областях, вытянутых с юга на север, просле­живается при сравнении геокриологических условий однотип-

207

ных по рельефу и абсолютным высотам поверхностей: днищ тектонических впадин, долин рек, склонов одинаковой ориента­ции, плоских междуречий и др. Зональные понижения темпе­ратур пород в пределах южной геокриологической зоны низ­менных равнин и плато, где с поверхности развиты верхнего-лоценовые, преимущественно эпикриогенные мерзлые толщи, обусловливают повышение их мощностей от первых метров до 100—150 м, реже больше. В северной геокриологической зоне таких геоморфологических провинций и областей связь зональ­ности температур пород и мощностей криолитозоны существен­но нарушается и на первый план выходят влияния палеогео-криологических, геолого-тектонических условий и др. В горно-складчатых областях такие же закономерности характерны для тектонических впадин, особенно выполненных кайнозойскими дисперсными отложениями.

В пределах горных сооружений горно-складчатых областей, где развиты преимущественно квазистационарные (стационар­ные по В. Т. Балобаеву) мерзлые толщи скальных пород, из­менение t_Cp с высотой (см. II.3) является одной из прямых при­чин возрастания их мощностей. Следует напомнить, что горные сооружения часто являются природными орографическими барьерами, влияющими на перехват влагонесущих воздушных масс (см. П.4). Результат этого — не только неодинаковые температуры пород и распространение мерзлых толщ, но и мощности последних на разноориентированных склонах горных сооружений в целом, а в их пределах — на склонах горных хребтов, групп и отдельных гор. В умеренных и особенно низ­ких широтах ярко проявляется экспозиционная асимметрия как t_Cp , так и мощностей ММП, связанная с неравномерным рас­пределением прямой солнечной радиации на склонах северных и южных экспозиций.

2. Рельеф является фактором, который обусловливает пе­рераспределение тепловых потоков и градиентов температур в верхних горизонтах земной коры. В результате на разных эле­ментах рельефа нижние граничные условия формирования мерзлых толщ становятся существенно неоднородными. Наибо­лее ярко это проявляется в условиях контрастного рельефа с большими амплитудами высот. В горах Северо-Востока России (Губкин, 1952; Калабин, 1960) нижняя граница мерзлых толщ представляет волнистую поверхность, в несколько сглаженном виде повторяющую формы рельефа. Под вершинами гор мощ­ность ММП была всегда больше, чем под долинами. По дан­ным В. В. Ловчука, линейные отклонения от средних значений мощностей мерзлых толщ под положительными элементами рельефа достигают 40—70 м, а под отрицательными — минус 20—40 м. Глубина влияния рельефа на температурное поле ли­тосферы зависит от относительного превышения вершин над до­линами и от расстояния между сходными одинаковыми элемен­тами рельефа (вершинами гор и днищами долин). В Верхоя-

208                                                                                   . •

но-Колымской орогенной области глубина влияния рельефа в 4—5 раз больше разницы высот днищ долин и вершин (Бало-баев, 1991).

Геотермические исследования и моделирование на основе натурных данных теплового поля (Балобаев, Левченко, 1978) показали, что искажение теплового поля рельефом наблюда­ется до глубины 3000 м (рис. V.14), где q\_B3 равен 100+10

Рис. V.14. Тепловое поле горных пород в хр. Сунтар-Хаята (Верхояно-Чукотская горная область) по результатам интерпретации фактичес­ких материалов.

Вертикальные линии — скважины, горизонтальные — штольни, стрел­ки — векторы теплового потока (по В. Т. Балобаеву, 1991)

мВт/м². Плотность теплового потока и величины геотермичес­ких градиентов возрастают, а мощность ММП снижается под долинами (рис. V.15). Под вершинами q_{B 3} и значения геотерми­ческих градиентов понижаются, а мощность мерзлых толщ воз-

Рис. V.15. Тепловое поле горных пород при наличии водоемов на

поверхности.

20 Q

Вертикальные линии — скважины, стрелки — векторы теплового потока (по В. Т. Балобаеву, 1991)

растает. В приповерхностном слое мощностью 100 м плотность теплового потока под долинами в 3—6 раз выше, чем под вер­шинами, составляя соответственно 151 и 26—36 мВт/м². С глу­биной дифференциация плотностей q_{B 3} под разными элемента­ми рельефа снижается (табл. V.3). Выравниваются и величи­ны геотермических градиентов.

Таблица V. 3

Тепловой поток q_{B 3} под разными элементами рельефа в зависимости от глубины в хр, Сунтар-Хаята, мВт/м² (Балобаев, 1991)

 

 

 

 

Интервал	На склоне южной			На склоне	северной	Среднее
глубин от	экспозиции		В днище	экспозиции		t7R4 ПО
поверхности, м			долины			4 по профилю
	вершина	середина		середина	вершина
0—100	26	87	151	75	36	15
0—500	36	85	129	85	31	79
500—1000	78	100	111	93	78	92
1000—2000	95	100	103	97	92	97
2000—3000	99	100	101	100	97	99
3000—4000	100	100	100	100	100	100

Установлена и другая закономерность: усредненные по всем элементам рельефа значения теплового потока снижаются в на­правлении поверхности. Происходит это из-за того, что площа­ди изотермических поверхностей, к которым векторы теплового потока всегда перпендикулярны, увеличиваются к поверхности Земли, и тем больше, чем изрезаннее рельеф. В результате од­но и то же количество внутриземного тепла распределяется на все увеличивающуюся площадь. Поэтому средняя плотность теплового потока в горных районах уменьшается к поверхности Земли, причем тем значительнее, чем больше расчленение рель­ефа и- величина его поверхности. Для хр. Сунтар-Хаята днев­ная поверхность примерно на 11% больше ее проекции на гори­зонтальную плоскость, а плотность теплового потока у поверх­ности на 12—13% меньше, чем у неискаженного теплового по­тока на глубине 3 км.

В. Т. Балобаевым показано, что наименьшее искажение плотности теплового потока вблизи поверхности характерно для средней части склонов гор. Максимальные тепловые потоки и минимальные мощности ММП находятся в месте сочленения склонов и горизонтальных поверхностей (равнин, широких днищ, долин рек и др.) (Григорян, Красе и др., 1987). Много­численные температурные измерения в глубоких скважинах в горных сооружениях, сложенных скальными породами разного состава и возраста, свидетельствуют о преимущественном рас­пространении стационарных мерзлых толщ. Исследования свя­зи рельефа гор, их абсолютных и относительных высот и мощ­ностей мерзлых толщ были проведены в разных регионах Н. А. Некрасовым, В. Г. Гольтманом, Н. С. Шевелевой, Л. Н. Со-

210

ловьевой, А. П. Горбуновым и др. Было установлено, что при любом виде высотной геокриологической поясности в распреде­лении температур пород (см. П.З) мощности мерзлых толщ всегда увеличиваются с высотой. Значения высотного градиента увеличения мощностей ММП неодинаковы в разных горных со­оружениях, но обычно они составляют первые десятки метров на 100 м подъема.

3. Рельеф влияет на положение зеркала грунтовых вод, на
изменения обводненности и дренированности пород в криогид-
рогеологических структурах в процессе формирования криоли­
тозоны. Для низменных равнин типично близкое залегание зер­
кала грунтовых вод к поверхности и влажность пород в тали­
ках близка к полной влагоемкости, а для многолетнемерзлых
пород характерны полно выраженные криотекстуры и значи­
тельная льдистость. В горных районах массивы скальных по­
род в значительной мере дренированы, для криогенного строе­
ния ММП в массивах характерно наличие блоков с неполно вы­
раженными криотекстурами, открытой пустотностью, свободным
воздухообменом, горизонтами криогенной дезинтеграции по­
род, контролируемыми положением уровня вод в долинах рек
или долинных водоносных таликах (см. IV.4).

На плоскогорьях вдоль врезанных в поверхность долин су­ществует в массивах полоса дренированных пород, часто с от­крытой пустотностью, неполно выраженными криотекстурами, воздухообменом и сопутствующими процессами и явлениями. Особенно характерно такое явление для закарстованных кар­бонатных пород и трапповых тел на Сибирской платформе.

4. В долинах крупных рек и больших озерных котловинах
аккумулятивных равнин, на морских террасах Арктического по­
бережья и островов (VIII.3) устанавливается связь возраста
элементов рельефа и мощностей криолитозоны. Такая связь
проявляется только в том случае, когда возраст соответствую­
щей аккумулятивной поверхности соизмерим с временем, необ­
ходимым для формирования образующейся в ее пределах мерз­
лой толщи. Возрастание мощности ММП характерно для тер­
рас Лены, Оби и других крупных рек в пределах северной гео­
криологической зоны. При этом такая связь прослеживается
только от поймы до третьей надпойменной террасы и не про­
является на более высоких и древних уровнях. Характерно, что
с общим увеличением мощностей мерзлых толщ, а на морских
террасах — криолитозоны возрастает влияние локальных гео­
структур на дифференциацию мощностей ММП (см. V.3). Вы­
ше третьей террасы прослеживается только последняя законо­
мерность. Причиной связи возраста террас и мощностей ММП
(и криолитозоны) является наличие талого состояния пород —
сквозных таликов под руслами крупных рек, в прибрежной ча­
сти шельфа, под крупными озерами. Многолетнее промерзание
пород начинается со времени перехода их соответственно в ста­
дию речной поймы, низкой морской или озерной террасы, т. е.

211

с выходом из-под уровня водотока или водоема. Чем древнее аккумулятивная поверхность, тем больше время формирования и мощность мерзлой толщи. Связь с возрастом рельефа сохра­няется до тех пор, пока мощность ММП не достигнет предель­ного значения (с учетом средней за время формирования тем­пературы пород, их теплофизических свойств и теплопотоков), т. е. не выйдет из стадии аградационного и не перейдет в ста­дию квазистационарного развития с периодически установив­шимся температурным режимом. Однако и в этом случае на бо­лее древних и высоких поверхностях возможно наличие более мощных мерзлых толщ, сформировавшихся за более длитель­ный и в целом более холодный этап (в позднем плейстоцене) и в настоящее время находящихся в состоянии деградации снизу.

Связь мощностей мерзлых толщ с возрастом террас не про­слеживается в северной геокриологической зоне на небольших реках, под которыми талики отсутствуют или развиты несквоз­ные грунтово-фильтрационные талики, слабо влияющие на со­кращение мощности ММП снизу. Причинная связь мощностей „ММП с разновозрастными элементами рельефа отсутствует в южной геокриологической зоне. Здесь возраст аккумулятивных форм рельефа всегда существенно больше, чем время формиро­вания верхнеголоценовых и современных мерзлых толщ.

5. На связь рельефа и распространение различных по ха­рактеру их промерзания типов ММП указывалось выше (см. IV). Так, с денудационными формами рельефа коррелируются преимущественно эпикриогенные толщи скальных и полускаль­ных пород, с аккумулятивными — эпикриогенные дисперсные и синкриогенные отложения. Для аккумулятивных поверхностей северной геокриологической зоны характерны первично про­мерзшие синхронно эпикриогенные и синкриогенные отложения с высокой льдистостью и залежами подземных льдов различ­ного генезиса. Строение мерзлых толщ на таких поверхностях обычно многоярусное. Их современный рельеф образован под влиянием сильного термокарстового расчленения (озерный и котловинный термокарстовый рельеф). В термокарстовых озе­рах и котловинах накапливаются таберальные (аласные) ком­плексы (см. IV.5). В осушенных озерных котловинах формиру­ются повторно промерзшие эпикриогенные толщи и современ­ные синкриогенные отложения. В останцах первичных поверх­ностей сохраняются высокольдистые породы и подземные льды — субстрат для последующего термокарстового преобразо­вания отложений и трансформации рельефа. Для аккумулятив­ных поверхностей южной геокриологической зоны характерен инверсионный термокарстовый мезо- и микрорельеф (см. IIL9).

V.5. ВЛИЯНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД НА СТРОЕНИЕ,

МОЩНОСТЬ И ПРЕРЫВИСТОСТЬ. КРИОЛИТОЗОНЫ

Подземные воды — это важнейший фактор и усло­вие, определяющие криогенное строение ММП и основные ха-

212

рактеристики крйблйтозоны. Наличие или отсутствие вод в по­родах, их минерализация и состав растворенных солей обуслов­ливают состояние этих пород при переходе температуры через 0° (мерзлые, морозные, охлажденные), особенности криогенной метаморфизации вод, процессы криогенного изменения водонос­ных пород (криогенная дезинтеграция, выпадение солей и др.). Гидрогеологические структуры с характерными для них типа­ми вод, особенностями их питания, стока и разгрузки, гидрогео­химической вертикальной зональностью являются тем базисом, на котором может рассматриваться проблема формирования криолитозоны. Подземные воды многообразно воздействуют на геокриологические условия: влияют на формирование криоген­ного строения мерзлых толщ, строение криолитозоны и оказы­вают тепловое воздействие на всех этапах формирования под­земного стока.

Промерзание пород, слагающих гидрогеологические структу­ры, является одновременно процессом формирования криоген­ ных водоупоров. Последние, образуясь по иным законам, чем литологические, начинают не совпадать с ними уже при мас­сивно-островном распространении ММП (см. II.2). Образова­ние криогенных водоупоров трансформирует обычные гидрогео­логические структуры в криогидрогеологические. Для послед­них характерны питание и разгрузка вод через талики, умень­шение гидравлической емкости, разделение вод криогенными водоупорами на такие категории, как воды СТС, таликов и та-ликовых зон, над-, меж-, внутри- и подмерзлотные воды. Под­земный сток в таких структурах локализуется по таликам, под мерзлыми толщами, реже по межмерзлотным горизонтам. Вли­яние подземных вод на мерзлотные условия неодинаково в раз­ных типах гидрогеологических структур: артезианских и адар-тезианских бассейнах, гидрогеологических массивах и адмасси-вах, вулканогенных супербассейнах и бассейнах карстовых вод. Имеется ряд наиболее общих черт такого влияния, проявляю­щихся на региональном и зональном уровнях, которые и будут рассмотрены в настоящем разделе.

I. Положение уровня подземных вод играет важную роль в характере криогенного строения эпигенетически промерзших пород в массивах. Полная льдонасыщенность характерна толь­ко для пород, залегавших ниже уровня грунтовых вод. Для по­род, входивших в зону аэрации и периодического обводнения, присущи, как правило, неполно выраженные криотекстуры в скальных массивах, контактный лед-цемент — в песках и гравийно-галечниковых отложениях, массивные с редкими не­выдержанными шлирами в глинистых отложениях. Обычно по­ристость (пустотность) пород выше их объемной льдистости. В массивах таких пород могут осуществляться воздухообмен, перенос воды в парообразной фазе, сублимация и аблимация льда. Положение зон аэрации и периодического обводнения в массивах существенно определяется рельефом (V.4) и различ-

213

но в платформенных (VI) и орогенных областях (VII). Это обусловливает различия в криогенном строении ММП в мас­сивах. Положение уровней подземных вод, зон аэрации, перио­дического и постоянного обводнения изменяется в процессе многолетнего промерзания и протаивания пород.

В зоне постоянного обводнения для породы характерно пол­ное заполнение пустот льдом. Для скальных пород типичны полно выраженные трещинные или расширенные трещинные криотекстуры зон криогенной дезинтеграции (см. Ш.2, IV.4). В дисперсных отложениях формируются типы криогенного стро­ения, описанные выше (IV.3). Отложения глинистого состава, залегающие над водоносными слоями, при промерзании при­обретают повышенную льдистость. Над горизонтами, в которых воды имеют высокие напоры, формирование сегрегационных и инъекционных льдов возможно, видимо, и на больших глуби­нах. Об этом свидетельствуют результаты лабораторных опы­тов по льдовыделению в недоуплотненных отложениях при вы­соких давлениях (Ершов и др., 1989). Находит объяснение на­личие льдистых горизонтов в эпикриогенных песчано-глинистых толщах аккумулятивных равнин, вскрываемых скважинами на 200—300 м от поверхности.

П. Влияние вертикальной гидрогеохимической зональности подземных вод на строение криолитозоны наиболее полно про­является на платформах — в артезианских бассейнах платфор­менного типа. В артезианских бассейнах древней Восточно-Си­бирской артезианской области (Сибирская платформа) верти­кальная гидрогеохимическая зональность проявляется в нали­чии зоны пресных.гидрокарбонатных вод до глубины 200—250м на междуречьях и от 20 до 150 м в днищах долин; маломощ­ной не выдержанной зоны солоноватых сульфатных вод и мощ­ной зоны хлоридных соленых вод и рассолов. В молодой За­падно-Сибирской артезианской области зона пресных вод ха­рактеризуется мощностью в несколько сотен метров-. Она по­степенно переходит в зону солоноватых, а затем соленых вод. Только на северной периферии Западной Сибири зона пресных вод сокращена вследствие распространения здесь морских, ле­дово-морских отложений и наличия в них соленых вод морско­го генезиса.

В разрезе криолитозоны вертикальной зоне пресных вод всегда соответствует ярус ММП. Зона солоноватых и слабосо­леных вод обычно в разрезах криолитозоны представлена мерз­лыми породами, включающими линзы и прослои внутри- и межмерзлотных вод с высокой минерализацией в результате криогенного концентрирования. Ниже мерзлых пород сущест­вует обычно ярус охлажденных пород мощностью от несколь­ких метров до нескольких десятков метров. Наконец, зоне силь­носоленых вод и рассолов соответствует ярус охлажденных по­род, в том числе содержащих криопэги. В этом ярусе скальные нетрещиноватые породы находятся в. морозном состоянии. Гра-

214

ницы между ярусами не являются фиксированными, соответст­вующими, например, определенной исходной минерализации. Они существенно изменяются в связи с конкретным характером исходного гидрогеологического разреза и палеомерзлотными условиями. Чем суровее были эти условия, тем на большую глубину происходило промерзание пород, содержавших соленые воды, и тем значительнее была криогенная метаморфизация этих вод. Поэтому существует тенденция зонального увеличения глубины положения границ между названными выше ярусами пород, подвергшихся криогенезу. Однако их положение контро­лируется и многими другими условиями, в частности строением разреза. Например, в мощных толщах пород с однородной пус-тотностью, насыщенных высокоминерализированными водами, при промерзании в верхней части разреза образуются монолит­ные мерзлые породы со слабосолоноватым или пресным льдом, а в нижней — горизонт пород с криопэгами. В слоистой толще при тех же условиях промерзания возникнут прослои мерзлых пород, чередующиеся с прослоями, включающими криопэги.

В южной геокриологической зоне мощность толщ, подверг­шихся криогенезу, как правило, меньше вертикального яруса пресных вод, поэтому здесь развиты только ММП. В северной геокриологической зоне криолитозонё свойственно разнообраз­ное строение по вертикали. Оно определяется мощностями вер­тикальных гидрогеохимических зон и глубиной криогенного пре­образования пород и подземных вод в настоящее время и в криохроны плейстоцена. Мощной многосотметровой вертикаль­ной зоне пресных вод соответствует одноярусный разрез ММП (часть Вилюйской синеклизы в пределах Центральиоякутской низменности). Если криогенезом затронута зона солоноватых вод, в нижней части разреза криолитозоны может появляться маломощный ярус пород с криопэгами, а подошва ММП на несколько десятков метров не совпадает с нулевой геоизотер­мой (север Западно-Сибирской артезианской области). При относительно маломощных (первые сотни метров) зонах прес­ных и солоноватых вод верхняя часть криолитозоны представ­лена ярусом непрерывных по вертикали ММП, сменяющимся ярусом мерзлых пород с линзами внутримерзлотных криопэгов, а ниже мощным ярусом плотных морозных пород (литологиче-ские водоупоры), чередующихся с горизонтами, содержащими криопэги (север Восточно-Сибирской артезианской области). Суммарная мощность криолитозоны здесь изменяется от 600 до 1500 м. В целом наибольшая мощность мерзлых толщ или яруса ММП криолитозоны характерна для периферийных час­тей артезианских бассейнов платформы, где вертикальная зона пресных вод самая большая вследствие промытости разреза. Она меньше в древних артезианских бассейнах (по сравнению с молодыми), а также на северной периферии артезианских об­ластей платформ, затапливавшихся в позднем кайнозое вода­ми Арктического бассейна.

215

III. Тепловое взаимодействие мерзлых толщ горных пород. и подземных вод существенно различается в разных типах гид­рогеологических структур, а также в южной и северной гео­криологических зонах. Большее влияние на мерзлые толщи оказывают подземные воды открытых гидрогеологических структур с интенсивным водообменом, чем структур закрытых со слабым водообменом. Поэтому тепловое взаимодействие-больше в гидрогеологических структурах горно-складчатых об­ластей по сравнению с артезианскими бассейнами платформ В последних водообмен сильнее в структурах южной геокрио­логической зоны с островными и прерывистыми криогенными водоупорами по сравнению со структурами северной — со" сплошными мощными криогенными водоупорами.

Тепловое воздействие подземных вод на мерзлотные уело-. вия в южной геокриологической зоне многообразно. Оно начи­нается на этапе питания подземных вод, которое осуществля­ется при инфильтрации атмосферных осадков, во-первых, через дождевально-радиационные талики на междуречьях, пологих склонах, на речных террасах и конусах выноса, сложенных хо­рошо фильтрующими породами, во-вторых, через гидрогенные талики под водотоками и водоемами. Питание через дожде­вально-радиационные талики имеет отчетливо выраженный се­зонный характер. Зимой породы этих таликов сезонно промер­зают, а в весенне-летний период часть тепла, привносимая в породу дождевыми водами, тратится на протаивание и обогрев пород CMC. Поэтому инфильтрующиеся воды охлаждаются, причем это охлаждение возрастает с юга на север, а в горах — с высотой, и в пределе воды ниже CMC могут иметь темпера­туру около 0°С. Просачивание в массивы пород в направлении^ противоположном потоку внутриземного тепла, приводит к на­греву вод и охлаждению пород. Нисходящее движение таких вод ниже маломощных мерзлых толщ уменьшает тепловой по­ток к подошве последних, в результате чего увеличивается их мощность. Поэтому питание подземных вод через дождеваль­но-радиационные инфильтрационные- талики, с одной сторо­ны, способствует их устойчивому существованию и повышению in , h , t_Cp ] с другой — ниже подошвы СТС создают охлаждаю­щий эффект. Подземные воды в таких случаях являются кол­лектором внутриземного тепла на больших площадях как в та­лых массивах, так и под маломощными мерзлыми толщами, где они обычно обладают напором. Эти воды частично разгру­жаются в долинах рек и под озерами, частично идут на попол­нение вод глубокого стока. Их температура в источниках обыч­но достигает 2°С и выше. Это выше температуры пород в та­ликах, через которые они инфильтруются. Воды глубокого сто­ка в основном питаются за счет поверхностных вод водоемов и водотоков, часто в течение круглого года.

Средние температуры подземных вод «на входе» примерно равны среднегодовым температурам вод водотоков и водоемов

216

(от 2 до 5—7°С), т. е. существенно выше температур ннфиль-трующихся дождевых вод. Их влияние на мерзлые толщи в основном отепляющее. Воды, опускающиеся по разрывным на­рушениям до глубин на 100—200 м, превышающих мощности мерзлых толщ, могут отбирать и выносить внутриземное тепло, выхолаживая недры структур, уменьшая теплопотоки и увели­чивая мощности ММ П. Вместе с тем восходящие подземные воды оказывают на геокриологические условия локальное отеп­ляющее воздействие, приводя или к резкому сокращению мощ­ности мерзлых толщ, или существованию таликов.

В северной геокриологической зоне во всех типах криогид-рогеологических структур питание подземных вод глубокого стока осуществляется за счет поверхностных вод водоемов и водотоков, чаще всего через горизонты грунтовых вод в аллю­вии, пролювии, озерных и других отложениях, приуроченных к таликам и служащих промежуточными коллекторами. В тали­ках под большинством малых и средних рек питание осущест­вляется только в теплый период года, поскольку зимой поверх­ностный сток вод в них практически отсутствует. Это важная особенность гидрологии рек северной геокриологической зоны. Температура воды в реках меняется от 0° (в начале весны и осенью) до 12—14°С (в середине лета), составляя в среднем 2—6°С. Именно воды с такими температурами идут на питание подземных вод глубокого подмерзлотного стока. В нижних и средних течениях этих рек, особенно в горах, происходит раз­грузка вод, сопровождающаяся наледеобразовательными про­цессами (см. 111.11). Крупные реки как транзитные (Обь, Ени­сей, Лена), так и целиком находящиеся в пределах этой зоны (Хатанга, Яна, Индигирка и др.) являются основными дренами подземных вод. Они имеют круглогодичный поверхностный сток только в среднем и нижнем течениях, где зимняя разгрузка вод осуществляется субаквально. Зимой расход в низовьях этих рек сокращается на один-два порядка по сравнению с летними рас­ходами.

В местах разгрузки подземных вод подмерзлотного стока как субаэральной, приводящей к наледеобразованию, так и субаквальной температура вод на выходе не превышает 0—2°С. Таким образом, в региональном плане повсеместно фиксирует­ся отдача тепла водами подмерзлотного стока в пределах крио-гидрогеологических структур северной геокриологической зоны. Поэтому в указанных зонально-региональных условиях проис­ходит привнос тепла в верхние горизонты литосферы в процес­се формирования подземного стока. Исключение составляют ни­сходящие потоки вод по крупным открытым новейшим или омо­ложенным разломам глубокого заложения, которые опускают­ся на большие глубины и, нагреваясь до температуры 6—8°С и более, отбирают тепло горных пород. Подземные воды повсе­местно оказывают отепляющее влияние на геокриологическую обстановку, которое всегда проявляется локально в виде сокра-

217

щения мощности мерзлоты над разломами, выходами водонос­ных пластов на поверхность, а также образования сквозных напорно-фильтрационных таликов (см. V.5).

V.6. ГАЗЫ ПОДЗЕМНОЙ ГИДРОСФЕРЫ

НЕФТЕГАЗОНОСНЫХ СТРУКТУР И ИХ ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ С КРИОЛИТОЗОНОЙ

На большей части нефтегазоносных провинций и об­ластей, где существует криолитозона мощностью 200—300 м и более, в недрах структур имеются благоприятные термобари­ческие (Р—Т) условия для существования природных газов ме­танового ряда в гидратнои форме. Такие же условия могут быть под ледниковыми покровами; они существуют на огромных пло­щадях в пелагической области Мирового океана, на материко­вом склоне, а также на внешней части Арктического шельфа, где распространена океаническая криолитозона (VIII). Интер­вал в верхних горизонтах литосферы, где выполняются термо­барические условия существования гидратов газов (ГГ) с уче­том солености подземных вод, выделяют как зону гндратооб-разования (ЗГО). Зона гидратообразования так же, как и кри­олитозона, постоянно эволюционирует при изменении природ­ных условий. В условиях континента эволюция ЗГО так же,, как и субаэральной криолитозоны, связана главным образом с длиннопериодными колебаниями на поверхности, обусловлива­ющими изменения температур в недрах Земли. Под ледниковы­ми покровами на динамику ЗГО влияет изменение как темпе­ратур, так и давления, а на периферии Арктического шельфа воздействуют преимущественно изменения давления, обуслов­ленные регрессиями и трансгрессиями моря. Приуроченность ЗГО на континентах к территории распространения глубокого промерзания литосферы в настоящем и геологическом прошлом, единство причин, приводящих к их формированию и деграда­ции, сходство происходящих при этом процессов способствова­ли развитию представлений о взаимодействии криолитозоны и гидратов природных газов в недрах нефтегазоносных структур (Романовский, 1986, 1988).

Кратко остановимся на характеристике гидратов газов как криогенных образований. Гидраты газов (клатраты) представ­ляют собой кристаллические соединения, образующиеся из во­ды и газа, с низкой молекулярной массой при определенных Р—Т-условиях. Это нестихиометрические соединения, т. е. об­разования переменного состава, описываемые общей формулой М-я-Н₂О, где М — молекула газа гидратообразователя, п — число, характеризующее среднее число молекул воды в соста­ве ГГ и зависящее от условий их получения. В ГГ молекулы воды образуют полиэдрический каркас, подобный решетке льда„ с полостями, заполненными молекулами газов. Поэтому ГГ яв­ляются клатратами — соединениями включений.

218

Гидраты образует большая часть газов, размер молекул ко­торых не превышает 6,9 А; СО₂, H₂S, N, О, СН₄, С₂Н₆, С₃Н₈; i=C₄H₁₀ и др. Для газов, молекулы которых имеют максималь­ный диаметр d_max>0,52 нм (Ar, CH₄, H₂S и др.), и полном за­полнении полостей молекулами газов идеальная формула гид­рата: М-5,75Н₂О. Если 0,52<d_max<0,59 нм, то идеальная фор­мула гидрата М-7,66Н₂О. При размерах молекул газов 0,59< <dmax<0,60 нм образуются ГГ, идеальная формула которых М-17 Н₂О (Макагон, 1985).

Переход газов в гидратную форму при взаимодействии с Н₂О (или со льдом) в диапазонах температур (Т) и давлений (Р) индивидуален для каждого газа. Равновесные кривые об­разования газов, в том числе для природных газов с плотно­стью по воздуху 0,6 и 1,0, приведены на рис. V.16. Все кривые

Рис, V. 16. Термобарические условия образования гидра­тов отдельных газов (Мака­гон, 1974):

А — граница фазового превра­щения лед — вода

Рис. V.17. Фазовая диаграмма газооб­разного метана, гидрата метана, прес­ной воды и льда

получены для газов, взаимодействующих с пресной водой. Диа­грамма фазового состояния для СН₄, его гидрата, воды и льда в зависимости от Т, Р или глубины от поверхности земли при­ведена на рис. V.17. Чем ниже Т и чем выше Р, тем благопри-

219

ятнее условия для образования ГГ. Для каждого газа сущест­вует критическая температура, выше которой он не образует ГГ, она соответствует точке пересечения кривой гидратообра-зования с кривой упругости пара. В литосфере предельно воз­можная глубина ЗГО ограничивается положением изотермиче­ской поверхности, имеющей критическую температуру.

Как следует из анализа равновесных кривых (см. рис. V.16), наибольшей способностью к гидратообразованию облада­ет H₂S. Гидраты этого газа могут устойчиво существовать в мерзлых породах с глубин ниже нескольких метров. Гидраты СО₂ появляются на глубине около 100 м. Метан в мерзлых по­родах встречается глубже 150—200 м. Таким образом, практи­чески вся толща ММП может содержать в том или ином коли­честве ГГ. Наличие ГГ определяется составом и исходным рас­пределением газов в вертикальном разрезе верхней части ли­тосферы.

__ i ___ 1____ •л» -;о > с f /с /; i щихся в жидкой фазе Рис. V.18. Влияние засоленности поровых                 ПРИ промерзании. Более вод на равновесные условия гидратообра- плотные остаточные ра- зования метана: 1, 2, 3, 4, 5 — соответ- створы могут просачи- ственно весовое содержание солей в^ поро-          ваться ВНИЗ, мигрируя ИЗ ЭЫ^ОЕршов^,5;Ю0;П5;Ле^денко25^ др°, ЗГ0 П0Д влиянием ПЛОТ- 1989)                   ' ' ностной конвекции. В ре- зультате в ЗГО происхо­дит процесс рассоления. В случае разложения ГГ при повышении Т или снижении Р в существующей ранее ЗГО остаются опресненные воды и природный газ, а 220        _ — . ... -

Способность газов образовывать ГГ помимо Р—Т-условий зависит от величины минерализации подземных вод и характе­ра растворенных солей. С повышением минера­лизации вод необходимы большие давления и (или) более низкие тем­пературы для перехода газа в ГГ. Условия обра­зования гидрата метана в зависимости от засо­ленности поровых вод показаны на рис. V.18. При образовании ГГ свя­зываются молекулы во­ды и газа, а соли остают­ся в остаточном раство­ре. Происходит газогид- ратное концентрирова­ ние, подобное криогенно­му концентрированию подземных вод, остаю-

ниже нее могут возникать и сохраняться геологически длительное время положительные гидрогеохимические ано­малии. В каждом пункте криолитозоны (субаэральной, суб-гляциальной, океанической) мощность ЗГО для каждого газа может быть оценена по соотношению* равновесной кривой гид-ратообразования и геотермической кривой распределения тем­ператур по глубине (рис. V.19).

С позиции взаимодействия криолитозоны и газов подземной гидросферы важнейшее значение имеет процесс выделения (по­глощения) энергии газогидратообразования (диссоциации ГТ)-(Д#_м), которая подобна скрытым теплотам образования (тая­ния) льда (фф) и представляет собой разницу между энталь­пиями конечного ГГ и исходных компонентов (Мч-Н₂О). ГТ формируются при взаимодействии как с жидкой фазой, так и: со льдом. При этом энергии гидратообразования существенно различаются. Например, АЯ_М гидрата метана, образующегося при Т=0°С из воды и газа, составляет 66,67 кДж/моль, а из льда — 20,47 кДж/моль. Величины АЯ_М значительны и даже превышают С1ф. Удельная теплота фазовых переходов вода^ =^лед составляет 335,2-10³ Дж/кг, а при образовании гидрата метана выделяется 400 • 10³ Дж/кг. А. Г. Гройсман (1985) по­лучил для природных газов, состоящих из метана с примесью более тяжелых углеводородов, значения АЯ_М в пределах (520— 540)-10³ Дж/кг. Объемные массы льда и гидратов метана близки между собой, что делает количественно легко сопоста­вимыми тепловые эффекты, происходящие при замерзании—та­янии воды в поровом пространстве отложений, и переходы (во­да—газ)^ГГ.

Таким образом, переход газовой залежи в гидратную со­провождается высвобождением количества энергии, превышаю­щего количество скрытого тепла, выделяющегося при замерза­нии воды в аналогичном объеме породы. При диссоциации ГГ в залежи происходит обратный процесс поглощения энергии. Основной причиной переходов (вода—газ)^=ГГ в залежах в пределах нефтегазоносных провинций и областей, входящих в субаэральную криолитозону, являются длиннопериодные ко­лебания температур. Залежи газа, способные переходить в га-зогидратное состояние, залегают на глубинах более 150—200 м. Нижний предел, зависящий от мощности криолитозоны, темпе­ратурных градиентов и солености подземных вод, достигает 1000—1200 м в Западной Сибири и 1600—2500 м на Сибирской платформе. Такие диапазоны глубин обусловлены тем, что тем­пературные колебания на поверхности земли, проникающие в ЗГО, имеют периоды преимущественно 40 тыс. лет и более.

В локальных антиклинальных структурах, являющихся обычно газовыми ловушками в платформенном чехле Западной Сибири, Сибирской платформы и других регионов, встречены как положительные, так и отрицательные аномалии в мощнос­тях мерзлых толщ, а также субгоризонтальное положение их

221

Рис. V.I9. Схема выделения зон гидратообразования (ЗГО) при наличии криолитозоны субаквальной (А), океанической на внешней

части арктического шельфа (Б) и субазральнои (В):

Р — давление, Н — глубина, t — температура; 1 — кривая фазовых условий гидратообразования СН₄; 2 — распределение температур по глубине; 3 — граница ММП; 4 — граница охлажденных пород; 5 — граница ЗГО

подошвы (см. V.3). Такое явление находит объяснение, еслж учесть возможность взаимодействия мерзлой толщи и газовой (газогидратной) залежи в процессе многолетней динамики кри-олитозоны и ЗГО под влиянием длиннопериодных колебаний температур на поверхности Земли. В периоды похолоданий про­исходит увеличение мощностей мерзлых толщ и ЗГО, а их гра­ница смещается на юг. В периоды потеплений происходит об­ратный процесс сокращения мощностей криолитозоны и ЗГО и уменьшения их площадей. Газовые залежи залегают в нефте­газоносных провинциях на различной глубине, им свойственны разные мощности. Учитывая запаздывание колебаний по глу­бине, а также зональные изменения средних за период темпе­ратур на поверхности, соотношения средних, минимальных и максимальных температур за период, можно утверждать, что воздействие залежей на мерзлую толщу меняется как во вре­мени, так и по площади.

На рис. V.20 приведена схема динамики мощностей ММГГ

Рис. V.20. Схема динамики многолетнемерзлых пород (ММП) и залежи природных газов при образовании — разложении ГГ под влиянием длинно­периодных колебаний температур.

Буквы на кривой /_Ср во времени (т) соответствуют стадиям динамики мерзлой толщи и газовой (газогидратной) залежи: 1 — слоистость оса­дочных пород; 2 — ММП и их нижняя граница; 3 — залежь газа (а— газ, б ■— ГГ); 4 — теплопотоки снизу (а — нормальный геотермический поток, б ■— повышенный в результате перехода (газ + вода)->ГГ и выделение скрытых теплот; в —■ уменьшенный за счет переходов ГТ-^ (вода + газ) и поглощения скрытой энергии); 5 — направление смещения нижней границы ММП при понижении (а) и повышении (б) температур пород. Размер стрелки показывает относительную скорость смещения границы

223'

и залежи газов, приуроченной к антиклинальной структуре. Нижняя граница мерзлой толщи изначально залегает в осевой части такой структуры несколько выше, чем на крыльях (см. V.3). Залежь газа находится всегда ниже подошвы мерзлой толщи и периодически переходит в гидратную форму в крио-хроны. В процессе длиннопериодных похолоданий происходят увеличение мощности ММП и понижение пластовых температур пород ниже их подошвы. Верхняя часть газовой залежи пере­ходит в гидратную, что сопровождается выделением скрытой энергии гидратообразования и замедлением темпа понижения пластовых температур. Над залежью возрастает тепловой по­ток к подошве мерзлой толщи и замедляется продвижение ее нижней границы по сравнению с крыльями структуры. Это яв­ляется причиной увеличения положительной температурной аномалии и относительного сокращения мощности ММП в осе­вой части структуры. После полного перехода газовой залежи в гидратную тепловые потоки и мощности ММП в центре и на крыльях структуры выравниваются и положительная темпера­турная аномалия исчезает.

При потеплении начинается деградация мерзлой толщи сни­зу, а также переход гидратной залежи в газовую, сопровож­дающийся поглощением тепла и стабилизацией пластовых тем­ператур. Результаты моделирования (Типенко и др., 1990) сви­детельствуют, что в этот период диссоциация ГГ происходит в верхней части залежи. Связано это, во-первых, с повышением температур при проникновении тепловой волны с поверхности, во-вторых, с потоком внутриземного тепла, проходящего снизу через ГГ залежь. В толще мерзлых пород температура таяния льда практически не зависит от давления и появляется эффект «нулевой фазовой завесы», когда при безградиентном распреде­лении температур в этой толще весь q_{B 3} расходуется на ее от­таивание снизу. В толще с ГГ, где диссоциация ГГ зависит от Р, т. е. повышается с глубиной, всегда часть q_{B 3} проходит через залежь вверх. В результате более быстрого оттаивания ММП снизу вне контуров залежи над ней возникает отрицательная температурная аномалия и сохраняется большая мощность де­градирующей мерзлой толщи, чем на крыльях структуры. Та­кая ситуация сохраняется до полного перехода газогидратной залежи в газовую.

В случае, если газовая залежь залегает близко от поверх­ности земли, она может на этапе похолодания переходить в гидратную, а затем включаться в состав мерзлой толщи пород. В процессе динамики нижняя граница мерзлой толщи (нуле­вая геоизотерма) при достижении поверхности газогидратной залежи смещается вниз быстрее, чем на крыльях структуры, образуя отрицательную температурную аномалию. Причиной этого является отсутствие выделения скрытых теплот в теле залежи и сохранение этого процесса при промерзании влажных пород вне ее контуров. Кроме того, породы, поровое простран-

ство которых заполнено ГГ, обладают меньшей теплоемкостью и большей теплопроводностью, чем насыщенные водой. На эта­пе потепления при деградации мерзлой толщи в месте сущест­вования залежи ГГ возникает положительная температурная аномалия, связанная с различием свойств пород и процессов в ее границах и вне их. (рис. V.21).

Таким образом, положение залежи газа (ГГ) по отношению к мерзлой толще (находится всегда ниже или включается в нее на максимум промерзания) по-разному влияет на динами­ку ее нижней границы во времени при длиннопериодных коле­баниях. Результаты моделирования динамики нижней границы мерзлых толщ при периодических колебаниях температур на поверхности, проведенные с учетом наличия газовой залежи, периодически переходящей в гидратную, и без нее, показали следующее (Типенко и др., 1990). Наличие переходов (вода— газ)=^=ГГ в такой залежи сокращает амплитуду колебаний ниж­ней границы мерзлой толщи, которая тем меньше, чем ближ;е к ней залегает газовая залежь. Таким образом, наличие зале­жей газа вблизи подошвы мерзлой толщи увеличивает инерци­онность последних. Это ведет к уменьшению размеров зон кри­огенной дезинтеграции обводненных пород с жесткими крис­таллическими связями, а при их включении в мерзлые толщи — к сокращению мощности высокольдистых горизонтов с расши­ренными криотекстурами.

Анализ термобарических условий под ледниковыми щитами, перекрывающими нефтегазоносные структуры платформ в пе­риод материковых оледенений, показывает, что под ними су­ществовали мощные ЗГО, связанные главным образом с высо­кими ледниковыми нагрузками (Царев, 1976). Снятие этих на­грузок при деградации ледниковых щитов даже в условиях по­нижения пластовых температур, обусловленного увеличением мощности мерзлых толщ (V.8), приводило к сокращению мощ­ностей ЗГО. При этом часть газогидратных залежей попадала в Р—Т-условия, при которых ГГ должны были разлагаться по так называемому барическому типу. Разложение ГГ сопровож­дается при этом понижением пластовых температур за счет по­глощения энергии диссоциации. При пластовых^температурах, близких к 0°, термодинамически возможен переход образую­щейся воды в лед. В связи с этим была высказана гипотеза о возможном формировании мерзлых пород при барическом раз­рушении залежей ГГ, находившихся под ледниковыми щитами (Трофимук, Макагон, Якушев, 1986). Барический тип разруше­ния газогидратных залежей возможен и на периферии шельфа Арктического бассейна в периоды его регрессий. При отрица­тельных температурах барическое разложение ГГ может при­водить к эффекту их самоконсервации за счет образования на кристаллах гидрата ледяных оболочек (Ершов и др., 1989). Этот эффект обнаружен в лабораторных условиях, и вопрос о длительности существования таких систем из ГГ и льда в не-

S Н. Н. Романовский                                                                                            225

Рис. V.21. Схема взаимодействия мерзлой толщи и газовой (газогидратной) залежи

при периодических изменениях температуры на поверхности Земли. Буквы на кривой изменения температур на поверхности Земли во времени (верхняя часть рисунка) соответствуют номерам схем (нижняя часть рисунка): 1 — слои

пород глинистого состава; 2 — слои песчаников; 3 — газ в породе; 4 — ГГ в

породе; 5 — нижняя граница ММП (а) и положение нулевой геоизотермы (б);

6 — направление смещения подошвы мерзлой толщи (нулевой   геоизотермы),

размер стрелки показывает относительную скорость смещения границы

равновесных условиях остается открытым.

Необходимо подчеркнуть ряд важных положений.

1. Влияние образования (разложения) гидратов природных
газов на температурный режим пород и мощности ММП в чех­
ле платформ несомненно проявляется очень широко. Он связан
не только с газовыми залежами промышленного значения, но и
с небольшими скоплениями углеводородов в различных струк­
турных ловушках, влияющими на геотемпературное поле.

2. Газогидратные залежи (и скопления) трудно обнаружи­
ваются при стандартных методах опробования скважин. Часть
локальных структур в условиях криолитозоны содержит гидрат-
ные залежи, повлиявшие в геологическом прошлом и, возможно,
влияющие и в настоящее время на распределение мощностей
ММП. Применение специального комплекса методов опробо­
вания скважин американскими и канадскими исследователями
позволило выявить к 1983 г. на севере Северной Америки око­
ло 20 газогидратных месторождений, залегающих на глубинах
до 1600 м.

3. Причина многолетнего промерзания и протаивания пород
и динамики системы (природный газ + подземные воды)ч=^гид-
раты газов едина. Это направленные повышения и понижения
температур поверхности и периодические колебания климата.
Развитие последней системы происходит с запаздыванием по
отношению к динамике криолитозоны. Ее наличие обусловли­
вает повышение инерционности криолитозоны, в том числе со­
хранение аномально малых и аномально больших мощностей
ММП над локальными структурами осадочного чехла плат­
формы.

4. Газовые (и газогидратные) залежи занимают различное
зональное положение в криолитозоне и находятся на разных
глубинах от поверхности. На них воздействуют разные по пе­
риодам и стадиям динамики температурные длинно- и средне-
периодные колебания. В силу этого они могут находиться на
различных стадиях развития системы (подземные воды +при­
родный газ)^гидрат газа и оказывать в настоящее время са­
мое разнообразное влияние на геотемпературное поле и мощ­
ности криолитозоны.