Эволюция термического режима Западно-Сибирского бассейна в условиях резких вариаций климата в плиоцен-голоценовое время

Заметное влияние на распределение температуры в осадочной толще Западно-Сибирского бассейна оказали резкие колебания климата в плиоцен-голоценовый период развития бассейна, когда процессы формирования и деградации толщи вечномерзлых пород повторялись неоднократно. Для оценки этого эффекта мы провели расчёты, используя специальную модификацию пакета моделирования бассейнов ГАЛО, методика расчётов по которому подробно описана в главе 10.

Распределение температур, служившее начальным для реконструкции теплового режима осадочной толщи за последние 3.4 млн. лет, показано на рис. 5-10 и 3-13а для разреза бассейна в районе скв. 411. Это распределение получалось как результат численной реконструкции температурно-временной истории погружения бассейна (рис.1-13б) с использованием общего пакета программ ГАЛО по моделированию бассейнов, как описано в главах 4 - 6. Реконструкция осуществлялась для литолого-стратиграфического разреза бассейна в районе cкв. 411 Уренгойской площади, описанного в табл. П-3-2, и использовала петрофизические параметры пород осадочного разреза и фундамента из табл. П-3-3 и палеоклиматические данные на период с нижнего триаса по четвертичный (рис.1-13а; см. выше).

На верхней границе области счета поддерживалась температура нейтрального слоя, на глубине которого затухают годовые колебания температур (см. главу 10; Кудрявцев, 1981; Балобаев, 1991). Для интервала времени, когда учитывались процессы формирования и деградации криолитозон, то есть, начиная с 3.4 млн. лет назад, эти температуры показаны на рис. 8-10 и в табл. П-3-1 и обсуждаются в разделе 10.2 книги. Основные результаты моделирования эволюции глубин зоны вечномёрзлых пород представлены на рис.8-10. Здесь сплошной линией показаны глубины границ криолитозоны, рассчитанные по точкам пересечения вычисленных глубинных профилей температур в осадочном слое с кривой ликвидуса льда (см. раздел 10.2 книги). Сложный характер климатических изменений в четвертичный период развития бассейна обусловил неоднократные появление и деградацию криолитозоны на Уренгойской площади Западно-Сибирского бассейна. Моделирование предполагает, что примерно 5 периодов с глубоким проникновением зоны вечномерзлых пород в осадочную толщу (до 650 м в позднем плиоцене) имели место за время с 3400 до 800 тысяч лет назад (рис.8-10а). Еще около 5 таких периодов с максимальной глубиной погружения нижней границы пермофроста до 500 м оказались в течении последних 800 тысяч лет (рис.8-10б). Как результат последнего периода оледенения (23-15 тысяч лет назад) максимальное погружение границы мерзлых пород достигалось около 13 тысяч лет назад и составляло около 450 м (рис.8-10в).

При значительных потеплениях климата выше мерзлой зоны мог появляться слой талых пород мощностью до 170 м (рис.8-10). При последних потеплениях в голоцене 6000 - 5 000 и 3 500 лет назад этот слой составлял по мощности 20 м и 10 м, соответственно, (8-10б,в). Согласно расчетам, современная зона вечномерзлых пород на Уренгойской площади в местах, не подверженных действию аномальных факторов (озера, долины рек), должна простираться от поверхности до глубины 347 м, что неплохо согласуется с наблюдаемыми здесь данными (Балобаев, 1991; Ершов, 1989; Кудрявцев, 1981).

Cкорости наращивания или деградации криолитозоны, осредненные за интервал времени около 500 лет, показаны пунктирной линией в верхней части рисунков 8-10. Эти скорости определялись в основном балансом скрытой теплоты плавления льда и тепла, поступающего в зону пермофроста снизу с потоком тепла из фундамента (см. раздел 10.3). В нашем варианте моделирования эти скорости редко превосходили 20м/1000 лет. В последний период оледенения максимальная скорость наращивания мощности криолитозоны достигалась около 19 тысяч лет назад и составляла 19 м/1000 лет. Начиная с 13 тысяч лет назад криолитозона Уренгойской площади деградирует. Максимальая скорость деградации (12-13 м/1000 лет) отмечается с 4.5 по 3.8 тысяч лет назад. В настоящий момент деградация зоны пермафроста продолжается со скоростью около 6 м/1000 лет (рис.8-10в). Можно отметить, что при значении теплового потока в основании осадочной толщи q=48 мвт/м2, принятом в рассматриваемом варианте моделирования, скорости деградации за счет таяния пород снизу в 1.5-2 раза превосходили вклад от таяния пород сверху даже в периоды потеплений.

Как отмечалось в главе 10, вариации плейстоценового климата обусловили резкую нестационарность термического состояния осадочной толщи Западно-Сибирского бассейна (Балобаев, 1991; Курчиков,1992; Ершов,1989; Кудрявцев, 1981). Расчеты показали, что похолодание климата в течение последних 3.4 млн. лет привело к понижению температуры пород в верхних 1500 м разреза на 15-20оС (рис.5-10; 3-13а). Отклонения в 10-15°С от начальных температур 3.4 млн. лет назад характерны и для более глубоких горизонтов изучаемой площади (рис. 5-10).

В периоды похолодания климата в осадочных породах бассейна складываются условия благоприятные для устойчивого существования газогидратов (рис. 8-10). Подробнее вопросы образования скоплений газовых гидратов рассматривались в разделе 5 главы 10 нашей книги, специально посвящённой этой проблеме. Здесь мы лишь коротко опишем ситуацию в изучаемом районе. Моделирование показывает, что подобно положению с криолитозоной, в истории изменения климата за последние 3.4 млн. лет лет выделяются по крайней мере 9 периодов с формированием условий благоприятных для устойчивого существования метановых газогидратов на глубинах от 200-300 м до 400-800 м и примерно столько же периодов с отсутствием этих условий, когда сформировавшиеся газогидратные скопления должны были деградировать (рис.8-10). В настоящее время по нашим оценкам зона устойчивости метановых газогидратов на Уренгойской площади находится на глубинах от 240 до 700 м. Если бы все поры осадочных пород в пределах этой зоны были заполнены газогидратом, то запасы метана, связанные в нем, должны были бы быть огромными (Sloan, 1990). Однако, реальное распределение газогидратных скоплений, локализовано лишь над узкими областями активной вертикальной миграции газа из сеноманских залежей в пределах крупных антиклинальных поднятий Ямало-Тазовской мегасинеклизы (Галушкин, Лопатин 1997), так как существует ряд механизмов, ограничивающих формирование гидратов в континентальных породах (см. главу 10; Истомин, Якушев, 1992; Курчиков. 1992; Galushkin, 1997). В то же время моделирование показывает, что за рассмотренную историю изменения климата нижняя граница области устойчивости метановых газогидратов на Уренгойской площади не опускалась ниже 800 м, всегда оставаясь выше кровли сеноманского природного резервуара, который аккумулировал супергиганские залежи сухого метанового газа (Галушкин, Лопатин 1997). Тогда один из основных механизмов образования газогидратных залежей внутри зон скоплений свободного газа (Курчиков, 1992) становится не актуальным для изучаемой площади, за исключением, быть может, сравнительно узких зон активной вертикальной миграции газа из сеноманских залежей (Галушкин, Лопатин, 1997; Galushkin, 1997).