Тепловой поток криолитозоны Сибири

Девяткин, Виктор Николаевич

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Тепловой поток криолитозоны Сибири
ВАК РФ 04.00.07, Инженерная геология, мерзлотоведение и грунтоведение

Автореферат диссертации по теме "Тепловой поток криолитозоны Сибири"

• о-

( ; О;'

На правах рукописи

ДЕВЯТКИН Виктор Николаевич

ТЕПЛОВОЙ ПОТОК КРИОЛИТОЗОНЫ СИБИРИ

04.00.07 - инженерная геология, мерзлотоведение, грунтоведение

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Москва - 1^97

Рашиа выполнена в Нишичс крш>с(|)с]>1,1 Зсм ш Тюменско! о научною цешра Ошнрского сндслспмя Росатскон Академии наук

Официальные оппопен гы:

доктор гео.лого-минералогичеешх наук, профессор

Н.Н. Романовский доктор I еолото-минернлогнчеекпх наук

Г.И.Д\бпков доктор технических паук, профессор А.Д.Фролов.

Ведущая организация: Институт геофишкп

Сиоирско! о о Iделения Российской Академии наук

Защита еостошся 14 ноября 1997 г. в 14 час. 30 мин. на ¡аседании диссертационного совета Д.053.05.27 при Московском Государственном университет им. М.В.Ломоносова по адресу: 119Н99 ГСП, I." Москна, В-234, Воробьевы Горы, МГУ, Геологический факультет. ау.титория 415.

С диссертацией можно ознакомиться к библиотеке Геологического факультета МГУ.

Автореферат разослан 22 сентября 1997 г.

Учел н,п'I секрепфь ;и 1ссср гацпо)шого совета

Введение

Актуальность работы. Изучение распределения внутриземного теплового потока в мерзлой толще литосферы является актуальной проблемой в геологии и геокриологии. От состояния ее разработки во многом зависит формирование общей концепции эволюции криолитозоны (КЛЗ) ирешение прикладных задач геолого-поискового я горнопромышленного назначения.

Интенсивность выноса тепла из недр Земли характеризуется плотностью внутриземного теплового потока (д). Встречая на своем пути геологическое тело в виде толщи мерзлых пород, часть потока д (при :оотвегствующих климатических и геолого-гектонических условиях) эасходуетсяна прогревание ипротаивание мерзлых толщ, что приводит :< изменению и перераспределению величины теплового потока ди в мерзлой части литосферы. Соотношение между тепловыми потоками ди и <7на границе раздела мерзлых и талых пород служит показателем данамики геотемпературного поля КЛЗ.

Для решения проблем эволюции мерзлых толщ, динамшси и реакции -еотемпературного поля КЛЗ на изменение климатической обстановки геобходимо иметь комплекс сведений о метео- и мерзлотно-геотермичес-дах параметрах и теплофизических свойствах пород, геолого-геофизи-геских и гидрогеологических особенностях исследуемого региона.

Объектом изучения является дифференциация теплового потока в яерзлой толще литосферы с разным составом пород с учетом влияний товерхностных условий (климата, рельефа, рек, озер и др.) и искажений геотермического градиента в скважине в процессе бурения, наличия :вободной тепловой конвекции заполнигеляи обсадных труб в ее стволе.

Необходимость получеши новой достоверной и представительной □{формации о тепловом потоке в криолитозоне исходит из потребностей шнерально-сырьевых ресурсов для народного хозяйства, значительная гасть которых расположена на территории Сибири, занятой шоголетнемерзлыми породами.

Цель исследований. Выявить основные закономерности >аспределения теплового потока в мерзлых толщах литосферы Западносибирской плиты, Сибирской платформы и Верхояно-Чукотской кладчатой области.

Для выполнения этой цели были решены следующие зада чк.

- оценены величины теплового потока в криолитозоне различных еоструктурных блоках Сибири;

- выявлены соотношения между тепловыми потоками в мерзлых и подстилающих немерзлых толщах литосферы;

- установлена различная интенсивность деградации мерзлых толщ в платформенных регионах Сибири;

- составлены карты: теплового потока в толщах литосферы Сибири с отрицательной и положительной температурами, изолиний кровли и подошвы КЛЗ с 0°С и температуры пород на глубинах 0.02; 0.5; 1; 2; 3 и 5 км ;

- подготовлен к публикации совместно с соавторами "Геотермический Атлас Сибири";

- выявлены особенности изменения геотемпературного поля над кимберлитовыми трубками и углеводородными месторождениями и показаны перспективы их использования для прогноза алмазных и нефтегазоносных залежей.

Фактический материал и методы исследования. Основой для диссертации послужили первичные экспериментальные материалы о температуре, геотермическом градиенте и мощности КЛЗ Сибири, полученные автором и совместно с коллегами в последние 25 лет при проведении геотермических измерений на 500 участках месторождений полезных ископаемых. Дополнительно привлечены опубликованные данные и обобщения геокриологов игеотермиков, посвященные геотермическим и теплофизическим параметрам Земли.

Интерпретация геотермических данных проводилась с учетом основных положений теории теплопереноса в мерзлых и талых горных породах, методики расчета теплового потока по значениям геотермического градиента итеплопроводносгипород, особенностейрегиональных и локальных возмущений геотемпературного поля, дегазации Земли, образования и разрушения газогидратов под влиянием длиннопе-риодных климатических колебаний и миграции газа по субвертикальным зонам деструкции из продуктивных горизонтов, отраженные в работах В.И.Вернадского, А.Н.Тихонова, Г.Карслоу, Р.В1гсЬ, Д.Егера, Е.А.Любимовой, В.А.Кудрявцева, С.А.Красковского, Н.С.Иванова, Н.А.Огильви, Я.Б.Смирнова, Б.Г.Поляк, В.И.Иванова, М.М.Митника, А.Д.Фролова, В.Т.Балобаева, С.И.Сергиенко, Н.Н.Романовского, А.Д.Дучкова, В.И.Бгатова, А.Р.Курчикова, Р.М.Бембеля и др. Для регистрации температуры, геотермического градиента и мощности КЛЗ использовались полупроводниковые терморезисторы, основные параметры, методика тарировкииработыскогорымиприводятсяв руководствах, подготовленных автором совместно с коллегами (Балобаев и др.,

1977, 1985). При расчетах теплового потока привлечены данные Р.И. Гаврильева о теплофизических характеристиках мерзлых и талых пород Сибири (ИМЗ СО РАН).

Для определения теплового потока и мощности КЛЗ в районах со сложным горным рельефом, изучения влияний бурения, тепловой конвекции и обсадной трубына температуру в скважине привлекались методы физического, электрического ичисленного моделирований с использованием аналоговой машины УСМ-1, ЭВМ и соогветствующихкритериаль-ных соотношений (Девяткин, 1972, 1973,1993; Девяткин, Ходунов,1971,1976).

Обобщение и научный анализ результатов мерзлотно-геотермических исследований выполнены диссертантом.

Научная новизна и личный вклад. Новизна работы заключается в выявлении основных особенностей распределения теплового потока в мерзлых толщах литосферы Сибири.

1. На основе сопоставления фактических данных теплового потока в мерзлой и немерзлой толщах литосферы автором впервые установлена различная интенсивность деградации мерзлых толщ практически на всей территории Западной Сибири, а также в синеклизах и прогибах Восточной Сибири.

2.На основе геотермических данных автором впервые построена схематическая карта теплов ого потока в мерзл ой толще Сибири, а с учетом материалов других исследователей - карты залегания подошвы КЛЗ и распределения температур для срезов глубин 0.02,0.5, 1, 2, 3 и 5 км.

3. С учетом сопоставления результатов геотермических измерений и сейсмического зондирования подтверждена зависимость повышения внутриземного потока <? при уменьшении толщины земной коры, что является одной из причин сокращения мерзлых толщ вплоть до полного их исчезновения (например в средней части Предверхоянского прогиба).

4. На основе результатов геотермических измерений в двух скважинах впервые установлена максимальная мощность криолитозоны (1500 м) на южном склоне Анабарского массива, а последующими исследованиями выявлен самый холодный геоструктурный блок Сибири - Анабарская антеклиза - Ботуобинская седловина.

5. На основе натурных наблюдений, результатов математического и физического моделирований (с использованием соответствующих критериев подобия) получены аналитические выражения для введения поправок в измерения температуры и ее вертикального градиента в скважинах, в которых существует свободная тепловая конвекция жидкости или газа и влияние обсадных труб из металла и полиэтилена.

6. Путем анализа результатов измерений температуры пород на глубине 20 м выявлены температурные аномалии, приуроченные к кимберлитовым трубкам Сибири.

7. Анализ распределения фактических и расчетных температур ниже подошвы КЛЗ на глубинах 3-5 км, выполненный совместно с коллегами, показал, что основная зона нефтегазообразования в центральной и западной частях Западно-Сибирской плиты достигает 5-6 км. На востоке плиты (Приенисейская моноклиналь и смежные структуры) эта зона проникает еще глубже. Здесьв благоприятных для формирования углеводородных залежей температурных условиях длительное время находятся не только мезозойские, но и палеозойские отложения. Вразныхрайонах Сибири на глубинах 3-5 км сосредоточены геотермальные ресурсы с температурами 80-160°С и выше, которые могут быть использованы для теплоснабжения промышленных, коммунальных и других хозяйств.

Полученные в процессе выполнения работы результаты позволили сформулировать следующие защищаемые научные положения:

1. На величину и распределение внутриземного теплового потока в толще многолетнемерзлых пород платформенных геоструктур существенное влияние оказывают палео-и современные климатические изменения (т.е. временные и пространственные вариации температуры поверхности Земли), а также фазовые переходы вода^лед в горных породах. В горноскладчатых регионах к этим факторам добавляетсяразновысотный рельеф земной поверхности.

2. Соотношение тепловых потоков в мерзлой и подстилающей немерзлой толщах литосферы, установленное натурными исследованиями, позволяет выявить стационарный или нестационарный характер геотемпературного поля криолитозоны.

3. Мерзлые толщи Сибири, с учетом их теплового состояния, делятся на два вида:

а) с нестационарным (деградационного типа) геотемпературным полем (тепловой лоток д в КЛЗ менее величины внутриземного q или равен О). К ним относится КЛЗ Западно-Сибирской плиты, Вилюйскойсинеклизы, Чульманскойвпадины, Енисей-Хатангского, Лено-Анабарского и Предверхоянского прогибов Сибирской платформы,

б) со стационарным геотемпературным полем (величины внутриземного потока q и в КЛЗ на границе раздела пород с положительной и отрицательной температурами практически равны между собой). К ним относится КЛЗ Верхояно-Колымской

складчатой системы, Анабарскои, Нспско-Ботуобинскойи, частично, Алданской антеклиз.

Практическая ценность работы. Сведения о тепловом поле КЛЗ, представленные в виде карт, каталогов, схем, таблиц, геотермических разрезов распределения теплового потока, температуры и мощности мерзлых толщ, используются для решения инженерно-геокриологических, геотектонических и геодинамических задач, изучения морфологии и динамики КЛЗ, интерпретации геофизических материалов, поиска и разработки месторождений полезных ископаемых.

Материалы и результаты, составившие основу работы, получены в процессе выполнения заданий общесоюзной комплексной научно-технической проблемы 0.50.01 в 1970-1984 гг. по темам "Исследовать связи теплового потока со строением и развитием тектоносферы и геофизическими полями с составлением карт теплового потока и геотемпературного поля вразличных тектонических структурах СССР", "Выяснить роль теплового поля Земли в геодинамике в зонах глубокого промерзания земной коры" и "Разработать методы составления геотермической модели, построить геотермическую карту Северной Евразии масштаба 1:5 ООО ООО".

В 1985-1995 гг. автором выполнялись НИР: по программам "Сибирь" и "Человек и Биосфера" - "Термодинамическая нестабильность мерзлоты В Сибири" (Госдепартамент США); проектам "Криолитозона и покровы Арктики", "Геотермическое поле, климат и криолитозона" (с составлением "Геотермического Атласа Сибири") ГНТП №18 "Глобальные изменения природной среды и климата" и "Потепление климата, криолитозона и эколого-социальное значение возможной деградации мерзлоты Западно-Сибирского региона" программы "Сибирь". С 1996г. проводятся работы по проекту 1.1.1. "Динамика теплового и фазового состояниякриолитозоны России при глобальных изменениях природной среды и климата", включенного в проблему 1.1. "Геодинамические перестройки литосферы и природа длинных глобальных периодичностей" Направления 1 ГНТП "Глобальные изменения природной среды и климата". Результаты оценки теплового потока в Сибири вошли в крупные обобщения геотермических параметров. Так, диссертант является соавтором "Каталога данных по тепловому потоку Сибири" /ред. А.Д. Дучков, 1985 г., "Карты теплового потока территории СССР" /ред-ры: В.В.Гордиенко, У.И.Моисеенко, 1991г., пяти монографий (посвященных исследованию геотемпературного поля КЛЗ в различных геоструктурных блоках Сибири) и автором монографии "Тепловой поток криоли-

тозоны Сибири", 1993. Результатымфзлотно-геотермических исследований автора опубликованы также в 70 статьях и докладах в отечественных и зарубежных изданиях и представлены в 35 НТО.

Результаты исследований внедрены в практику работ геологических экспедиций ПГО Якутскгеология, Ленанефтегазгеология, Тюменского Газпрома, а также в Геологический институт РАН.

Апробация работы. Основные результаты исследований докладывались на 8 международных симпозиумах по проблемам геокриологии и геофизики (Венгрия, 1980;НорвегияД988;СССР и РоссияД973,1985,1989, 1995;Китай,1993;Чехия, 1994), на 20 Всесоюзных конференциях и 5 расширенных, заседаниях Научного Совета по криологии Земли РАН. Научные результаты автора с коллегами отмечены медалью ВДНХ (1981 г.) и дипломом 1-ой степени Президиума СО АН СССР на конкурсе фундаментальных раб от 1987 г. по теме "Исследование теплового поля недр Сибири".

Структура работы и объем работы. Диссертация состоит из введения, шести глав, заключения и списка используемой литературы. Общий объем диссертации 346 страниц, в том числе: текста - 212 стр., иллюстраций - 94, таблиц - 25, список использованной литературы -352 наименования.

При проведении геотермических исследований автор постоянно ощущал поддержку со стороны академика РАН П.И. Мельникова и член-корреспондентов РАН В.Т. Балобаева и В.П. Мельникова которым глубоко признателен.

Считаю приятным долгом поблагодарить своих коллег Б.В.Володь-ко, Р.И.Гаврильева, О.П.Губанову, С.В.Данилевского, С.Н.Девяткина,

A.С.Егорова, Н.Д.Иванова, М.Н.Железняка, Н.Д.Коспонина, А.ИЛев-ченко, И.Д.Никифорова, А.П.Попова, В.Г.Русакова, С.П.Ходунова,

B.Ю.Шамшурина, Я.Б.Гринштейна, В.Н.Дергалева, В.В.Ан и В.П.Михайлову за помощь и содействие в сборе фактического материала по геотермии и теплофизике КЛЗ, решению задач на ЭВМ, УСМ-1 и графическому оформлению работы. Большую роль сыграли критические замечания, которые высказалипри обсуждении работы на разных этапах В.Т.Балобаев, Р.М.Бембель, Л.С.Гарагуля, Б.И.Геннадиник, И.Д.Данилов, А.Д. Дучков, Э.Д.Ершов, Ю.Д.Зыков, В.Г.Каналин, А.Р.Курчи-ков, C.B. Лысак, И.А.Некрасов, Ю.В.Хачай, Л.Н.Хрусталев, В.В. Ан,

C.Н.Булдович, Я.Б.Горелик, И.В.Климовский, М.О.Лахтионов, Н.А.Скорбилин, Г.И.Сморыгин, Л.С.Соколова.

1. Состояние проблемы

Важным этапом в истории развития геотермических исследований явилось начало изучения внутриземного теплового потока в различных климатических и геолого-тектонических регионах нашей планеты (Bullard.l 939; Benfield, 1939; Иванов,1963; Поляк, Смирнов,1966; Любимова, 1968; Смирнов,1968; Тепловой режим недр СССР,1970 /отв. редакторы Ф.А.Макаренко, Б.П.Поляк; Гинсбург,1973; Дучков, Соколова, 1974; Сергиенко и др., 1974; Кутас,1978; Смыслов, Моисеенко,1979; Курников, Ставицкий,1987; Лысак,1988; Тепловое поле недр Сибири,1987 /отв. редактор Э.Э.Фотиади; Ба-лобаев,1991; Дучков,1992; Курчиков,1992; Хуторской, 1992; Голованова, 1993; Девяткин, 1993 и др.).

Внутриземной gявляется важнейшим физическим параметром, отражающим потери тепловой энергии верхних геосфер нашей планеты в различных участках ее поверхности. Его величина находится как произведение двух экспериментально определяемых параметров - геотермического градиента (g) и теплопроводности (Я) горных пород.

В опубликованныхработах подчеркивается, что при интерпретации полученных данных о тепловом потоке принципиально важно знать, насколько близко его значения (а также геотермического градиента и теплопроводности пород) отражают истинное тепловое состояние массива горных пород. Причины возмущений геотемпературного поля -процессы осадконакопления и эрозии, вариации климата, нерегулярность и анизотропия теплопроводности горных пород при сложном их залегании (влияние локальных тектонических структур), сильная расчлененность рельефа, различные геохимические и фазовые процессы с выделением или поглощением значительного количества тепла, движение подземных в од и т.д. -особенно многообразны в приповерхностных частях Земли, включая талые (над кровлей КЛЗ), мерзлые и подстилающие немерзлые толщи литосферы. При проведении геотермических измерений необходимо учитывать возможноевлияниесвободнойтепло-вой конвекции заполнителя и обсадной трубы на температуру и геотермический градиент в скважинах.

В течение многих лет обсуждается проблема возможных глобальных климатических изменений (Сумгин, 1937; Кудрявцев, 1954, 1961; Иванов, 1963; Баулин, 1967, 1985; Балобаев, 1971, 1991; Шарбатян, 1974; Melnikov et al., 1975; Девяткин, 1975, 1993; Будыко, 1980; Шполянская, 1981; Lachenbruch, 1982; Гаврилова, 1987; Шнайдер, 1991; Котляков, 1992; Nelson et al., 1993; Devyatkin, An, 1994; Дучков, Балобаев, Девяткин и др., 1995, 1996 и др.).

Несмотря на неоднозначность суждений преобладает мнение, что в

ближайшие 10-15 лет и в дальнейшем мы столкнемся с заметным глобальным потеплением климата. Наиболее распространенная оценка -в Северном полушарии потепление может составить 2-3°С. Полагают, что это является следствием возрастания концентраций в атмосфере так называемых "парниковых" газов в основном углекислого и метана. С.Шнайдер (1991) поясняет, что фактически темпы повышения температуры земной поверхности в течение следующего столетия будут зависеть от скорости роста концентрации газов парникового эффекта, естественных колебаний в климатической системе и конкретного поведения более медленно реагирующих компонентов климатической системы, например, океанов и глетчерного льда, а также не исключена роль влияний на изменение климата Земли солнечной активности, извержения вулканов, концентрации пыли в атмосфере от промышленных предприятии, автотранспорта и др.

Гряду щее потепление может привести к существенным изменениям в различных геосистемах. Наиболее высокой чувствительностью к вариациям климата обладает КЛЗ, что представляет первостепенный интерес для Сибири с широким распространением в ее пределах мерзлых толщ. Потепление может вызвать деградацию мерзлых толщ, что, в свою очередь, приведет к необратимым изменениям связанных с КЛЗ геосистем, к ослаблению механических свойств приповерхностных пород, к обострению проблем надежности и устойчивости инженерных сооружений. Наибольшие нарушения нормальной жизнедеятельности возникнут в добывающих производствах, строительстве, транспорте.

Прогнозирование реакции КЛЗ на потепление климата возможно и посредством исследования эволюции температурного поля мерзлых пород на реальных геотермических моделях среды. Инструментом для изучения и выявления нестационарного или стационарного геотемпературного поля КЛЗ, а также интенсивности деградации или аградащш мерзлых толщ может служить соотношение

(О

между тепловыми потоками в мерзлой и подстилающей немерзлой толщах литосферы (в данной работе диссертант использует параметр п, условно соответствующий перепаду тепловых потоков на границе раздела пород с положительной и отрицательной температурами в уравнении Стефана - Общее мерзлотоведение, 1974). В зависимости от величины п наблюдаются следующие виды геотемпературного поля КЛЗ: при л< 1 или п-0 - нестационарное (деградационного типа), при п> 1 - нестационарное (аградационного типа), а при л=1 - стационарное.

Анализ опубликованных работ показал, что до начала 1970 г. практически не существовало методики геотермического выявления процессов интенсивности деградации или а градации мерзлых толщ из-за отсутствия сведений о потоке в КЛ 3. И только в 1970 г., благодаря развертыванию в лаборатории геотермии ИМЗ СО АН СССР при участии автора целенаправленных исследований по изучению ди, были созданы предпосылки для решения указанной проблемы.

В настоящей работе особое внимание уделено оценке потока дж непосредственно в толще КЛЗ (как менее всего изученного геотермического параметра литосферы), выявлению соотношения его с внутриземным потоком ди их картированию.

О необходимости изучения <7м в КЛЗ и выявления его соотношения с внутриземным д с целью решения проблем эволюции и динамики мерзлой толщи, истории глубокого промерзания земной коры неоднократно подчеркивали в своих работах В.А. Кудрявцев, Д.И. Дьяконов, П.Ф. Швецов, П.И. Мельников, В.В. Баулин, Н.С. Иванов, В.Т. Балобаев, А.А. Шарбатян и др. Однако, длительное восстановление геотемпературного поля глубоких скважин, пробуренных в мерзлых толщах с фазовыми переходами водаолед, значительно сдерживало проведение измерений и расчетов по определению величин <7ми ¿7 как в мерзлых, так и в подстилающих немерзлых толщах литосферы.

Изучение ды в КЛЗ проводилось автором начиная с 1960 г. На первом этапе были выявлены методические особенности определения геотермических параметров в районах распространения мерзлых толщ (Девяткин, 1973). Затем получены экспериментальные сведения о температуре, мощности, геотермическом градиенте и теплофизических характеристиках КЛЗ и проведены расчеты величин ди и д с последующим выявлением их соотношений в пределах Верхояно-Чукотской складчатой области, Сибирской платформы и Западно-Сибирской плиты (Девяткин, 1993).

2. Методические особенности изучения теплового потока в КЛЗ

Для определения теплового потока в толще КЛЗ используется общепринятая методика раздельного экспериментального определения его основных составляющих - коэффициента теплопроводности пород (Я) и геотермического градиента (_£):

д=-1х£ (2)

Теплопроводность породзависит от их плотности, влажности (льди-

стосги), температуры и .-апологического состава. Зависимость Я от указанных параметров определяется в лабораторных условиях.

На величину геотермического градиента оказывают влияния процессы протаивания-промерзания пород, рельеф, различные водоемы, состав пород, а также искажения температуры, обусловленные бурением скважин и наличием в них свободной тепловой конвекции заполнителя и обсадных труб. Результаты учета указанных искажающих факторов приводятся в монографии соискателя (Девяткин, 1993).

Теория процессов нарушения и восстановления температуры при бурении глубоких скважин рассмотрена в работах отечественных и зарубежных авторов (Bullard, 1947; Lachenbruch, Brewer, 1959; Jaeger, 1961; Елманов, 1961; Девяткин, Кутасов, 1966; Кутасов, 1976идр.).

Поданным многолетних наблюдений время восстановления температуры в скважинах, пробуренных в мерзлых толщах, может достигать от 30 суток до 8-10 лег в зависимости от способа и длительности бурения, физических свойств и возраста массива горных пород, наличия фазовых переходов вода«->лед (Девяткин и др., 1966). Длительность выстойки геотермического градиента в скважинах фактически не меньше, чем температуры (Девяткин, 1975). Последнее обстоятельство указывает на необходимость критического отношенияк фактическим данным теплового потока в KJI3.

Влияние конвекции и обсадной трубы на температуру в скважине. Ряд исследователей показали, что в реальных скважинах, заполненных жидкостью или газом, существуют благоприятные условия для возникновения свободной тепловой конвекции и дополнительного тепло-переноса обсадными трубами, которые могут вызвать отклонение температуры в скважинах относительно пород (Красковский, 1934; Тихонов, 1939; Hales, 1937; Goyd, 1946; Остроумов, 1952; Чекашок, 1954; Павлов, 1965;Редозубов, 1966; Gretcnr, 1967;Diment, 1967;Фролов, 1968;Sammel, 1968; Дворкин и др. 1979).

На основе результатов натурного эксперимента выявлено, что в слое пород с годовыми теплооборотами, при наличии обсадных труб и тепловой конвекции, отклонения температуры и ее градиента в скважине (относительно массива пород) носят в течение года переменный характер, изменяясь по величине и знаку. Отклонения температуры в скважинах возрастают: при наличии жидкого заполнителя и обсадной трубы из металла; при увеличении диаметра скважины и повышении геотермического градиента; в слое пород с фазовым переходом вода<-»лед. Для оценки отклонений температуры в скважинах,

оборудованных металлическими или полиэтиленовыми трубами и заполненных воздухом, получены аналитические зависимости, удовлетворительно описывающими результаты натурных экспериментов при изменении вертикальных, градиентов температуры в пределах 0-50 К/м и радиуса скважин 0-0.1 м (Девяткин, 1993).

Степень же отдельного влияния обсадки иликонвекции нараспреде-ление температуры в стволе скважины оценена путем численного и физического моделирования. Ранее было установлено, что искажающий эффект, за счет присутствия сплошного вертикального цилиндра из стали в массиве пород, весьма мал при естественном геотермическом градиенте ¿рО.ОЗ К/м (Кутасов, Девяткин, 1972). Это явление локализовано в основном у концов цилиндра, где отклонения температуры не превышает 0.02°. В слое же пород глубиной до 20 м, где градиенты температуры изменяются в широких пределах (до ±50 К/м), следует вносить необходимые поправки.

В дальнейшем путем численного моделирования решены задачи по определению отклонений температуры в обсаженной скважине с более широкими пределами изменения геотермических, тепло физических параметров пород, обсадной трубы и линейных размеров скважины и обсадки (Девяткин и др., 1989; Девяткин, 1993). Свободная тепловая конвекция, возникающая в результате действия архимедовых сил, представляет собой важный механизм тепломассообмена в природе. Средиразнообраз-ных проблем свободной гравитационной конвекции значительное внимание в последние годы привлекла конвекция жидкости или газа в вертикальных цилиндрах, являющихся типичной моделью скважины (Остроумов, 1952; Evans, Stefany, 1966; Evans et al., 1968; Кии др., 1976; Полежаев, 1972, 1983; Казарян, Мызникова, 1981; Лин, Эйкин, 1986).

Для определения максимального отклонения температуры в скважинах, заполненных водойилитрансформаторным маслом, можно пользоваться аналитическими зависимостями, полученными на основе физического моделирования и критериальных соотношении (Кутасов, Девяткин, 1972; Девяткин, 1993). При наличии конвекции в глубоких скважинах (ниже сдоя с годовыми колеб аниями темпер атуры) в естественных условиях (вертикальный геотермический градиент ¿>=30 мК/м), отклонения температуры не превышает 0.02°. При вертикальных градиентах температуры выше 0.1 К/м (которые наблюдаются до глубин 15-20 м) влияние конвекции жидких заполнителей заметно возрастает.

Результаты численного моделирования, представленные в виде номограмм (Девяткин, 1993), показали, что при определении температуры

пород с погрешностью 0.1°, путем ее измерения в скважинах радиусами от 0.5 до 16 см, поправками можно пренебречь, если градиент температуры не превышает: ЗК/м в скважине с обсадкой из металла и 1 ОК/м из полиэтилена; 0,8К/м при наличии конвекции с газообразным заполнителем и 0.1 К/м - жидким.

Изучение тепловой конвекции в скважинах, заполненных жидкостями, показало, что еероль в искажении естественной величины вертикального геотермического градиента ниже подошвы мерзлых толщ ничтожно мало и может не учитываться в расчетах теплового потока.

Неоднородность горных пород по составу. В диссертации рассмотрены аномальные температурные эффекты, создаваемые кимберлито-выми телами, вследствие их пониженной теплопроводности. Из работ (Девяткин и др.,1978,1981 Дмитриева и др.,1979) следует, что "к кимберлитов менее А. вмещающих их пор о д. Различие по X, в сочетании с благоприятной формой кимберлитовых тел и большими их размерами, может обусловить образование над ними заметных температурных аномалий. Кимберлитовоетело с достаточной точностью при расчетах можно уподобить вертикальному эллипсоиду вращения (Подземная геофизика, 1973). На основании расчетов вьиснено, что кимберлитовым телам соответствуют отрицательные аномалии температуры 0.3-2.0° в зависимости от диаметра и глубины залегания трубок.

Результаты расчетов подтверждаются экспериментальными данными, полученными автором совместно с В.Ю. Шамшуриным при изучении мерзлотно-геотермических условий трубки Сытыканская и с коллегами из МГРИ на трубке Дачная (Девяткин и др., 1978; Дмитриева и др., 1979). Сопоставление температурных данных с геологическим разрезом трубки Сытыканская показало, что термоаномалии порядка 2° на глубине 20 м приурочены к голове кимберлитового тела. С глубиной намечается тенденция к уменьшению ее амплитуды и на глубине около 600 м она уже практически не отмечается.

Неоднородность температуры земной поверхности. В арктической зоне латеральные изменения температуры даже на небольшой площади могут достигать 15° (температура поверхности суширавна -12°С, а дна водоема - 2-4°С). Поэтому для областей КЛЗ этот фактор является существенным (Тепловое поле..., 1987). Наибольшие различия температуры наблюдаются под дном и вблизи водоемов, а также на площадях, подвергшихся антропогенному влиянию.

Озеро глубиной до 5 м изменяет не только температуру дневной поверхности, но и температурное поле пород до глубины порядка 800 м

(Девяткин и др., 1980), при этом геотермический градиент и тепловой поток меняют свое направление относительно их естественного распределения в массиве пород, расположенного вне озера. Озеро и другие водоемы являются аномальными элементами ландшафта и, поэтому, в результаты измерений теплового потока под ними и вблизи их следует вводить соответствующие поправки.

Учет влияния поверхностного рельефа, на величину теплового потока. Численный метод учета указанного искажения широко известен (Кар-слоу, Егер, 1964; ЬасЬспЬшсЬ, 1968; Любимова и др., 1973; Дучков, Соколова, 1974, Шасткевич, 1976 и др.). Нами использован метод математического моделирования на аналоговой сеточной модели УСМ-1. Моделирование двух и трехмерных задач показало, что в горных районах происходит перераспределение теплового потока между разными элементами рельефа. В приповерхностном слое мощностью до 500 м тепловой поток у подошвыгор в 3-6 раз выше, чем под их вершинами (Девоткин, 1973). Менее всего тепловой поток искажается на склоне. Одна скважина на середине склона в состоянии достаточно точно охарактеризовать внутриземной тепловой поток. Если на склоне скважин нет, то значение потока можно получить как среднее по данным в долине и на вершине. Практически глубина влияния рельефа на температуру пород, по результатам моделирования геотермических измерений на горных участках,в 4-5 раз больше относительного превышения вершин над долинами (Девяткин и др., 1971, 1976; Балобаев, Левченко, 1978).

Для более полного изучения динамики геотемпературного поля мерзлых толщ необходимо выявление вариаций теплового потока непосредственно в толщах КЛЗ. Количественная оценка зависит от инструментальной точности измерения его составляющих (геотермический градиент и теплопроводность пород) и проводится с погрешностью ±(10-15%), т.е. ±(5-7) мВт/м2. Это позволяет выделять особенности дм, начиная с 10-15 мВт/м2 (Дучков, Соколова, Девяткин, 1992).

3. Тепловой поток криолитозоны Западно-Сибирской плиты

Западно-Сибирской плита - крупнейшая эпигерцинская платформа. Мезозойский осадочный чехол сложно построен, имеет мощность 8-10 км на севере, выклиниваясь к бортам впадины (Конторович и др., 1975; Сурков, Жеро, 1981).

Мерзлотно-геотермические условия Западно-Сибирской плиты подробно освещены в работах А.И.Попова, В.В.Баулина, Г.Д.Гинсбурга,

В.Т.Трофимова, С.М.Фотиева, Г.И.Дубикова, Н.А.Шполянской,

A.И.Левченко, А.Д.Дучкова, А.Р.Курчикова, "Геокриологии СССР" (под ред. Э.Д.Ершова), Е.С.Мельникова, А.В.Павлова, В.Т.Балобаева,

B.Н.Девяткина и многих других исследователей.

Существенное влияние на формирование температурного режима в приповерхностных слоях, оказывают современные и палеоклиматичес-кие условия, т.е. временные и пространственные вариации температуры поверхности Земли. Современная среднегодовая температура пород на глубине 15-25 м на севере региона понижается до -12°С, нулевая изотерма формируется вблизи Полярного крута, южнее температура повсеместно положительная и возрастает до +8°С на юго-западе плиты. Среднегодовая температура воздуха в регионе примерно на 3-5° ниже указанных значений для пород (Девяткин, 1989; Дучков и др., 1992, 1995).

Достоверно установлено, что столь суровые, климатические условия существовали и в голоцене, что привело к формированию зоны глубокого охлаждения и промерзанию пород. Мерзлые толщи присутствуют в разрезе вплоть до широтного течения Оби, их мощность на севере достигает 500 м и более. На севере (до широты Полярного круга) мерзлые породы распространены с поверхности, южнее их кровля погружается на разную глубину. Вблизиюжной оконечности KJI3 (примерно 60° с.ш.) наблюдается островное распространение мерзлых толщ. Характерной особенностью является наличие сквозных таликов, приуроченных, как правило, к крупным водоемам, долинам рек. КПЗ в температурном плане является нестационарным объектом. Прогнозируется ее деградация с юга, что приводит к формированию безградиентных или слабоградиентных температурных полей на глубинах до 200-400 м в районах, примыкающих к южной границе KJ13. Фактически в КЛЗ происходит трансформация теплового потока в основном в сторону его уменьшения вплоть до нулевого значения (Девяткин, 1990; Дучков и др., 1995).

Коэффициент теплопроводности (л) мерзлых пород до глубины 20 м

- супесь, суглинок, песок, глина - в пределах Ямала, Сибирских Увалов, широтного участка Оби, а также в районах Лабытнанги, Салехарда, Сургута, Надыма, Казыма, Полуя и Уренгоя изменяется от 0.3 до 3.2 Вт/(мхК) (Теплофизические свойства..., 1984), а влагонасыщенных немерзлых на глубинах 783-2541 м - песчаник, аргиллит, алевролит и глина

- на Казанцевской, Мессояхской, Русской, Ямбургской, Уренгойской, Арктической и Медвежьей нефтегазоносных площадях - от 1.5 до 2,5 Вт/(мхК) (Малофеев, Сабанеева, Сергиенко, 1972; Теплофизические свойства..., 1987). Изучение тепло физических параметров песков иглин

четвертичного, палеогенового имелового возрастов во влагонасыщен-ном состоянии на месторождении Медвежьем, проведенные группой теплофизиков ИМЗ СО РАН показало, что величины Я мерзлого песка достигают 1.8-3.0, а талого -1.4-2.3 Вт/(мхК). Для мерзлой и талой глины Я составляет соответственно 1.63 и 1.28 Вт/(мхК).

Сведения о Я различных свит приводятся в работе А.Д. Дучкова и Л.С.Соколовой (1984), а А.Р.Курчиковым и Б.П.Ставицким (1987) установлена аналитическая зависимость изменения Я с глубиной для водо-насыгценных песчаных и глинистых немерзлых пор од Западной Сибири. Значительный практический интерес представляют данные о Я пород КЛЗ для различных отложений севера Азии, обобщенные в монографии В.Т. Балобаева(1991).

В Западной Сибири уделялось значительное внимание определению теплового потока д,ь основном в породах с положительными температурами или ниже подошвы КЛЗ (Ссргиенко, Ромсико, 1974; Нестеров к др., 1980; Балобаев,1 983,1987; Дучков,Соколова,1984; Курчиков, Ставицкий, 1985; Девяткин с соавторами 1982,1985,1991,1992). Наблюдаемая вели/чина q колеблется от 30 до 80 мВт/м2, составляя в среднем 53-54 мВт/м2. На большей части плиты q более высокий, порядка 55-70 мВт/м2. На этом фоне выделяется область аномально высокого q (до 70-80 мВт/м2), к которой можно отнести западную часть п-ова Ямал, Широтное Приобье, Павлодарское Прииртышье. Низкий уровень ^характерен для южной и восточной частей плиты. Аномально низким q (30 мВт/м2 и менее) выделяются пограничные горноскладчатые области- Уральский антиклинорийи Турухано-Енисейские структуры. Распределение дзави-сит от вариаций коровой (радиогенной) и мантийной составляющих, а также искажающих поле поверхностных факторов, из которых в исследуемом регионе решающее значение имеют характеристики КЛЗ.

С1985 г. диссертантом предприняты практические шаги по изучению потока див КЛЗ Западной Сибири (Девяткин 1989,1990,1993). На основе его анализа показано, что территорию Западной Сибири можно подразделить на две геотермические зоны: А - с потоком qu > 0 (от морского побережья до широты Полярного круга) и Б - с qu = 0 (Урал -Обь - Енисей от Полярного круга до южной границы КЛЗ).

а). П-овЯмал(зона А). Для Ямала внутриземной (/рассчитан по 280 скважинам на 32 участках (Курчиков, 1992). Достаточно четко выявляется закономерность возрастания параметра q с северо-восточной оконечности п-ова Ямал в юго-западном направлении в сторону Нурминского мегавала. Предполагается, что зона указанного мегавала

(в центре п-ова) в целом более прогрета, чем остальные участкирассмат-рнваемой территории. Величина <7 варьирует в пределах. 50-70 мВт/м2.

Для получения сведений о д^ в КЛЗ диссертантом дополнительно проанализированы материалы промыслового термокаротажа по 46 участкам п-ова Ямал (Девяткин, 1993) и привлечены результаты геотерми-ческихизмерений ИМЗ СО РАН (Теплофизические исследования.., 1983). Величина днь КЛЗ изменяется в пределах 50-10 мВт/м2 и понижается до нулевого значения вблизи 66° с.ш. Отмечается тенденция сближения его величины с внутриземным дврайоне расположения Нурминского мега-вала и заметное расхождение на севере и, особенно, юге Ямала.

Величины ди ди, полученные по 108 участкам северо- восточной части Западно-Сибирской плиты с п-овами Гыданский, Явайский и Тазов-ский (входящие в геотермическую зону А) показали, что значение д колеблется от 40 до 60мВт/м2(Каталог...,1985), а диъ КЛЗ - от 40 до 0 мВт/м2 (Девяткин, 1993). Разность между величинами ди варьирует в пределах 10-40 мВт/м2 и обусловливает прогаивание снизу мерзлых толщ.

б). Сибирские Увалы Западной Сибири, ограничены координатами 62-64° с.ш. и 64-88° в.д. {геотермическаязона Б). Регион сложенмощной толщей платформенных осадочных пород, преимущественно терриген-ных отложений пермской, меловой, палеогеновой, неогеновой и четвертичных систем.

По данным геотермических измерений, полученных спустя 4 года после бурения трех скважин на Суторминском месторождении, зафиксирована реликтовая мерзлая толща в интервале глубин 250-375 м. С глубины 20 м положительная температура горных пород (г) понижается с отрицательным градиентом (£) до 250 м, затем наблюдается практически безградиентная мерзлая толща с <п= 0-ь-0.2°С до глубин 350-375 м и резко повышается под КЛЗ в среднем с ¿=35 мК/м до 5°С на глубине 500 м (Девяткин, 1993, 1994). Аналогичные термограммы получены для Верхне-Пурпейского, Вэнгапуровского и Варьеганского месторождений (Теплофизические исследования..., 1983). Обобщенные данные по 176 участкам показали, что в направлении с запада на восток увеличение глубины залегания подошвы КЛЗ от 200 до 400 м сопровождается понижением среднегодовой температуры воздуха (/) от -3 до -5°С и / от 15 до 5°С на глубине 500 м, от 35 до 20°С на 1000 м и уменьшением величины дпод КЛЗ от 70 до 50 мВт/м2. В КЛЗ ды достигает нулевого значения (Девяткин, 1994). Мерзлая толща заключает в себе огромную внутреннюю скрытую энергию фазового превращения воды в лед. При изменении верхних и нижних гр аничных условий пр оисходит ее частич-

ное сокращение или увеличение, сопровождаемое фазовыми переходами на границе раздела галых и мерзлых пород. Благодаря этому фазовая граница перемещается намного медленнее, чем происходит стабилизация температуры. Поэтому приходится достаточно часто встречаться с мерзлыми толщами, имеющими резко выраженный нестационарный температурный режим. Главным показателем такого режима является скачкообразное изменение теплового потока при переходе фазовой границы. Поскольку запасы скрытой энергии фазовых переходов находятся в прямой зависимости от содержания воды в породах, то наиболее вероятно развитие нестационарных мерзлых толщ в молодых слаболитифи-цированных отложениях с высокой степенью пористости (Ва1оЬаеу, Эе-\yatkin 1982). Характер распределения тепловых потоков в мерзлой и подстилающей немерзлой толщах литосферы Западной Сибири представлен на рис. 1 .Приведенные материалы показывают, что в современное время геотемперат}рное поле КЛЗ Западной Сибири находится в нестационарном состоянии с различной интенсивностью деградации мерзлых толщ.

4. Тепловой поток криолитозоны Сибирской платформы

В пределах Сибирской платформы выделяются Анабарская и Алданская антеклизы, Ботуобинская седловина, Вилюйская и Тунгусская синеклизы, Енисен-Хатангский, Лено-Анабарский и Предверхоянский прогибы (Тектоника Якутии, 1975).

а). Анабарская антеклнза. В регионе, приуроченном к Анабарской антеклизе и Ботуобинской седловине, наблюдается самая мощная зона отрицательных температур (до 1500 м), самые низкие температуры горных пород (5-14°С на глубине залегания кристаллического фундамента 2 км), самые минерализованные подземные воды (криопэги) и самые низкие величины теплового потока и геотермического градиента в мерзлой и подстилающей немерзлой толщах литосферы (Балобаев, Девяткин, 1982; Девяткин, ¡993). Геотермические данные подтверждают справедливость отнесения этого региона к наиболее древним блокам земной коры со стабилизированным тектоническим режимом. Отсутствие мантийного потока тепла и особенности строения земной коры обусловили во всем регионе низкий градиент температуры и, как следствие этого, мощную зону отрицательных температур, достигающую на севере региона 1500 м, а на юге - 800 м. Вмещающими породами ким-берлитовых трубок Далдыно-Алакитского района являются кембрий-

Рис. 1. Карта распределения тепловых потоков Западно-Сибирской плиты (Девяткин, 1990; ОеууаНап е1 а1., 1993; Дучков и др., 1992, 1995) 1 - изолинии внутриземного теплового потока, мВт/м2; 2 - изолинии теплового потока в криолитозоне, мВг/м2; 3- область КЛЗ с тепловым потоком <7М=0; 4 - граница Западно-Сибирской плиты; 5 -геотермический участок; 6 - метеостанция; 7 - южная граница КЛЗ.

ские и ордовикскиекарбонатно-гшшисгыепороды:известияки, доломиты, мергели, а также аргиллиты, алевролиты и песчаники. Наибольшей теплопроводностью обладают кавернозные мраморизованные и кристаллизованные известняки свит 0]о/ е3и е (л=4), а в отдельных случаях "к=6 Вт/(мхК). Замечено, чем больше кавернозность образца, тем больше его /.. Это, видимо, обусловлено тем, что каверны в мраморцзопанных известняках заполнены каменной солыо, у которой /.=5-6 ВтУ(мхК). В известняках и доломитах свит е тгЛ и е^ск >.=3 Вг/(мхК). В 1ДППИСТЫХ доломитах и доломишстых мергелях /.=2.7 Вт/(мхК); последнюю имеют и аргиллиты. У кпмбсрлнтовых пород/, изменяется от 2.16 до 3.02 Вт/(мхК). Вр;п"юпс пос. Апхалверхняя толща пород (мощностью 350 м) сложена высоко юплопроводиымп породами ппжиего ордовика. Ниже па кпопну до 1200 м :адегают о тложения верхнего кембрия. Их низкая /. обусловливает 1радпенг температуры от 8 до 10 мК/м. Вблизи пос. Удачный, отложения верхнего кембрия выходят на поверхность и характеризуются тем же градиентом темпчэатуры (¿,г). С глубины 700-800 м залегает среднекембрпйская толща с ¿<6 мК/м. В нижнекембрпнекнх отложениях величина ¿^колеблется в пределах 5-7 мК/м.

В южной части района (Айхал-Сытыканская) мощность КЛЗ изменяется от 650 до 900 м. На север, в направлении пос. Удачного, вдоль р.Сытыкан она уменьшается до 500-600 м. Вблизи трубки Удачная происходит резкое изменение температурного поля, сопровождающееся увеличением мощности КЛЗ до 1000-1050 м как в самой трубке, так и всюду севернее ее.

На основе сопоставления результатов геот ермических и гндрогеоло-пгческнх исследований показано, что КЛЗАнабарской антеклизы имеет двухслойное строение (Теплофнзическиеисследования..., 1983; Балобаев, Девяткин, 1982). Породы нижнего слоя не содержат льда, их поры и трещины заполнены рассолами предельной концентрации с отрицательной температурой. Верхний4дои льдонасыщен и водонепроницаем. Поскольку гидрогеологическая обстановка сложилась в районе задолго до глубокого промерзания горных пород, верхний слой следует считать слоем свободного поверхностного водообмена, находящегося сейчас в замерзшем состоянии. Об этом свидетельствуют почти полное отсутствие напоров при вскрытии скважинами верхнего водоносного горизонта и уменьшение мощности мерзлого слоя при понижении высотной отметки. В районе Айхала, альтитуда дневной поверхности составляют 450550 м, а мощность мерзлого слоя - 300-400 м. На водор азделах с высотами

650-750 м мощность мерзлого слоя возрастает до 550-650 м и более, а в долине р. Сытыкан она уменьшается до 150 м.

Величины потоков д и колеблются от 15 до 30 мВт/м2 и в среднем близки между собой, что свидетельствует о стационарном геотемпературном режиме КЛЗ в исследуемом районе (Девяткин, 1993).

Трубка А?бйлейяаярасположенав бассейне верхнего теченияр. Мар-хи. В тектоническом отношении участок лежит в зоне сочленения юго-западной окраины Анабарской антеклизы и Тунгусской синеклизы. Естественное тепловое поле массива пород нарушено в основном в результате отепляющего влияния оз.Безымянного. Под озером на глубинах 20-200м градиент температуры имеет отрицательное значение, до 600м наблюдается безградиентная зона,а с 600м д колеблется от 5 до 13мК/м. Вне озера в интервале глубин 20-200 м ¿^варьирует в пределах 3-1 мК/м, а ниже до глубины 600м £=5мК/м. Мощность КЛЗ на данном участке достигает 800 м, уменьшаясь под озерами на величину мощности талика. По данным геотермических измерений в 17 скважинах, расположенных на оз.Безымянном,максимальная мощность таликов ой зоны составляет 120 м в центре озера и сокращается до нуля к ее берегам. На оз.Тра-вянистом (внеконтура трубки) мощность талика составляет 115-135 м.

В КЛЗ поток ди достигает 20 мВт/м2. Расчетами, проведенными для интервала глубин 800-1000 м, установлено, что д=29 мВт/м2. В среднем для участка д = 25 мВт/м2 (Девяткин, Шамшурин, 1980).

б). Ботуобинская седловина сложена кембрийскими отложениями с переслаиванием известняков, доломитов и слоев каменной соли (Тектоника Якутии, 1975). Результаты геотермических измерений алмазных и нефтегазоносных участков показали, что отрицательные температуры пород достигают глубин 780-820 м (Девяткин, 1993). Кимберлитовые тела приурочены к зоне региональных разломов субмеридионального направления. Теплопроводность кимберлитов составляет 2.4и 2.2 Вт/(мхК) соответственно в мерзлом и талом состояниях. Вмещающими породами кимберлитовой трубки Мир являются нижнепалеозойские образования, в частности верхнекембрийские и ордовикские. Вмещающие породы Мало-Ботуобинской группы представлены карбонатными породами: известняками и доломитами, глинисто-карбонатными разностями; мергелями, содержащимив себе пачки каменной соли и включения гипса. Они прорваны многочисленными кимберлитовыми телами и образованиями тр аппов ой интру зии. В кар б онагных породах тепл опр ов о дно сть меняется: в известняках "к= 1.9-4.8 в талом и "к~2.1 -5.9 Вт/(мхК) в мерзлом состояниях; в доломитах /.=2.4-6.5 Вт/(мхК) в талом и мерзлом состоя-

ниях. Это обусловлено в большей степени различиями вещественного состава пород. Наименьшей теплопроводностью обладают глинистые известняки, для которых X составляет около 2.1-2.3 Вт/(мхК). Наиболее теплопроводны песчанистые известняки, в которых X достигает 5.2 в мерзлом и 4.5 Вт/(мхК) в талом состояниях. Среди карбонатных пород часто попадаются пласты каменной соли (NaCl), мощность которых достигает 80 м. Их обычно сопровождают пропластки ангидритов (CaS04). У каменной соли пределы изменения А довольно существенны: 4.9-6.7 Вт/(мхК). Ангидрит в большинстве случаев встречается с примесью доломита, редко с долеритом. В ангидритах 1=3.7-5.3 в мерзлом и /-=3.0-5.2 Вт/(мхК) в талом состояниях. Гипс характеризуется Х=0.9 Вт/(мхК). Кимберлитовыетелаприуроченыкрайонамраспростра-нения трапповых интрузий (долериты и диабазы), мощность отдельных включений которых достигает Юм. Они относятся к тверженным породам нижне-триасового возраста и являются очень плотными породами (со средним у=2.92 т/м3). Их коэффициент X в мерзлом и талом состоящих практически одинаковый; у исследованных образцов траппов изменение X происходит в интервале 1.6-2.5 Вт/ (мхК).

В интервале глубин 20-200 м величина геотермического градиента (g) имеет положительные или отрицательные значения (от -5 до 30 мК/м), а на глубинах 200-1 ООО м она варьирует от 3 до 5 мКУм.

В исследуемом районе следует различать породы мерзлые и охлажденные до отрицательной температуры. Мерзлые пор оды выполняют роль водоупорного пласта. Нижняя граница их обусловлена геологической обстановкой и расположена в пределах подошвы верхнеленской свиты и кровли первого водоносного горизонта (последняя, по данным гидрогеологических исследований, залегает на глубинах от 200 до 400 м). Мощность KJI3 варьирует от 320 до 820 м.

Расчетная величина потока <?под КЛЗ колеблется от 16 до 22мВт/м2. Поток qu в КЛЗ практически совпадает с q, что свидетельствует о стационарном температурном режиме КЛЗ.

в). Алданская антеклнза. Геотермические измерения проведены на месторождетшях апатита, утля и поисковых газонефтяных площадях (Седигдар, Нерюнгри, Чульмакан, Амга-2и др.) - Девяткин, 1993.

Селигдарское апатитовое месторождение - расположено на Алданском цокольном плато. В геолого-тектоническом отношении данный участок находится на пересечении Томмотского северо-восточного и Юхтинского северо-западного региональныхразломов. Оно приурочено к трубке взрыва нижнепротерозойского возраста. Преобла-

дающими породами являются отложения верхнеалданской свиты: био-титовые кварцито-гаейсыи амфибол-плагиоклазовые кристаллические сланцы. Мощность КПЗ изменяется в пределах 20-120 м. Положительные /п отмечены в основном в долинах рек и ручьев и на водораздельном плато. На глубинах более 200 м градиент 16 мК/м. На различных глубинах Я=2.3-4.3, а для отдельных пород /.=6.0 Вт/(мхК). При относительно устойчивом ^на глубинах более 200 м и с учетом к пород, дна участке оценивается в 45 мВт/м2, что в 1,5-2 раза выше, чем в Анабарской анте-клизе. Такое значительное различие следует связывать с позднейшей тектонической активизацией Алданского щита (Девяткин и др., 1978; Девяткин, 1993).

Нерюнгринское угольное месторождение приурочено к наиболее погруженной части Чульманской впадины. В геологическом строении принимают участие мезозойские угленосные отложения юрского и мелового возрастов. В целом мощность мезозойских отложений составляет 3.2-3.4 км (Желинский и др., 1976).

Промышленная угленосность месторождения связана с отложениями нерюнгринской свиты (J3/?r). Лежащая выше холодниканская свита (KjCft) является практически безугольной и сложена плохо отсортированными песчаниками с прослоями алевролитов, аргиллитов, гравелитов, конгломератов и углей. Отложения холодниканской свиты характеризуются следующими осредненными параметрами: влажности w= 1.5%, плотности уск = 2.57 тУм3 и л=2.52 Вт/(мхК) (Девяткин и др., 1987).

Отложения нерюнгринской свиты представлены песчаниками с прослоями гравелитов, конгломератов и углей. Реже встречаются алевролиты и аргиллиты. С учетом приведенного состава терригенных пород выявлены следующие осредненные параметры вмещающих пор од нерюнгринской свиты: и=0.8%, уск = 2.59т/м3иЯ=2.78 Вт/(мхК). Мерзлые породы занимают 80-85% площади месторождения. Мощность КЛЗ изменяетсяв пределах от 15 до 150 м. Участки талых пород отмечаются на водоразделах.

Величина градиента ^изменяется с глубиной: на первых ста метрах от 0 до 10 мКУм, а ниже - в среднем 20 мК/м. Резкое изменение величины ^отмечается при пересечении угольного пласта, где его величина в 3-4 раза выше по сравнению с наблюдаемой во вмещающих породах, о чем свидетельствует сгущение изотерм, связанное с малой к углей - 0.5-1.0 Вт/(мхК). Поток дпод подошвой КЛЗ достигает 47 мВт/м2.

Аналогичные мерзлотно-геотермические условия отмечены на соседних участках - Чульмаканском и Денисовском. Мерзлые толщи с мощ-

ностъю 0-180 м располагаются в основном в бортах северной экспозиции и днищах долин и распадков, а талые - на повышенных участках рельефа. На Чульмаканском участке на глубинах 120-260 м ¿р16 мК/м, а на Денисовском на 140-360 м он повышается до 20 мК/м. Породы имеют 1=2.7-3.8 Вт/(мхК), а д достигает на Чульмакане 48 и Денисовском 56 мВт/м2 (Каталог..., 1985). В мерзлых толщах на Нерюнгринском, Чульмаканском участках <7м=34, а на Денисовском - 40 мВт/м2. Соотношение между дш и нравно 0.7-0.8.

На участке Амга-2, расположенном на северо-восточной окраине Алданской антеклизы, в 1951г. пробурена Амгинская опорная скважина (Ефимов, Соловьев, 1952). Поданным 14-летних наблюдений зафиксированы естественные температуры пород и мощность КЛЗ. Последняя составляет 230 м (Девяткин и др., 1966).

На основе геологического разреза определена величина X основных пород, которая оказалась в среднем равной 2.6 Вт/(мхК). В мерзлой и подстилающей немерзлой толщах литосферы при ¿р 19 мК/м величины ды и д достигают 50 мВт/м2 (Девяткин, 1993).

г). В илю Некая синеклиза и Предверхоянский прогиб. В пределах этих структур геотермические измерения проведены на 14 участках, результаты которых опубликованы В разные годы (Мельников, 1963; Мельников и др., 1972; Балобаев и др., 1973; Девяткин и др., 1966; Девяткин, 1982,1993). Район сложен триасовыми и верхнепалеозойскими осадками. Мощность осадочного чехла достигает 8 км, а земной коры 24 км и более (Тектоника Якутии, 1975).

Усть-Вилюйская площадь находится в 16 км от устья р. Вилюя. Температуры измерены в скв. 5-Р и 6-Р спустя 12лет,авскв. 19-Р-через два года после окончания бурения. Мощность КЛЗ достигает 150 м. Под КЛЗ градиент £=30-40 мК/м. Величина дпод КЛЗ достигает 58, а в КЛЗ дх = 33 мВт/м2. Выполняется условие нестационарности геотемпературного режима мерзлых толщ.

Собо-Хаинская площадь расположена в устье р. Вилюй. В орографическом отношении этот участок представляет собой останец сильно размытой террасы р. Лены, в виде острова Собо-Хая.

Геотермические измерения проведены в скв. 2-Р, заложенной на юго-западном крыле Собо-Хаинской структуры, спустя 17 лет после окончания бурения. Мощность КЛЗ на Собо-Хаинской площади (по измерениям в скв. 2-Р и 1-Р) достигает 80-100 м. На глубинах 100-900 м (горские отложения) градиент £=20-60 мК/м. Тепловые потоки в мерзлой и подстилающей немерзлой толщах литосферы близки по величине (дж

= 56, а 4= 58 мВт/м2).

Китчанская площадь расположена на правом берегу р. Лены. Геотермические измерения проведены в 1978 г. в скв. 2-Р и 3-Р, бурение которых закончено соответственно в 1956 и 1959 гт. По данным наблюдений выявлено отсутствие мерзлых толщ. По скв. 2-Р и 3-Р на глубинах 200-700 м (юрские отложения) ^ 12-24 мК/м. Внутриземной ^достигает величины 60 мВт/м2 (Каталог..., 1985).

В Лено-Вилюйском газоносном районе наблюдается уменьшение мощности КЛЗ (и даже ее полное исчезновение) и повышение температуры недр (на глубине 1 км она достигает 30°С) по сравнению с окружающими сопредельными районами, на которых мощность КЛЗ колеблется от 350 до 700 м, а 1п на глубине 1 км изменяется от 6 до 18°С. Уменьшение толщи земной коры сопровождается повышением теплового потока ди сокращением мощности КЛЗ.

В целом для Вилюйской синеклизы и Предверхоянского прогиба характерно уменьшение величины потока <7 в КЛЗ по сравнению с внутриземным д. Их соотношение варьирует от 0.3 до 0.7, а местами достигает нулевого значения (Неджелинская площадь) или 1 (Собо-Хаинская площадь) - Девяткин, 1993.

5. Тепловой поток крио лито зоны

Верхояно-Чуко гской горноскладчатой области

Исследуемый регион представлен различными формами рельефа и включает горные системы, плоскогорья, нагорья и низменности. Отдельные вершины горных хребтов, носящие на себе ледники, превышают 2500-3000 м над уровнем моря, а низменности на значительном протяжении сохраняют однообразный плоскохолмистый рельеф с малыми абсолютными высотами. Крупные орографические элементы наследуют мезозойский структурный план: хребты и нагорья соответствуют складчатым зонам, плоскогорья - жестким срединным массивам. Регион сложен сверху породами пермско-триасового возраста.

С 1970 г. значительное внимание уделяется исследованию теплофизи-ческих свойств горных пород и изучению тепловых потоков в мерзлых (<7м) и подстилающих немерзлых толщах (д) литосферы региона, результаты которых нашли свое отражение в работах И.А. Некрасова, В.Н.Девяткина (1974),В.Н.Девяткина (1971,1975,1993),А.Б.Вайнблат и др. (1975), В.Т.Балобаева, А.И.Левченко (1978), В.Е.Глотова (1979), В.Г.Русакова (1989), В.Т. Балобаева (1991) идр. Результаты натурных наблюдений

и электромоделирования (Девяткин,Ходунов, 1971,1976; Балобаев, Левченко, 1978) показали, что полученные путем осреднения по элементам рельефа значения <7м в мерзлой толще соответствуют величине внутриземного д. Ход построения теплового поля для горноскладчатых районов указывает на отсутствие в породах активной, подвижной фазовой границы. Тепловые потоки <7ми ц хотя и различаются, но не претерпевают скачкообразного изменения на границах раздела фаз. Это указывает на стационарный характер геотемпературного поля мерзлой толщи, подтверждением которого служат результаты геотермических измерений.

Геотермические исследования проведены на ряде месторождений полезных ископаемых и гидрогеологических объектах, находящихся в пределах Приморской низменности и в горных районах (Тикси-3, Иль-дикилээх, Эге-Хая, Улахан-Эгелях, Звездочка, Сентачан, Сарылах, Илин-Тас, Депутатский, Нежданинский, Ветреный, Омолон, Валькумей, Полярный, Западная Поляна, Омсукчан, Карамкен, Анадырская и Хатырская впадины и др.)-Девяткин, 1971,1993;Глотов, 1979; Вайнблат и др., 1975, 1983; Глотов, 1979; Русаков, 1989.

Верхояно-Колымская складчатая система имеет позднепалеозойско-мезозойскийвозрасти характеризуется слабодифференцированным, но довольно высокими ди в КЛЗ и ниже ее подошвы, изменяющимся от 50 до 100 мВт/м2. Максимальные величины теплового потока характерны для растущих горных хребтов.Еслина Янеком нагорье, высоты которого не превышают 200-800м,тепловой поток варьирует от 57 до 70мВт/м2, то на хр.Селленяхском на высоте 700-850 м он достигает 75, а на хр.Сун-тар-Хаята на высотах 700-1400 м увеличивается до 100 мВт/м2 (Каталог..., 1985). Такое соотношение свидетельствует о прямой связи теплового потока с тектонической активностью геоструктур.

На мощность КЛЗ сильное влияние оказывает тепловые потоки, сводя ее при достаточно низких температурах (-7+-10°С на глубине 20 м) до минимальной величины 200-500 м. Вследствие понижения температуры поверхности с высотой и оттока теплового потока от вершин хребтов можно наблюдать увеличение мощности КЛЗ на более возвышенных участках (Некрасов, Девяткин, 1974; Девяткин, Ходунов, 1971, 1976; Балобаев, Левченко, 1978).

В данной складчатой системе величины тепловых потоков дм и д варьируют от 43 до 100 мВт/м2 (в среднем ды = 70, <р72 мВт /м2), а их соотношение п= 1.

В Анюйско-Чаунской складчатой системе да в КЛЗ в среднем достигает 58, а <р62 мВт/м2 при их колебании от 46 до 72 мВт/м2.

Соотношение между дм и g составляет 0.9.

В Охотско- Чукотском вулканогенном поясе qM в КЛЗ в среднем равен 51, а <7=63 мВт/м2 при колебании от 43 до 71 мВт/м2. Соотношение между qu и g достигает 0.8.

В Корякско-Камчатской складчатой системе ды в КЛЗ в среднем равен 38, а д=45 мВт/м2 при колебании их значений от 22 до 63 мВт/м2. Соотношение между ди и g равно 0.8.

Полученные результаты изучения распределения тепловых потоков в мерзлой и подстилающей немерзлой толщах литосферы в различных геоструктурных блоках Сибирской платформы и Верхояно-Чукотской складчатой области свидетельствуют о наличии как стационарного (дч = q), таки нестационарного (ды<ф геотемпературного поля КЛЗ. Заметно уменьшение мощности КЛЗ при повышениях величины теплового потока и температуры пород в земной коре Верхоянья по сравнению с Анабарской антеклизой Сибирской платформы (Девяткин, 1985, 1993).

6. Научный и прикладной аспект использования

результатов мерзлотно-геотермических исследований

Результаты геотермических исследований, изложенные в диссертации, использованы дляпостроения карты распределения внутриземного потока g на территории развития КЛЗ (Карта..., 1991). Они показали, что напряженным геотермическим полем в региональном плане отличаются районы молодых платформ и геосинклинальных областей в пределах которых значения тепловых потоков в среднем в 2-3 раза выше, чем на щитах древних платформ. По удельному тепловому сопротивлению отложений выделяются теплопроводные толщи (метаморфические, магматические, карбонатные и галогенные породы) и теплоизолирующие (глины, углии газонасыщенные рыхлые породы). Регионы, разрезы которых представлены преимущественно породами с высокой теплопроводностью, отличаются более низкими, а регионы с теплоизолирующими разрезами - более высокими величинами внутриземного д.

Сведения о тепловом потоке q (Дучков и др., 1982) и данные об амплитудах неотектонических движений, сейсмической активности и толщины литосферы (Сурков, Жеро, 1981) послужили основой для составления карты-схемы геодинамической активности литосферы на территории Сибири (Тектоника и эволюция..., 1988).

В 1990 г. диссертантом составлена первая схема карты распределения теплового потока непосредственно в толщах КЛЗ Западно-Сибирской

плиты (Девяткин, 1990).

а. Соотношение тепловых потоков в мерзлой и подстилающей немерзлой толщах литосферы и динамика теотемпературного поля КЛЗ Сибири. Соотношение между тепловыми потоками в КЛЗ и подстилающей немерзлой толще (ф литосферы Евразии варьирует в пределах л=0-1, при этом величина qв КЛЗ <<7или достигает нулевого значения (рис. 2) - Девяткин, 1993; Devyatkin, Ап, 1994.

Наиболее существенное влияние на температурное поле литосферы пространственно-временных вариаций температуры земной поверхности проявилось в формировании в верхней части разреза северных районов мощной толщи КЛЗ. Суровые климатические условия в Западной Сибири существовали практически в течение всего верхнего плейстоцена (Эволюция климата..., 1991). Так, современной эпохе непосредственно предшествовал холодный период, середина которого приходилась на 18-20 тыс. лет назад (сарганская эпоха).

Тогда температура поверхности (на глубине 20 м) была на 5-10° ниже современной, а КЛЗ имела большую мощность и распространялась далеко на юг,возможно вплоть до 52-50°с.ш.Подобныеклиматические условия сохраняются сейчас, по-видимому, только севернее 6б°с.ш.,где современное значение среднегодовой температуры пород на глубине 20 м составляет -10-ь-12°С, а мощность КЛЗ - 500-600 м.

Биосферные, палеогеографические исследования свидетельствуют о потеплении климата в голоцене в Западной Сибири, которое неизбежно должно привести к соответствующей перестройке температурного поля КЛЗ. Вследствие инерционности процесса теплопереноса нестационарное состояние поля сохраняется длительное время после изменения товерхностных условий. Наиболее яркой иллюстрацией этого является, тапример, сохранение реликтовых мерзлых толщ в Западной Сибири южнее Полярного круга, где уже установилась положительная температура земной поверхности. По данным соотношений я - gu : с/выполнено <артарование Западно-Сибирской плиты, Сибирской платформы и Вер-сояно-Колымской складчатой системы из которого следует, что в Запад-той Сибири мерзлые толщи находятся в деградирующем состояниираз-той интенсивности (Девяткин, 1993; Devyatkin, Ап, 1994; Девяткин, Ан, 1996). На большей части Сибирской платформы и Верхояно-Колымской зотадчатой системы мерзлые толщи зафиксированы со стационарным температурным полем и лшпь в пределах Вилюйской синеклизы, Енисей-£атангского, Лено-Анабарского и Предверхоянского прогибов (и, воз-южно, в приморской части Верхояно-Чукотской складчатой области)

7270

6Ф 6260 58-5<г

Северо-восточная

часть Русской платформы 57°в.д._

20 0 20 40 60

1111(1111

д, мВт/м^

Чнм Чм

0 0.6

II I I I

Г*

Западно-Сибирская плита 75°в.д.

-20 0 20 40 60

I_I_I_1—1

*нм

0 0.40.8

1_I_■

Сибирская платформа

124°в.д.

0 20 40 60

1_I_1_I

0.20.6 1

40 60 800.8 1

Верхояно-Колымская складчатая система —135°в.д.—

СП

Рис 2. Вариации теплового потока в литосфере Севера Евразии.

даы - над криолитозоной; дм - в криолитозоне; д- под криолитозоной; п - дм: д.

отмечаются деградационные мерзлые толщи, продолжающиеся сокращаться снизу в настоящее время. Скорость протаивания мер злых песчанистых и глинистых отложений неогенового, палеогенового, мелового, юрского и триасового возрастов меняется от 0.7 до 29 см/год при перепаде тепловых потоков от 20 до 80 мВт/м2 и изменениях плотности и влажности пород от 1.7 до 2.6 г/см3и от 20 до 1 % соответственно.

Приведенные материалы в диссертации наглядно демонстрируют динамику развития температурного поля в мерзлых толщах при их оттаивании. Длительное время после повышения температуры поверхности (7) мерзлая толща равномерно прогревается (а геотермический градиент н <7м в ней уменьшаются) без существенного изменения положения ее границ. Это вызвано влиянием " нулевой завесь!' - задержки во времени изотермы 0°С на границе фазовых переходов льда в воду при протаива-нин пород. Выполненный анализ, на наш взгляд, позволяет связать формирование слоя с пониженным тепловым потоком в приповерхностных породах юга Западной Сибири с деградацией древней КЛЗ. В этой гвязи предоставляется, что картирование слоя с пониженным тепловым потоком может способствовать изучению распространенности палео-криолитозоны в южных районах региона (примером могут служить результаты, полученные совместно с А.Д. Дучковым - 1993). Слой пониженного теплового потока характеризу ется не только необычным значением геотермического градиента, но также и аномалией температуры, которая определяется как разница между измеренной и экстрапо-тированной из подстилающих горизонтов термограмм. Указанные аномалии достигают максимума у поверхности и нивелируются у подошвы :лоя пород с пониженным тепловым потоком. Расчеты показывают, что юдобные аномалии (Д/) могут сформироваться при скачкообразном увеличении температуры поверхности на А ¿некоторое время (т) назад. Наблюдаемые аномалии температуры в верхнем слое горных пород мо-уг сформироваться, например, при соответствующем увеличении А/, троисшедшем 1.0-1.5 тыс. (северные участки) или 400-500 (вне КЛЗ) лет тому назад. Результаты расчетов, таким образом, подтверждают представление о связи аномальных особенностей слоя с пониженным тепло-$ым потоком с вариациями климата в голоцене. Однако интерпретация толученных оценок затруднена по многим причинам. Не отработана тока методика выделения температурных аномалий А/, не очевидна их грирода: видимо они отражают какую-то стадию процесса восстанов-гення температурного поля и могут быть не связаны с первоначальным жачком Неопределенность вносит ивозможноеучастиевформирова-

нии слоя пониженного градиента нисходящей фильтрации теплых поверхностных вод (Дучков, Соколова, 1974). Необходимы дополнительные исследования аномальных особенностей температурного поля в приповерхностных породах.

В настоящее время и последующие годы наиболее чувствительной к негативным последствиям деградации КЛЗ (снижение устойчивости наземных сооружений для добычи углеводородного сырья, появление сквозных таликов, разрушение газовых фракций углеводородов и т.д.) является территория Западной Сибиривблизии южнее Полярного круга с температурой горных пород 0°С и тепловым потоком в КЛЗ <7м = 0.

б. Внутриземной тепловой поток и карты-схемы распределения температуры пород на глубинах 0.5; I; 2; 3 и 5км. Важное научное и прикладное значение имеют сведения о распределении геотермических параметров не только в мерзлых, но и в подстилающих немерзлых толщах литосферы.

Полученная температурная информация и выполненные в разное время оценки теплового потока <7 в пределах платформенной части Сибири обобщены в серии геотермических карт масштаба 1:5 ООО ООО, включающей распределения внутриземного <7 и температуры на глубинах 0.5; 1; 2; 3 и 5 км (Температура, криолитозона..., 1994).

Основной особенностью внутриземного ^платформ Сибири является преобладание областей с его низкими значениями (менее 40 мВт/м2). Наиболее приподнятые и древние части платформы - Енисейский кряж, Ана-барский щит, Непско-Ботуобинский свод - характеризуются еще более низким ¿7 - в среднем 20 мВт/м2. В депрессионных частях (Вилюйская и Тунгусская синеклизы) двозрастает до 40-50 мВт/м2. Такой же уровень <7 присущ южным районам платформы - Алданский щит и Иркутский амфитеатр, - активизированным в мезо-кайнозое. Тепловой поток дЗападно-Сибирской плиты существенно вышей более дифференцирован - в среднем 53 -54 мВт/м2 при колебаниях от 30 до 80 мВт/м2. Распределение <7зависит от вариаций коровой (радиогенной) и мантийной составляющих, а также искажающих поле поверхностных факторов, из которых в нашем регионе решающее значение имеют характеристики КЛЗ.

Температуры пород на глубинах 0.5, 1, 2, 3 и 5 км по измеренным и прогнозным данным варьируют от отрицательных значений на глубине 500мдо 160°Сивышенаглубине5км. Температурные условия в верхнем слое горных пород определяются в основном уровнем потока д, однако до глубин 1.5-1.7 км в северных районах значительно сказывается охлаждающее влияние КЛЗ. Анализ показывает, что температурные

условия в недрах молодой и древней платформ резко различаются. В среднем и температура на разных глубинах в пределах Западно-Си-бирскойплитыв 1.5-2раза выше,чем в Сибирскойплатформе.Недра же Верхояно-Чукотской складчатой области,несмотря на повышенное значение теплового потока, оказались в среднем менее прогретыми на глубинах до 5 км, чем недра Западно-Сибирской плиты, но более - по сравнению с Сибирской платформой. По-видимому, преобладающая относительно высокая величина теплопроводности горных пород в складчатых областях несколько снижает скорость повышения температуры с глубиной. Слаболитифицированные и плохопроводящие тепло породы мезо-кайнозойского чехла Западно-Сибирской плиты и Вилюй-жой синеклизы способствуют более быстрому нарастанию температуры : глубиной.

Тепловой поток в КЛЗ испытывает значительные колебания от нулевого значения в Западно-Сибирской плите до 60 мВт/м2 на стыке Сибирской платформы с Верхояно-Колымской складчатой системой и Ю 100 мВт/м2 в последней. Его величина уменьшается относительно шутриземного д в пределах Западно-Сибирской плиты и Вилюйской лшеклизы (КЛЗ деградирует) и практически равна ему на остальной 1аели Сибирской платформы и в Верхояно-Колымской складчатой шетеме (стационарный вид КЛЗ).

Полученные материалы полезны для понимания природы и эволюции ^еотемпературного поля платформ и складчатых областей Сибири.

в. Геотермическая модель криолитозоны Западной Сибири. Прогнозирование реакции КЛЗ и других связанных с нею геосистем на тотепление климата возможно и посредством исследования эволюции температурного поля мерзлых пород на реальных геотермических моделях среды. Примером может служить геотермическая модель КЛЗ Западной Сибири, включающая в себя распределение температур юздуха, земной поверхности и в недрах Земли, геотермический градиент I теплофизхиеские свойства мерзлых и талых пород, тепловой поток в ШЗ и подстилающих немерзлых толщах литосферы и их соотношение, труктуру КЛЗ, тектонические, геолологические и гидрогеологические »собенности региона (Дучков, Балобаев, Девяткин и др., 1995). Составной [астью геотермической модели являются также сведения о возможном ;арактере изменения температуры земной поверхности во времени, т.е. [редставления о темпах потепления климата. Хотя общие тенденции ювышения температур воздуха и на земной поверхности имеют гло-¡альный характер, однако для каждого крупного региона возможны и

свои особенности реализации глобального потепления. Для Западной Сибири предложено нескольких возможных сценариев изменения климатической обстановки в конце XX и начале XXI вв., позволяющие учесть реакцию геотемпературного поля КЛЗ на эти изменения в будущем. Представленная геотермическая модель позволяет также решить ряд прикладных задач, связанных с проведением геологопоисковых, разведочных и горно-эксплуатационных работ и разработкой технико-экономических обоснований эффективного освоения месторождений полезных ископаемых и геотермальных источников тепла в районах распространения КЛЗ.

Заключение

1. На основе натурных температурных измерений и обработки результатов промыслового термокаротажа создан банк данных мерзлот-но-геотермических параметров для 500 участков, расположенных в геоструктурных блоках Сибири (Западно-Сибирская плита, Сибирская платформа и Верхояно-Чукотская складчатая область). В нем содержатся сведения о температуре пород, мощности КЛЗ и величинах и со отношениях тепловых потоков в мерзлой и подстилающей немерзлой толщах литосферы.

2. На базе обобщения натурных геотермических данных и с учетом геоструктурной основы построены карты: изолиний температур пород для глубин 0.02, 0.5, 1, 2, 3 и 5 км, тепловых потоков в КЛЗ и ниже ее подошвы, а также соотношений между тепловыми потоками в мерзлых и подстилающих немерзлых породах Сибири.

3. Подготовлен (совместно с соавторами) первый вариант геотерми-ческоймодели КЛЗ Западной Сибири, построенной с учетом воздействия внешних природных и геологических факторов.

4. Выявлены вариации да в КЛЗ различных геологических структур Сибири. Диапазоны изменения величин д^ в КЛЗ Западно-Сибирской плиты и Сибирской платформы составляют от 0 до 50 мВт/м2, а в Верхояно-Колымской складчатой системе от 50 до 100 мВт/м2.

Дифференциация величин дж обусловлена в основном климатическими И геологическими факторами (тектоника, внутриземное тепло и др.), а также динамикой климата и геологическими событиями прошлого.

5. Установлено, что со отношение между величинами тепловыхпото-ков в мерзлых толщах и под их подошвой (п=д^:д) изменяется от 0 до 1. Величины соотношений <1 соответствуют нестационарному (деградци-

онного вида) геотемпературному полю КЛЗ, а близкие или равные 1 -стационарному полю. Разнообразие величин указанного соотношения дает возможность судить о различной интенсивности деградации мерзлых толщ в геоструктурных блоках Сибири.

Деградирующие толщи имеют широкое распространение, оно определяется предшествующей холодной ледниковой эпохой, оптимум холода в пределах которой приходится на период 18-20 тыс. лет назад. Аномально большие мощности деградирующей КЛЗ являются реликтом этой прошлой эпохи. Они могли сохраниться там, где движение фазовой границы замедленно по сравнению с теплопередачей. Такая картина характерна для сильнопористых, рыхлых пород с высоким водонасы-щением. Можно с уверенностью сказать, что в настоящее время деградирующие мерзлые толщи содержат только третичные и меловые отложения, которые широко развиты на севере Азии. В более древних они не встречаются, так как в них фазовое состояние следует без существенного опоздания за изменениями теплового режима верхней толщи пород. Исходя из последнего, равенство "ди =4\ выражающее стационарность теплового поля КЛЗ, носит условное понятие.

6. Зафиксирована максимальная глубина подошвы КЛЗ, достигающая 1500 м в пределах Сибирской платформы (южный склон Анабар-ского щита) и обнаружена таликовая зона на Китчанском выступе Пред-верхоянского прогиба. Перв ое обусловлено малой величиной внутризем-ного дь древних платформах, а последнее - повышением его величины з результате уменьшения толщи земной коры и выноса по разлому геотермального тепла из глубин Земли.

7. В современное время мерзлые толщи продолжают деградировать в пределах Западно-Сибирской плиты, Енисей-Хатангском, Лено-Ана-оарском и Предверхоянском прогибах и Вилюйской синеклизе, Чуль-манской и Анадырской впадинах. Нестационарность геотемпературного поля КЛЗ Сибири обусловлена эволюцией климата в плейстоцене и голоцене. Это подтверждается результатами геотермических, гидрогеологических, геокриологических и других исследований. Де-градационные явления мерзлых толщ необходимо учитывать при обустройстве месторождений поисковыми и эксплуатационными скважинами, промышленными и коммунальными объектами.

8. Под подошвой КЛЗ Сибири на глубинах 3-5 км сосредоточены геотермальные ресурсы с температурами 80-160°С и выше, которые яогут быть использованы для теплоснабжения промышленных, коммунальных и других хозяйств.

Реализация результатов исследований осуществлена при составлении карт, руководств, каталогов и атласа по мерзлотно-геотермической проблематике, при построении геотермической модели КЛЗ Сибири, которые используются для решения геокриологических и геолого-геофизических задач научного и прикладного назначения.

Рекомендуется развернуть вблизи действующих метеостанций широкую сеть многолетних режимных наблюдений за температурой и тепловым потоком в мерзлой толще и в интервале глубин на 300-500 м ниже ее подошвы. Это позволит выявить периодичность процессов деградации или аградации КЛЗ, что имеет научную и практическую ценность при решении экологических и горно-технических проблем, связанных с освоением Севера России.

Основные положения диссертации опубликованы в следующих работах:

Монографии:

1. Морфология криолитозоны бассейна реки Яны и сопредельных районов.- Новосибирск: Наука. Сиб. отд., 1974. -72 с. Введение, глава 1, параграфы 2 (разделы 2-4), 3 и 4 главы 3 - И.А. Некрасов; параграф 2 (раздел 1) главы 3 - В.Н. Девяткин; главы 2,3 (параграф 1 - разделы 1,2) и 4 - совместно.

2. Geoelectric and Geothermal studies (East-Central Europe, Soviet Asia)/ A.Adam(Editor-in-chief).-Budapest, 1976. -752p. Heat flow investigation in permafrost regions - Co-authors: P.I. Melnikov, V.T. Balobaev, KutasovI.M.

3. Теплофизические исследования криолитозоны Сибири.- Новосибирск: Наука. Сиб. отд., 1983. -215 с. Глава 2 (раздел - Мерзлотно-геотерми-ческие условия Западной Якутии) - соавтор В.Т. Балобаев.

4. Тепловое поле недр Сибири - Новосибирск: Наука. Сиб. отд., 1987. -196 С. Глава 3, параграф 3 (раздел а) - соавтор В.Т. Балобаев.

5. Тепловой поток криолитозоны Сибири (методика и результаты изучения). - Новосибирск: ВО Наука. Сиб. изд. фирма, 1993.-165 с.

6. Температура, криолитозона и радиогенная теплогенерация в земной коре Северной Азии.- Новосибирск: РАН Сиб. отд., ОИГГиМ, 1994. -141 с. Глава 1, раздел 1.1 - соавторы А.Д. Дучков, В.Т. Балобаев, Б.В. Володько и др.; глава 2, раздел 2.1 - В.Н. Девяткин.

Руководство, каталог; карта:

7. Руководство™ градуировке тсрморезисторов и использование их при геотермических измерениях. - Якутск: ИМЗ СО АН СССР, 1977. -40 с. Соавторы: В.Т. Балобаев, Б.В. Володько, А.И. Левченко.

8. Каталог данных по тепловому потоку Сибири. - Новосибирск:

ИГиГ СОАН СССР, 1985. -92 с. Соавторы: В.Т. Балобаев, Б.В. Володько, А.Д. Дучков (ред.) и др.

9. Карта теплового потока территории СССР /ред. В.В. Гордиенко, У.И.Моисеенко. Киев-Ленинград: Ин-т геофизики АН Украины, ВНИГИ МГ СССР, 1991. М-б 1:5 ООО ООО. Соавторы: Т.А. Аширов, В.Т. Балобаев, и др.

Статьи:

10. Результаты теоретических и экспериментальных исследований процесса восстановления температурного поля глубоких скважин, пробуренных В мерзлых породах //Материалы 8-го Всесоюз. междувед. совещ. по геокриологии. -Якутск, 1966. -Вып. 4.- С. 242-253. Соавтор: И.М. Кутасов.

11. Тепловой режим недр Северо-Восточной Якутии //Геокриолог, исследования - Якутск, 1971. -С.141-145.

12. Геотермические исследования в Центральной Якутии //Геология и геофизика. -1972. - № 12. -С. 134-137. Соавторы: П.И. Мельников, В.Т. Балобаев, И.М. Кутасов.

13. Влияние естественной конвекции на темпер атуру в вертикальных скважинах //Эксперимент, исследования процессов теплообмена в мерзлых горных породах. -М.: Наука, 1972. -С.137-142.

14. Влияние свободной тепловой конвекции и обсадных труб на температурное поле в скважинах //Тепловые потоки из коры и верхней мантии,- М.: Наука, 1973. -№ 12.-С.99-106. Соавтор: И.М. Кутасов.

15. Современные геотермические условия существования и р азвития многолетнемерзлых горных пород //Вторая Междунар. конф. по мерзлотоведению: Докл. и сообщ,- Якутск, 1973. -Вып. 1. - С.11-19. Соавторы: В.Т. Балобаев, И.М Кутасов.

16. Результаты определения глубинного теплового потока на территории Якутии //Регион, и темат. геокриолог, исследования. - Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1975,- С.148-150.

17. Трехмерный случай расчета теплового поля верхних горизонтов литосферы //Регион, и теплофиз. исследования мерзлых горных пород в Сибири. -Якутск, 1976,- С.203-207. Соавтор: С.П. Ходунов.

18. Геотермические параметры Селигдарского апатитового месторождения //Геокриолог, и гидрогеолог, исследования Якутии. -Якутск, ИМЗ СО АН СССР, 1978. -С.94-96. Соавторы: Р.И. Гаврильев, В.Ю. Шамшурин.

19. Геотермическая характеристика месторождения Сытыкан // Геотеплофиз. исследования Сибири. -Новосибирск: Наука. Сиб. отд., 1978. -С.143-148. Соавтор: В.Ю. Шамшурин

20. Геотермические условия и возможности терморазведки для поиска кимберлитовых трубок Якутии //Тепловое поле Земли. Т.2. Методы

геотермии. -Махачкала: ДагФАН СССР, 1979.-С.108 111. Соавторы: Т.А. Дмитриева, В.Н. Кулагин, М.О. Лахтионов и др.

21. Геотермические условия кимберлитов ой трубки Юбилейная// Мерзлотные исследования в осваиваемых районах СССР. -Новосибирск: Наука. Сиб. отд., 1980. -С.79-82. Соавтор: В.Ю. Шамшурин.

22. Геотермические условия бассейна рек Курунг-Юрях и Хатат (Западная Якутия) //Строение и тепловой режим мерзлых пород.-Новосибирск: Наука. Сиб. отд., 1981.- С.78-80.

23. Геотермия вмещающих пор од карьера "Мир" (Западная Якутия) // Там же.- С.75-78. Соавтор: Р.И. Гаврильев.

24. Тепловой поток Сибири//Геология и Геофизика.- 1982. -№ 1. -С.42-51. Соавторы: А.Д. Дучков, В.Т. Балобаев, и др.

25.0 геотермической аномалии Лено-Усть-Вилюйского газоносного района //Термика почв и горных пород в холодных регионах.- .Якутск: ИМЗ СО АН СССР, 1982,- С.111 -117.

26. Thermal regime and terrestrial heat flow in permafrost areas of the USSR //Geothermics and geothermal energy. -Stuttgart: E. Schweizerbartsche Verlagsbuchhandlung, 1982,- P. 107-110. Co-author: V.T. Balobaev.

27. Мерзлотно-геотермические условия Западной Якутии в связи с ее нефтегазоносностью //Гидрогеология нефтегазоносных областей Сибирской платформы. -Новосибирск: СНИИГГиМС, 1982. -С.18-28. Соавтор В.Т. Балобаев.

28. Температура в земной коре Якутии //Геология и Геофизика. -1985. -№ 6. -С.145-148.

29. Геотермические условия Нерюнгринского угольного месторождения //Природные условия осваиваемых регионов Сибири. -Якутск: ИМЗ СО АН СССР, 1987. -С.134-138. Соавторы: Р.И Гаврильев, В.В. Номинханов.

30. Соотношение тепловых потоков в мерзлой и талой зонах литосферы Западной Сибири //Нефтегеол. интерпретации теплового режима недр Западной Сибири. -Тюмень: ЗапСибНИГНИ, 1988. -С.57-66.

31. Heat flow and peculiarities of criolithozone in Western Siberia // Permafrost, 5th Intern.Conf., August 2-5, 1988/Ed. Kaare Senneset. Proc. Trondheim: Tapir publishers, 1988,-Vol. 1,- P.473-480. Co-authors: V.P.Melnikov, Y.P.Bevsenko.

32.0 геотермических исследованиях криолитозоны Западной Сибири //Инженерно-геокриол. обеспечение строительства сооружений. -Новосибирск: Наука. Сиб. отд., 1989. -С.5-11.

33. Тепловой поток в криолитозонеи его взаимосвязь сглубинным потоком тепла в пределах Западной Сибири //Геокриол. исследования в аркт. районах. -Тюмень: ИПОС СО АН СССР, 1990.- В. 2.- С.44-52. Соавтор: А.Р. Курчиков.

34. [еплопоп пенок Kjiiio.'iin iHoi.bi Западной Сибири //Линейные соор\жения на всчномерзлых 1рчиа.ч. -М.: На\ка. 1990. -С .50-55.

35. Reduced gcolhermal gradients in ihe shallow West-Siberian Platform //Palaeogeographv, Palaeoclimatologv, Palaeoecologv, 98 (1992).- Elsevier Science Pablishers B.V., Amsterdam. I 992,- P.245-250. Co-author: A.D. Duchkov.

36. Тепловой полок Сибири и Moni о пш //Мсыдпка п ре-1\льппы изучения пространственно-временных вариации геофиз. полей. -Новосибирск, 1992.- С.6-43. Соашоры: С.В. Лысак, В.Т. Балобаев, А.Д. Дучков и др.

37. Геотермическая характеристика недр Западной Сибири //Там же.- С.44-78. Соашоры: А.Д. Дучков, Л.С. Соколова.

38. Слои нилкого геотермического градиента в температурных разрезах Западной Сибири //Геология и Гсофишка- № 7,- 1993.-С. 120-126. Соавтор: А.Д. Дучков.

39. Geothennal regime of cryolithozone оГ West Siberia //Permafrost Sixth International Conference (Vol. 1).- Beijing, China, 1993,- P. 134-137. Co-authors: A.D Duchkov, L.S. Sokolova.

40. Experimental confirmation of temperature increasing of lithosphcre's upper layer in West Siberia //Borehole temperatures and climate change. Report International Workshop. Praha, June 2024,1994. -P.87-93. Co-author: V.V. An.

41. Геотермическая модель криолитозоны Западной Сибири //Геология и Геофизика,- 1995,- № 8.- С.72-81. Соавторы: А.Д. Д\чков, В.Т. Балобаев, В.В. Ан, Л.С. Соколова.

42. Тепловой поток литосферы запа;шой части Сибирском платформы //Maiepna.Tbi Первой конференции геокрмологов России,- М., МГУ, 1996,- Книга 1. -С.348-354. Соавтор В.В. Ан.

Насюлыю-издагельская система IIK3 СО РАН

625003, Тюмень, а/я 1230 В печап, 10 09.1997. Чаказ № 023 Тираж 100 экз

Информация о работе

Девяткин, Виктор Николаевич
доктора геолого-минералогических наук
Москва, 1997
ВАК 04.00.07

Автореферат

Похожие работы

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему Тепловой поток криолитозоны Сибири ВАК РФ 04.00.07, Инженерная геология, мерзлотоведение и грунтоведение

Автореферат диссертации по теме "Тепловой поток криолитозоны Сибири"

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Тепловой поток криолитозоны Сибири
ВАК РФ 04.00.07, Инженерная геология, мерзлотоведение и грунтоведение