Региональных и зональных особенностей строения и мощности криолитозоны

Криолитозона состоит из многолетнемерзлых, охлажденных и морозных пород. Две последние группы характеризуются нулевыми и отрицательными температурами, но не содержат льда. Охлажденные породы бывают насыщены отрицательно температурными солеными (криогалинными) водами — криопэгами, а глинистые разновидности содержат также связанную воду. Морозные породы, в которых отсутствуют и вода и лед, в массивах обычно представлены блоками нетрещиноватых интрузивных, метаморфических и монолитных осадочных пород. Соотношение мерзлых, охлажденных и морозных пород в разрезах разнообразно и определяется геологическим строением, рельефом, гидрогеологическими условиями и мощностью криолитозоны. Криолитозона осадочного чехла платформ, являющихся артезианскими бассейнами, состоит из мерзлых син- и эпикриогенных отложений, которые часто подстилаются охлажденными породами. В криомассивах щитов и орогенных областей многолетнемерзлые породы сочетаются с блоками морозных. С позиции формирования мощности криолитозоны и криогенеза литосферы существенно, что при образовании или оттаивании мерзлых пород выделяются (или поглощаются) скрытые теплоты, возникает или тает подземный лед, а при изменении состояния меняются их теплофизические, механические и водные свойства. При образовании охлажденных и морозных пород этого не происходит. Мерзлые породы обладают тепловой инерцией, тем большей, чем выше их льди-стость и значительнее затраты тепла на таяние подземного льда. В массивах температура ММП может повыситься до 0°С (или, точнее, до температуры фазовых превращений льда), а их состояние не меняется или меняется медленно. В результате возникают нестационарные деградирующие мерзлые толщи, мощности которых не соответствуют современному температурному полю. Они занимают около 30% площади мерзлой зоны в пределах нашей страны (Балобаев, 1989). Такие деградирующие мерзлые толщи, в том числе реликтовые, могут в осадоч-

181

ном чехле платформ и межгорных впадин сохраняться многие тысячи лет, свидетельствуя о том, что они сформировались в более суровую эпоху, а также о последующем потеплении.

В последние годы к криогенным или субкриогенным образованиям стали относить и гидраты природных газов, возникающие при определенных термобарических и гидрогеохимических условиях в осадочном чехле нефтегазоносных провинций и областей Северной Евразии и Северной Америки при глубоком охлаждении литосферы (Царев, 1976; Черский, Царев, Никитин, 1983). Причиной включения гидратов газов (ГГ) в комплекс криогенных образований является то, что при их образовании и разрушении в породах происходят процессы и явления, сходные с промерзанием и оттаиванием содержащих воду отложений. Существенно, что в разрезах осадочного чехла вертикальная зона гидратообразования (ЗГО) может включать как нижнюю часть криолитозоны, так и находиться ниже нее в области с положительными температурами пород. Поэтому в нефтегазоносных структурах предложено выделять криогазогидратный этаж чехла, включающий яруса многолетнемерзлых пород со льдом, льдом и ГГ, а также пород, содержащих ГГ и воды. При многолетнем промерзании и протаивании возникает взаимодействие мерзлых толщ и образующихся (разрушающихся) скоплений ГГ, влияющее на динамику температурного поля и конфигурацию подошвы мерзлых пород (V.6).

Формирование мерзлой зоны литосферы происходит под воздействием многих региональных и зональных факторов и условий, а также геоисторических событий, таких, как потепления и похолодания, трансгрессии и регрессии моря, оледенения и де-гляциация. Региональными условиями определяются состав, условия залегания и теплофизические свойства мерзлых и талых пород, обводненность последних, а следовательно, и значения теплот фазовых переходов, потоки тепла из недр Земли и геотермические градиенты.

Образование и динамика субаэральной криолитозоны континентов, как это было показано В. А. Кудрявцевым, происходит главным образом под влиянием периодических колебаний температур на поверхности земли. Колебания характеризуются различными периодами, амплитудами и происходят при разных средних за период температурах на поверхности пород или у подошвы слоя годовых теплооборотов. Эти колебания сложно накладываются друг на друга, формируя температурное поле верхней части литосферы и обусловливая динамику криолитозоны. Общие принципиальные закономерности влияния перечисленных выше параметров рассматриваются в курсе общей геокриологии (Общее мерзлотоведение, 1978; Ершов, 1990). Основываясь на них, ниже изложены основные региональные и зональные закономерности формирования, строения и динамики криолитозоны в различных геоструктурах (V.3), гидрогеологических (V.5) и геоморфологических (V.4) обстановках.

182

История развития природного процесса в позднем кайнозое обусловила существенное различие в мощностях и строении криолитозоны северной и южной геокриологических зон (рис. V.1). В северной геокриологической зоне мощности криолитозо-

СЕВЕРНЫЙ ЛЕДОВИТЫЙ ОКЕАН

Рис. V.I. Мощности криолитозоны России и сопредельных государств

(по К. А. Кондратьевой). Мощность криолитозоны, м: 1 — /— 15 субаэральной и субгляциальной; 16 — реликтовой (вторая цифра —> глубина залегания от поверхности, м): а — 100—200 и до 100; б — 100—200 и 100—200; в — до 100 и более 200; 17—19 — субмарин-ной. Границы различной мощности криолитозоны: 20 — субаэральной; 21 — субмаринной; 22 — реликтовой; 23 — южная граница криолито-тозоны; 24 — южная граница распространения реликтовых мерзлых толщ (а) и мерзлых толщ в плейстоцене (б)

ны преимущественно превышают 300 м, достигая 1500 м. По криогенному возрасту — это плейстоценовые мерзлые толщи, на динамику мощностей которых оказывали влияние длиннопе-риодные температурные колебания (с периодами 40, 100 тыс. лет и более). Средние температуры за эти периоды лежат в отрицательном диапазоне и зонально понижаются к северу. Большая мощность вертикальной зоны охлаждения и проник-

183

новения длиннопериодных колебаний (до 2—3 км) обусловливает в нефтегазоносных провинциях возможность формирования ГГ и их взаимодействия с мерзлыми толщами (V.6). Колебания с более короткими периодами (10 тыс., 1800 лет и менее) в северной зоне происходят также при отрицательных значениях средних температур на поверхности земли. Они изменяют температурное поле верхней части криолитозоны, не влияя на динамику мощностей, но обусловливая пространственно-временные особенности развития многих криогенных процессов и явлений (см. III). Оговоримся, что колебания с Г=10 тыс. лет могут приводить к небольшим изменениям положения подошвы мерзлых толщ мощностью 200—300 м. Только на южной периферии северной геокриологической зоны суммарное влияние длинно- и среднепериодных колебаний вызывало частичное про-таивание с поверхности мерзлых толщ в среднем голоцене (климатический оптимум), сменившееся затем их повторным промерзанием в позднем голоцене. Поэтому мерзлым толщам в этой геокриологической зоне характерно преимущественно непрерывное по вертикали строение.

В южной геокриологической зоне распространены многолет-немерзлые породы с мощностями, зонально уменьшающимися с севера на юг от 100—150 м до первых метров. Эти мерзлые толщи сформировались под влиянием колебаний с периодом от 10 тыс. лет и менее (Г—1800, 300, 40 лет). Их возраст — от позднеголоценового до современного. Длиннопериодные колебания происходят в южной зоне преимущественно при положительных значениях средних температур, которые повышаются зонально к югу. В плейстоцене эти колебания приводили в криохроны к формированию мерзлых толщ мощностью до 400 м и более. В термохроны они деградировали. Реликты этих мерзлых толщ, достигших максимальной мощности в конце позднего плейстоцена (18—20 тыс. лет назад) и протаявших сверху до глубины 150—200 м в климатический оптимум голоцена, сохраняются в осадочном чехле Восточно-Европейской и Западно-Сибирской платформ. Там, где с поверхности развиты верхнеголоценовые многолетнемерзлые породы, существуют двухслойные мерзлые толщи, разделенные в разрезе стадиальным талым горизонтом (VI).

Специфичны условия формирования и динамики криолитозоны при трансгрессиях и регрессиях полярного бассейна (V.7), а также под ледниками и ледниковыми покровами (V.8). Эти геологические события в наибольшей степени влияют на мощность и строение криолитозоны северной геокриологической зоны. Здесь на побережье арктических морей распространены аградирующие мерзлые толщи молодых морских террас и деградирующие — в прибрежной части шельфа (VIII). Известны аномально малые мощности мерзлоты, объяснимые только существованием в позднем плейстоцене высоких отрицательных температур под ледниковыми покровами (Балобаев, 1985).

184

V.2. О ТЕПЛОФИЗИЧЕСКИХ СВОЙСТВАХ ПОРОД,

ВЛИЯЮЩИХ НА ФОРМИРОВАНИЕ И ДИНАМИКУ МЕРЗЛЫХ ТОЛЩ

Особенности образования и протаивания многолетне-мерзлых толщ и их современное состояние существенно зависят от теплоемкости, теплопроводности и температуропроводности талых и мерзлых пород. Теплоемкость пород характеризует их способность аккумулировать тепло, теплопроводность определяет скорость переноса тепла при нагревании—охлаждении, а температуропроводность является показателем скорости изменения температур в среде.

Теплофизические свойства пород зависят от их генезиса, минерального состава, строения, пустотности (пористости или трещиноватости), состава порового заполнителя (вода, лед, газ, гидрат газа и др.)> степени заполнения порового пространства, а для дисперсных синкриогенных и некоторых эпикриогенных отложений с льдистостью больше поровой пустотности и от относительного содержания в них подземного льда. Кроме того, они зависят от термобарических условий (температуры и давления). Многообразие и сложность таких зависимостей, подробное рассмотрение закономерностей формирования теплофизиче-ских свойств мерзлых и талых пород в специальных работах (Теплофизические свойства..., 1984; Ершов, 1990) делают необходимым акцентировать внимание на тех из них, которые в наибольшей степени обусловливают региональные и зональные закономерности формирования мерзлых толщ. При таком рассмотрении важными являются наиболее общие особенности изменения свойств мерзлых и талых пород, которые позволяют выявить влияние последних на формирование мощностей мерзлых толщ разнообразного геологического строения и состава. В большей части геологических структур породы полностью во-донасыщены, что позволяет рассматривать зависимости их свойств от пористости (трещиноватости), плотности и влажности.

Теплоемкость пород слагается из теплоемкости органо-ми-нерального скелета и заполнителя порового (трещинного) пространства. В глинистых породах существенное значение имеет теплоемкость связанной воды, количество которой в мерзлом состоянии изменяется в зависимости от температуры. В горных породах разной степени литификации, где цементация захватывает в первую очередь микропоры, количество связанной воды невелико. Поэтому содержание незамерзшей воды в мерзлом состоянии можно не учитывать. Удельные теплоемкости воды и льда (4,19 и 2,06 Дж/г-К) различаются примерно в два раза. Это определяет большую теплоемкость талых пород по сравнению с мерзлыми и, следовательно, меньшую инерционность при изменении температурного поля мерзлых толщ по сравнению с талыми.

185

Влагосодержание (пористость, пустотность) пород изменяется в широких пределах. Для дисперсных отложений оно зависит от гранулометрического состава и плотности, типа промерзания и криогенного строения мерзлых толщ, а в породах с жесткими связями — от степени литификации и трещиновато-сти. При этом с возрастом пород степень литификации обычно возрастает, а их влагосодержание уменьшается.

В. Т. Балобаевым (1991) были рассчитаны значения удельной теплоемкости С_у основных разновидностей горных пород по удельным содержаниям в них главных химических элементов. Им показано, что теплоемкости разных пород различаются незначительно, несмотря на значительные различия в элементарном составе. Глинистым породам характерна более высокая С_у(0,836 Дж/г-К), чем песчаным и карбонатным (соответственно 0,817 и 0,820 Дж/г-К) из-за большого содержания А1₂О₃, а песчаным породам — менее высокая теплоемкость из-за высокого содержания SiO₂.

Удельная теплоемкость всех пород возрастает по мере увеличения влажности (льдистости). Наибольшая теплоемкость характерна для дисперсных синкриогенных отложений северного типа (см. IV.2) и синхронно эпикриогенных отложений с пластовыми льдами (см. IV.3). Теплоемкость пород в целом возрастает с уменьшением их объемной массы (рис. V.2).

* ' ^s^s У г/см"

Рис. V.2. Зависимость теплоемкости (С) горных пород от их объемной массы (у_с) (по В. Т. Балобаеву, 1991)

Теплопроводность пород обладает сложными зависимостями от минерального состава, плотности, влагосодержания, фазового состава воды. По характеру теплопроводности наиболее сложную систему представляют дисперсные отложения верхнего кайнозоя. Их состав, объемная масса, влагоемкость меняются в широких пределах. Из-за высокой влажности их тепло-

186

проводность значительно варьирует при изменении фазового состояния воды. Наиболее общими закономерностями для дисперсных отложений являются: возрастание теплопроводности при увеличении влажности и объемной массы как в талом, так и в мерзлом состоянии; более высокие в целом коэффициенты теплопроводности мерзлых льдонасыщенных пород (Х_м) по сравнению с талыми (А_т). Только неводонасыщенные отложения (с влажностью до 5%) могут иметь большую теплопроводность в талом состоянии, чем в мерзлом.

Обобщенная зависимость теплопроводности водо- и льдонасыщенных дисперсных отложений от объемной массы показана на рис. V.3. Теплопроводность минерального скелета всегда

Рис. V.3. Зависимость теплопроводности талых (А) и мерзлых (Б) дисперсных отложений от объемной массы скелета при полной влагона-

сыщенности:

1 — песок; 2 — супесь; 3 — суглинок (по В. Т. Балобаеву, 1991)

больше, чем у воды. Поэтому 1_Т увеличивается при возрастании плотности отложений, сопровождающемся снижением пористости и содержания воды в породе. В мерзлом состоянии сходная зависимость характерна только для песка. У льдонасыщенных суглинков наблюдается тенденция понижения Я_м с возрастанием их плотности за счет снижения относительного содержания льда. При возрастании объемной льдистости всех типов дисперсных отложений их теплопроводность увеличивается и стремится к теплопроводности льда (2,23 Вт/м-К). Таким образом, синкриогенные и синхронно эпикриогенные высокольдистые отложения, залегающие в верхней части разреза мерзлых толщ аккумулятивных равнин северной геокриологической зоны, обладают высокой теплопроводностью. В результате этого

187

они могли бы характеризоваться быстрой реакцией на температурные изменения на поверхности земли (похолодания и потепления) в отрицательном диапазоне температур. Однако их повышенная теплоемкость нивелирует это свойство.

На основании обработки большого количества данных В. Т. Балобаевым были получены зависимости осредненных значений теплопроводности от возраста осадочных пород палеогена и мезозоя Западно-Сибирской плиты, Сибирской платформы и Верхояно-Чукотской орогенной области (рис. V.4), а

Рис. V.4. Зависимость средней за геологический период теплопроводности песчаников от возраста (по В. Т. Балобаеву, 1991)

также указанных значений теплопроводности от плотности. Древние осадочные отложения отличаются от более молодых повышенной литификацией, большей плотностью и меньшим содержанием влаги. Отложения неогена и палеогена обладают большей плотностью, чем плейстоцена, но относятся еще к рыхлым породам. Теплопроводность глинистых пород палеогена слабо зависит от объемной-массы, а для песчаных характерно возрастание теплопроводности с увеличением их плотности. Последняя в массивах обычно растет с глубиной. Все типы палеогеновых пород в мерзлом состоянии обладают большей теплопроводностью (примерно на 30%), чем в талом. Для осадочных пород мезозоя характерны возрастание плотности и уменьшение влажности пород с увеличением возраста. При этом влагосодержание глинистых пород снижается и становится меньше, чем у песчаников. Как правило, теплопроводность глинистых пород также меньше, чем у песчаников. Всем мезозойским породам в мерзлом состоянии свойственна большая теп-

188

лопроводность, чем в талом. С увеличением возраста пород эта разница уменьшается. Так, в породах мела она составляет 40— 60%, а в триасовых — до 6—10% и приближается к погрешностям измерений.

Установлена отчетливая тенденция возрастания к с возрастом отложений при увеличении их объемной массы. В мезозойских толщах наибольшей теплопроводностью во всех регионах обладают песчаники; наблюдается тенденция возрастания теплопроводности отложений с увеличением зернистости.

Исследование свойств палеозойских осадочных пород показало, что их плотность близка к предельной, а влагоемкость составляет несколько процентов. Вода находится в трещинах и кавернах, особенно у карбонатных пород. Низкая влажность обусловливает практическое отсутствие различия Я_т и Я_м. Наибольшую теплопроводность имеют песчаники и доломиты, наименьшую — известняки и особенно мергели. Характерны значительное закономерное понижение X с увеличением глинистости карбонатных пород и возрастание с увеличением доломитизации. В. Т. Балобаев подчеркивает большой диапазон значений Я: от 1,8 до 4,9 Вт/(м-К) для средних значений и от 1,1 до 7,3 Вт/(м-К) для предельных. Поэтому толщи пород палеозоя разного состава существенно различаются по теплопроводности. Палеозойские карбонатные породы Сибирской платформы содержат пласты галита, насыщены рассолами и обладают большой теплопроводностью. Это объясняется В. Т. Балобае-вым цементирующим действием высокотеплопроводных солей, при этом лабораторные определения влияния засоления поро-вых растворов не показали различий в значениях теплопроводности пород насыщенных пресными и высокоминерализованными водами. В массивах пористых и кавернозных пород палеозоя с влагосодержанием более 1—2% начинает прослеживаться зависимость Я от влажности.

Магматические и метаморфические породы обладают теплопроводностью, изменяющейся в значительных пределах: осред-ненные значения Я для туфов составляют 1,74 Вт/м-К, а для кристаллических сланцев достигает 4,4 Вт/м-К (Балобаев, 1991). Пористость и содержание свободной воды в таких породах вне зон тектонических нарушений и кор выветривания невелики. Влажность составляет преимущественно доли процента, возрастая до первых процентов в эффузивных породах, сланцах, кимберлитах. Теплопроводность магматических и осадочных сильно метаморфизованных пород обычно ниже, чем у монолитных слабо метаморфизованных осадочных. Пределы изменения Я однотипных кристаллических пород значительно меньше, чем осадочных. При этом некоторые породы обладают мало варьирующими значениями Я, например долериты, широко представленные на Сибирской платформе. Их среднее значение 1=2 Вт/м-К при разбросе значений от 1,65 до 2,6 Вт/м-К. Среди магматических пород прослеживается тен-

189

денция некоторого понижения теплопроводности от кислых (гранитоидов) к основным (базальтоидам).

Влияние состава и свойств пород на формирование мощностей многолетнемерзлых толщ проявляется через их теплоемкость, влажность, обусловливающую затраты тепла на фазовые превращения воды, и значения коэффициента теплопроводности. Влияние влажности пород на мощности мерзлых толщ проявляется только при эпигенетическом характере промерзания. Анализ глубин многолетнего промерзания пород при периодических изменениях температур на поверхности, разных геотермических градиентах (g) и затратах тепла на фазовые превращения, отличающихся в 7 раз (от 20 950 до 146 650 кДж/м³), показал, что различия в мощностях мерзлых толщ не выходят за пределы 40—50%. Таким образом, мощности эпигенетически промерзающих рыхлых водонасыщенных отложений и скальных слаботрещиноватых пород с небольшой влажностью не могут отличаться более, чем в 1,5 раза. Эта закономерность в естественных условиях хорошо прослеживается в южной геокриологической зоне при небольших мощностях мерзлых толщ позднеголоценового и современного возраста, находящихся преимущественно в квазистационарном состоянии. В северной геокриологической зоне при больших мощностях мерзлых толщ, формировавшихся десятки и сотни тысяч лет, неоднократно частично протаивавших и промерзавших, эта закономерность не проявляется. Напротив, на обширных территориях в структурах, сложенных в верхней части кайнозойскими и верхнемезозойскими отложениями со значительной льдис-тостью и высокой тепловой инерционностью, сохраняются на современном деградационном этапе эволюции криолитозоны аномально большие мощности, не соответствующие высоким среднегодовым температурам пород. По подсчетам В. Т. Бало-баева, такие нестационарные мерзлые толщи занимают около 30% площади области многолетней мерзлоты в Сибири. Мощности плотных малольдистых скальных пород на Сибирской платформе и в горных массивах орогенных областей в северной геокриологической зоне практически соответствуют значениям 4р и находятся в квазистационарном (стационарном, по В. Т. Ба-лобаеву) состоянии.

Коэффициент теплопроводности пород во многом определяет величину геотермического градиента и изменение мощности мерзлых толщ в разных. геоструктурных условиях. В немерзлых водонасыщенных толщах, подстилающих мощные мерзлые, значения g в тонкодисперсных водонасыщенных отложениях при одинаковых потоках внутриземного тепла (д_Вз) могут быть выше, чем в скальных, в 2—4 раза. Как известно, глубины сезонного промерзания и оттаивания пород прямо пропорциональны X (Общее мерзлотоведение, 1978; Ершов, 1990). При многолетних процессах промерзания—оттаивания такая зависимость несколько искажается из-за наличия геотермическо-

190

го градиента. При этом величина искажений не превышает 15%. В породах различного состава, плотности и влажности X может сильно различаться, иногда более чем в 10 раз (Теп-лофизические свойства горных пород, 1984). Поэтому, теоретически мощности мерзлых толщ могут варьировать за счет различия в свойствах пород до 3—4 раз при одинаковом температурном режиме.

Существеннное влияние на формирование мощностей мерзлых толщ оказывают особенности залегания пород, имеющих неодинаковые состояния и теплопроводность. Так, при наличии маломощного чехла осадочных пород с низкой теплопроводностью (А/), залегающих на хорошо проводящих тепло кристаллических породах {%"), максимальная за период развития мощность мерзлой толщи будет больше, чем в однородных осадочных напластованиях с Х'=Х". Наоборот, если породы с высокими значениями теплопроводности к' (например, пески или аргиллиты) залегают на породах с низкой теплопроводностью X" (например, глины, суглинки или угли), мощность двуслойной мерзлой толщи будет меньше, чем в однородном разрезе пород с Х'=Х".