Численные схемы решения

Численные схемы решения
Численные схемы решения
Численные схемы решения
Численные схемы решения

К оглавлению журнала

 

УДК 553.98.061.3:551.242.23

© Коллектив авторов, 1997

ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЙ МЕХАНИЗМ ОБРАЗОВАНИЯ УГЛЕВОДОРОДОВ В СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИХ ХРЕБТАХ (НА ПРИМЕРЕ БАРЕНЦЕВА И НОРВЕЖСКОГО МОРЕЙ)

А.Н. Дмитриевский (ИПНГ РАН), А.В. Каракин (ВНИИгеосистем), И.Е. Баланюк, В.В. Матвеенков (Институт океанологии РАН)

Одно из самых перспективных направлений в исследовании дна океана - изучение гидротермальных полей в его наиболее активных районах - в рифтовых долинах, где происходят раздвижение океанского дна, подъем к его поверхности глубинного вещества и формирование новой океанической коры. Активная вулканическая деятельность в этих районах сопровождается образованием мощных гидротермальных систем, осуществляющих разделение, перенос и отложение целого ряда химических элементов. Широко известно, что в результате гидротермальной деятельности образуются рудные месторождения с высокой концентрацией железа, марганца, никеля, меди, кобальта и т.д. Гораздо менее известно, что гидротермальная активность в этих регионах имеет другое важное, но не столь очевидное на первый взгляд следствие - отложение УВ в форме газогидратов. В этой связи впервые выдвигается гипотеза образования газогидратных залежей на мелководных склонах срединно-океанических хребтов в результате действия двух факторов: тепловой конвекции воды в трещиновато-пористых породах коры и реакции серпентинизации коры. При серпентинизации происходит интенсивное выделение УВ, а условия конвекции воды в пористой среде способствуют формированию и аккумуляции газогидратов в приповерхностных слоях океанической коры. В процесс гидратообразования вовлекается также углекислый газ, растворенный в морской воде. Выявлено, что наиболее благоприятные условия для реализации этого механизма возникают на склонах Срединно-Арктического хребта.

Проблеме образования газогидратов за счет гидротермального процесса на мелководье океанических шельфов и склонах рифтовых хребтов посвящен ряд работ (Дмитриевский А.Н. и др., 1996; Баланюк И.Е. и др., 1994). Присутствие газогидратов затрудняет интерпретацию результатов геохимических методов разведки УВ и создает особый режим добычи нефти и газа. Кроме того, возможно, они сами могут представлять практический интерес. В настоящее время не ясно, представляют ли они некое экзотическое явление природы или же нетрадиционный промышленный источник УВ. Эта проблема пока еще далека от своего разрешения. Запасы метана в газогидратах составляют 1019г, в то время как запасы нефти - 2 • 1017г, газа -2·1017г и битумов- 1018г, т.е. на один-два порядка меньше. Поэтому актуальны теоретические и экспериментальные исследования в этой области.

Все типы акваторий, где наблюдаются газогидраты, можно условно разделить на геодинамические зоны: глубоководные бассейны внутренних и окраинных морей, континентальные склоны конвергентных окраин, подводные хребты островных дуг, континентальные склоны пассивных окраин [2]. Здесь же отмечался и главный сейсморазведочный признак газогидратоносности - отражающий сейсмический горизонт BSR (Bottom Simulation Reflector), наблюдающийся на сейсмических записях MOB. В последнее время зафиксирована еще одна форма проявления газогидратов в неконсолидированных осадках Мирового океана - это выделяемые сейсмическими методами цилиндрические структуры VAMP's, характеризуемые аномальными значениями сейсмических скоростей V и амплитуд AMP (Дмитриевский А.Н., Валяев Б.М., 1996). Такие диапироподобные структуры образуются при интенсивном внедрении газов или возмущенных жидких потоков в осадочные слои.

В геофизической литературе доминирует мнение об органическом происхождении УВ вообще и газогидратов в частности. Этот факт находит свое отражение, например, в классификации залежей газогидратов [2], которые разделяют по механизму их происхождения. В частности, выделяют четыре основных типа залежей газогидратов: 1) криогенный, 2) седиментогенный, 3) фильтрогенный, 4) диагенетический. Существует и другая точка зрения об ювенильном происхождении всех УВ [1]. В указанной классификации эта точка зрения соответствует фильтрогенному механизму происхождения газогидратов.

В морских бассейнах возможны все типы залежей газогидратов. В зонах спрединга срединно-океанических хребтов неарктических областей газогидраты непосредственно не встречались. Об их существовании можно лишь косвенно судить по профилям BSR (которые наблюдались преимущественно в зонах трансформных разломов и континентальных окраин), выходам метана на дне и наличию обогащенных органическим углеродом плейстоценовых отложений [2]. Система срединно-океанических хребтов опоясывает всю нашу планету. Она характеризуется интенсивным развитием базальтового вулканизма и почти полным отсутствием осадочного чехла. Высокая степень трещиноватости и близость к верхней мантии дневной поверхности обеспечивают интенсивную гидротермальную деятельность и одновременно гидратацию внедрившихся мантийных пород с образованием серпентинитов. Эти два фактора позволили предложить экзогенную модель образования УВ непосредственно из гидросферы в срединно-океанических хребтах (Дмитриевский А.Н. и др., 1996; Баланюк И.Е. и др., 1994). В данной статье делается акцент на геомеханических аспектах этой модели. Поэтому вкратце напомним некоторые ее исходные положения. В пользу этой модели говорят многочисленные геолого-геофизические данные о наличии различного типа УВ в этих зонах. Так, в газах базальтов Срсдинно-Атлантического хребта и Исландии присутствуют примеси Н2(1,0-1,2 см3/кг) и С2Н6(0,012 см3/кг). Содержание этих восстановленных по своему происхождению газов коррелирует с интенсивностью гидротермальной деятельности. Высокая концентрация метана обнаружена в желобе Кайман, который также считается рифтом, обусловливающим движение Карибской плиты в восточном направлении. Никарагуанское поднятие, или хребет Ямайка, примыкающее к желобу с юга, является районом интенсивных нефтепоисковых работ. Кроме того, в гарцбургитах Индоокеанского хребта обнаружены хлороформные и спиртобензольные битумоиды (Баланюк И.Е. и др., 1994).

Получены также сведения, что УВ-газы газогидратного происхождения обнаружены в некоторых гидротермальных системах. Так, в 22-м рейсе НИС "Академик Мс. Келдыш" с борта глубоководного аппарата "Мир" в августе 1990 г. были исследованы термальные источники вершинной части подводного вулкана Пийпа, который входит в состав вулканического массива восточной части Командорского блока Алеутской островной дуги. С глубины 320 м была отобрана проба свободного газа с основания характерной ангидритовой постройки - трубы высотой около 1 м. Оказалось, что по химическому составу газ вулкана Пийпа близок газогидратным газам Парамуширского источника. В то же время его химический состав свидетельствует об образовании газа в ходе гидротермальной деятельности вулкана. Сделанные за последние годы сенсационные открытия свидетельствуют о том, что гидротермальная деятельность черных и белых "курильщиков", с одной стороны, служит основой для возникновения "оазисов жизни", а с другой - приводит к образованию на дне океана газогидратных слоев [2].

Термодинамический режим дна Северного Ледовитого океана соответствует условиям образования газогидратов практически во всей его акватории. Считается, что наиболее перспективными в этом отношении являются участки сочленения арктических шельфов с материковыми склонами. На наш взгляд, кроме указанных механизмов происхождения газогидратов на дне Северного Ледовитого океана, может действовать еще один механизм, обусловленный тепловой конвекцией воды в трещиновато-пористых слоях коры спрединговой зоны. Тепловая конвекция действует в условиях сильного нагрева - при температурах, значительно превышающих температуру устойчивого состояния газогидратов. Однако для существования конвекции нужна не просто высокая температура, а высокий градиент температуры. В кровле области конвекции температура близка к температуре дна океана, соответствующей таковой в зоне образования газогидратов (ЗОГ). Этот механизм в принципе может привести к образованию скоплений газогидратов на склонах срединно-океанических хребтов. Наличие холодной опресненной воды способствует данному процессу.

В результате тепловой конвекции морская вода многократно прокачивается через разогретые породы новообразованной коры в рифтовых долинах, приводя к их серпентинизации. При серпентинизации железистых оливинов происходят реакции типа

9Mg2SiO4·3Fe2SiO4 + 14H2O -> -” 6Mg3 [SiO2O5] (ОН) 4 + 2Fe2O3 • FeO + 4H.

Морская вода содержит растворенный углекислый газ. При диссоциации его, а также воды в процессе образования серпентинитов происходит синтез метана по схеме

9Mg2SiO4 ·6Fe2SiO4+ 14Н2O + СO2-> -” 6Mg3 [Si2O5](ОН)4 + 4Fe2O3 ·FeO + СН4.

Факт существования водорода и метана подтверждается анализом проб, отобранных из гидротерм срединно-океанических хребтов Центральной Атлантики и других районов. Осадочные породы, кроме ОВ, содержат еще ионы SO4-2, радикалы НСО3и свободные валентности на твердой фазе. Эти радикалы и свободные валентности приводят к появлению активных слабосопряженных радикалов Н и СН, которые в свою очередь, соединяясь с OВ, обусловливают возникновение новых, более крупных радикалов и дальнейших химических реакций, заканчивающихся образованием УВ.

Зарождение газогидратов в ходе тепловой конвекции связано с некоторыми физико-химическими свойствами пористых сред, которые влияют на равновесие реакции образования газогидратов. Согласно [2] в пористой среде имеют место термодинамический и кинетический эффекты. Суть первого состоит в том, что стенки трещин, будучи гидрофильными, снижают химический потенциал поровой воды. В результате этого в соответствии с законом действующих масс для образования газогидрата при той же температуре требуется более значительная концентрация исходного УВ-газа. Кинетический эффект связан с образованием кристаллической решетки газогидрата. Если размер кристаллической решетки газогидрата больше размера поры вмещающей породы, то газогидраты образоваться не могут. Оба указанных эффекта приводят к тому, что газовый раствор, недонасыщенный в мелкопористой среде, попадая в крупнопористую среду, становится насыщенным и осаждает газогидраты. В отличие от других механизмов фильтрации воды тепловая конвекция характеризуется высокой интенсивностью на сравнительно небольших расстояниях и нестабильностью потоков. Постоянно происходит "промывание" всех участков коры (в том числе и малопористых). Это приводит к тому, что, с одной стороны, удаляется избыточная морская соль, которая выпадает при газогидратообразовании и препятствует ему, а с другой стороны, действуют указанные выше эффекты, которые также способствуют возникновению газогидратов. Поэтому из чисто теоретических соображений можно ожидать, что газогидраты образуются в значительном количестве в результате гидротермальной деятельности.

Очевидно, что значительная часть водорода и УВ попадает в гидросферу и затем безвозвратно рассеивается. Этот процесс значительно ускоряется, если на границе контакта океана и трещиноватой коры нет гидроизоляции. Однако если гидротермальные системы сверху перекрываются осадочными слоями, то создаются условия для формирования месторождений УВ, что представляет практический интерес. Гидроизолирующие перекрытия у верхней границы области тепловой конвекции в коре могут создавать и сами газогидраты, которые образуют хлопья, напоминающие снег. Осадочные слои успевают возникнуть, в частности, при медленных скоростях спрединга, например, в Срединно-Арктическом хребте (хребте Гаккеля). Однако медленным скоростям спрединга соответствует и менее интенсивная гидротермальная деятельность. В этой связи возникает проблема количественной оценки интенсивности различных факторов (в первую очередь тепломассопереноса) в гидротермальных системах, приводящих к зарождению месторождений УВ, с тем, чтобы определить перспективу образования промышленных скоплений УВ в этих регионах. Основная идея данного подхода к исследованию конвекции в пористых породах океанической коры заключается в следующем (Каракин А.В. и др., 1984). На поверхности дна океана мы наблюдаем некоторые признаки конвекции воды в океанической коре. К ним относятся подводные ключи, белые и черные "курильщики" и периодические пространственные изменения в горизонтальном направлении теплового потока. Последние отражают структуру конвективных ячеек. Анализируя эти признаки, можно оценить интенсивность конвективного процесса и определить те районы океанического дна, где образование газогидратов посредством данного механизма наиболее вероятно. Если распределение газогидратов будет соответствовать этим районам, то можно будет говорить о правдоподобии предлагаемых представлений. Модель тепловой конвекции позволяет выявить также те признаки проявления этого процесса, которые не охватываются уже проведенными исследованиями, и сформулировать программу геофизических измерений по целенаправленному поиску и анализу этих признаков. В частности, на основе данной теоретической схемы можно составить программу бурения океанического дна и сопутствующих поверхностных геофизических измерений.

Очевидно, целесообразно исследовать в первую очередь те районы, где, с одной стороны, есть достаточно плотный осадочный покров (способный удержать УВ), а с другой стороны, есть хоть небольшие открытые участки с явными проявлениями гидротермальной активности. Производя наблюдения и измерения в последних, а также измерения теплового потока на дне океана, можно получить количественные оценки указанных факторов. С этой целью можно использовать результаты численных и лабораторных экспериментов в этой области.

Геодинамический и геологический анализ района Баренцева и Норвежского морей. На границе Баренцева и Норвежского морей выявлено крупнейшее из известных в настоящее время скоплений газогидратов на дне океана. Для понимания генезиса указанного образования газогидратов необходимо провести геодинамический анализ данного региона, современная ситуация в котором определяется взаимоотношением континентальной коры западной окраины Баренцева моря и океанической коры Норвежско-Гренландского моря [5]. Западную часть Баренцева моря можно разделить на три основные геологические провинции (рис. 1) (Jackson H.R., Faleide J.I., Eldholm O., 1990):

1. Северо-западная окраина Баренцева моря, включая о-в Шпицберген, может быть условно названа Шпицбергенской платформой. Здесь породы фундамента перекрыты только пологозалегающими осадками верхнего палеозоя и триаса, а мощность континентальной коры по профилю I достигает 30 км. Мощная континентальная кора сопрягается с "нормальной" океанической корой северной части Норвежско-Гренландского моря по зоне разломов Хорнсунн (профиль I на рис. 2).

2. Протягивающаяся в широтном направлении зона о-ва Медвежий, находящаяся в центральной части Баренцева моря, между Шпицбергенской платформой и континентальной окраиной Норвегии. В этой провинции породы триаса и юры перекрыты мощным чехлом третичных осадков. В то же время общая мощность континентальной коры здесь заметно меньше, чем на Шпицбергенской платформе. Вблизи границы континент - океан она составляет всего 17 км. Зона характеризуется также слабыми проявлениями базальтового вулканизма. Все это свидетельствует, что кора центральной части Баренцева моря длительное время находилась в условиях растяжения (рифтинга), в результате чего, с одной стороны, происходило ее утонение, а с другой - накопление в возникающей депрессии третичных осадков. Более детальный анализ сейсмических профилей показывает, что эта структура формировалась очень продолжительное время (почти 400 млн лет) и испытала несколько периодов рифтинга. Наиболее древние структуры, такие как впадина Нордкап и платформа Финнмарк, относятся к палеозою и расположены в юго-западной части провинции. Мезозойские бассейны, включающие впадины Тромсе и Бьерноя, расположены западнее, в то время как наиболее молодые бассейны, примыкающие к Норвежско-Гренландскому морю, такие как бассейн Сарвест, образовались в результате позднемелового-палеогенового рифтинга, приведшего в конце концов к расколу континента.

Профили показывают (рис. 3), что наиболее древние, палеозойские, бассейны расположены в юго-западной части Норвежского моря. В этой области девон-каменноугольные бассейны перекрыты широкими, имеющими примерно постоянную мощность пермотриасовой, юрской и меловой толщами. В целом кайнозойские осадки отсутствуют в юго-восточных частях профилей. На западе к этим структурам примыкают мезозойские бассейны Бьерноя и Тромсе, которые, возможно, лежат на вновь оживших древних структурах. Эти бассейны сложены в основном нижнемеловыми осадками и местами покрыты верхнемеловыми отложениями небольшой мощности. Наиболее молодые, кайнозойские отложения интерпретируются как клиновидное тело, расположенное на самом северо-западном конце окраины.

Палеозойские бассейны и более молодые верхние толщи в районе платформ ограничены поднятием Лоппа на северо-западе, кроме участка на профиле III, где расположен бассейн Мауд, заключенный между впадиной Бьерноя и платформой Бьярмеланд. Впадины Тромсе и Бьерноя граничат на северо-западе с хребтом Сенья и поднятиями Веслемьи и Стапен. Впадина Бьерноя не ограничена структурным поднятием, а постепенно переходит в бассейн Сарвест.

Геодинамическая история развития норвежской части Баренцевоморской окраины, охватывающая юрско-меловой и палеоцен-эоценовый периоды, охарактеризовалась развитием активного широкомасштабного рифтогенеза. Триасовый период соответствует времени регионального погружения, а не активного рифтообразования. Это, например, может наблюдаться во впадинах Нордкап и Хаммерфест. где при наличии больших мощностей пермотриасовых осадков отсутствуют данные, свидетельствующие о разломных движениях того же возраста. Здесь прослеживается корреляция с российской частью Баренцева моря, для которой также отмечался экстремальный характер погружения в триасе. Такое погружение может быть связано с разрушением Уральской фронтальной системы.

3. Южная часть Баренцева моря представляет собой затопленную континентальную окраину Норвегии, и структура коры здесь соответствует строению Балтийского щита.

Основная часть океанической коры Норвежско-Гренландского моря была сформирована в протягивающемся с юго-запада на северо-восток срединно-океаническом хребте Мона, скорости наращивания коры в котором оцениваются в 0,8 см/год (см. рис. 1) (Geli L, Renard V., Rommevaux С., 1994). Морфологически эта структура представляет собой рифтовую долину с осевым разломом и эшелонированными вулканическими хребтами по флангам (рис. 4 ). Протяженность вулканических хребтов, связанных, вероятно, с единым магматическим источником, около 40 км. Строение океанической коры, сформированной в хребте, по мощности (6-8 км) соответствует "нормальной" океанической коре, но несколько отличается от таковой более высокими скоростями сейсмических волн во втором слое. Это, по-видимому, свидетельствует о широком развитии в слое субинтрузивных тел типа даек и силлов. Судя по возрасту линейных магнитных аномалий (рис. 5 ) раскрытие этого бассейна началось в раннем эоцене, около 55 млн. лет [4]. В этот период вдоль оси спредингового центра начал формироваться узкий океанический бассейн юго-западного - северо-восточного простирания, который от континентальной коры Норвегии отделяется зоной разломов Воринг, а от Гренландского континентального блока - Гренландским разломом. На северо-восточном фланге хребта Мона наращиваемая океаническая кора смещается вдоль юго-западной окраины Баренцева моря по трансформным разломам - Гренландскому и Сенья. Вероятно, в этот же период на северном продолжении описываемой оси растяжения возник грабен зоны разломов Хорнсунн, имеющих уже субмеридиональное простирание.

В позднем эоцене океанический бассейн Норвежско-Гренландского моря уже достигал ширины порядка 300 морских миль. Севернее Гренландского трансформного разлома в позднем эоцене начинается активное дробление континентальной коры северо-западной части Баренцева моря по серии глубинных разломов разного простирания. В позднем миоцене этот процесс завершается возникновением крупного хребта Книповича, субпараллельного грабену Хорнсунн (Crane К., Solheim A., 1995). В зоне сочленения грабена и хребта Мона создаются условия для появления третьей оси растяжения (точка тройного сочленения) (рис. 6 ), рассекающей кору Баренцева моря в восточно-юго-восточном направлении в районе 72-73° с.ш. Низкие скорости растяжения в сопрягающихся хребтах и высокие скорости осадконакопления в Баренцевом море привели к тому, что вулканизм в юго-восточном грабене проявился только в виде субвулканических тел типа силлов и даек, пронизывающих осадочную толщу (Ronnevik H.C., Beskov В., 1983).

Хребет Книповича, отходящий в настоящее время в северном направлении от хребта Мона, отличается крайне низкими, близкими к нулевым, скоростями наращивания океанической коры (Geli L., Renard V., Rommevaux С., 1994).

Таким образом, мы видим, что граница перехода океан - континент на западной и северо-западной окраинах Баренцева моря формировалась как результат ее взаимодействия с раскрывающимися океаническими бассейнами разного типа. Исходя из этого можно выделить три сегмента с разными типами границ. Как уже отмечалось, на юго-западной окраине Баренцева моря сочленение океанической коры с континентальной происходило вдоль зоны трансформного разлома Сенья. Эта часть границы характеризуется серией листрических сбросов в континентальной коре, рассекающих также и толщу современных осадков (Ronnevik H.C., Beskov В., 1983).

Северная часть границы континент – океан между Шпицбергенской геологической провинцией Баренцева моря и океанической корой, формирующейся в хребте Книповича проходит по грабену зоны разломов Хорнсунн.

Наибольший интерес представляет центральный участок границы примерно от о-ва Медвежий до 72° с.ш. На этих широтах происходит резкий перегиб срединно-океанического хребта, в зоне внешнего угла которого возникают условия активного растяжения. Эта зона растяжения прослеживается в восточно-юго-восточном направлении от точки сочленения по центральной геологической провинции Баренцева моря, где утоненная кора перекрыта мощным чехлом третичных осадков. Здесь как на континентальной, так и на океанической коре фиксируется повышенная сейсмическая активность (см. профиль V на рис. 2). Граница континент - океан представлена короткими отрезками зон растяжения субширотного простирания с незначительными проявлениями вулканизма и участков трансформного разлома, осложненного листрическими сбросами на континентальной окраине (см. рис. 3). Для этого разлома характерно постепенное уменьшение к западу мощности континентальной коры до 17 км и уменьшение скоростей прохождения сейсмических волн в мантии (Jackson H.R., Faleide J.I, Eldholm O., 1990). Около границы континент - океан скорости снижаются до 7,7 км/с, что можно объяснить или частичной серпентинизацией, или существенным разогревом глубинных пород. Наличие повышенной плотности теплового потока, достигающей в этой зоне 150-200 мВт/м2 (Crane К., Solheim A., 1995), свидетельствует о существующей здесь гидротермальной активности. Отсутствие проявлений современного вулканизма позволяет предположить, что гидротермальная деятельность связана с циркулированием морской воды вдоль разломов на границе континент - океан и частичной серпентинизацией пород верхней мантии. Именно к этому участку приурочено выявленное крупное скопление газогидратов.

Уравнения тепловой конвекции в пористых насыщенных средах. Начало исследованиям по тепловой конвекции в пористых насыщенных средах положили работы С.В. Хортона, Ф.Т. Роджерса и Е.Р. Лэпвуда. Они определили минимальное критическое число Рэлея в бесконечном пористом слое с непроницаемыми границами Ra = 39,5. Д.А. Нилд обобщил эти результаты на случай различных граничных условий. Было проведено большое число лабораторных экспериментов с различными материалами, различающимися структурой матрицы и свойствами насыщающего флюида. Главным результатом этих исследований и численного моделирования было нахождение числа Рэлея для различных ситуаций и определения зависимости числа Рэлея от числа Нуссельта. Была осуществлена визуализация фильтрационных потоков с помощью модели Хели-Шоу для стоксовского течения вязкой жидкости в тонкой вертикально ориентированной щели. Плоские уравнения фильтрации и уравнения модели Хели–Шоу идентичны.

Численные расчеты модели тепловой конвекции в пористых средах были проведены в работах Дж.В. Эльдера, Е. Пальма, П.Х. Хольста, К. Азиза, Р.Н. Хорна и М.Дж. О'Салливана, В.П. Трубицына и др. Анализ этих работ содержится в обзоре М.А. Комбарне и С.А. Бори (1975) и работе В.П. Трубицына и др. (1992). В указанных работах был детально исследован режим конвекции при различных числах Рэлея и значениях так называемого аспектного числа, т.е. отношения горизонтального и вертикального размеров области конвекции.

Будем считать скелет среды недеформируемым и пренебрежем внутренними источниками тепла. Тогда уравнения тепломассопереноса в приближении Буссинеска запишутся в виде

Уравнение теплопроводности удобно преобразовать к виду

гдеk - эффективный коэффициент температуропроводности двухфазной среды; g определяется формулой

В случае, когда задается скачок температуры DТ на нижней и верхней границах, параметром, характеризующим интенсивность процесса конвекции, является число Рэлея (точнее говоря, аналог числа Рэлея для пористых сред)

где g - модуль вектора gi.

Интенсивность теплопереноса при тепловой конвекции определяется числом Нуссельта

гдеh - толщина слоя; q - полный тепловой поток.

Численно решая краевую задачу (1) - (2) при различных граничных условиях, можно определить числа Рэлея и Нуссельта и все характеристики теплового и массового потоков в интересующей нас области. Однако эффективные коэффициенты проницаемости и теплопроводности в трещиноватых средах океанической коры, а также геометрические характеристики модели и краевые условия являются достаточно неопределенными величинами. Это обстоятельство в значительной степени обесценивает точные численные решения в модели конвекции при изучении конкретных объектов. В то же время результаты анализа численных и физических экспериментов можно использовать при качественном исследовании конвективных процессов.

О числе Рэлея можно судить по наблюдаемым на поверхности океанического дна признакам тепловой конвекции. Соотношение, связывающее числа Рэлея и Нуссельта, следует определять численными и лабораторными исследованиями, что позволит найти суммарный тепловой поток. Поскольку основная его часть - конвективная составляющая, то тепло- и массоперенос пропорциональны друг другу. Тем самым мы получаем оценку производительности тепловой конвекции в механизме образования УВ по предложенной схеме.

Зависимости числа Рэлея от числа Нуссельта (полученные различными авторами и различными способами) представлены на рис. 7. Указанное соотношение связывается различными факторами - граничными условиями, аспектным отношением и т.д., что и объясняет разнообразие кривых на рис. 7. Особенно сильно влияет аспектное отношение а (рис. 8). В.В.Р. Малкус выдвинул гипотезу о том, что независимо от геометрии области аспектное отношение ячейки автоматически устанавливается таким образом, что реализуется максимальный тепловой поток (т.е. максимальное число Нуссельта) . Численные эксперименты В.П.Трубицына и других авторов показали, что эта гипотеза при значениях числа Рэлея меньших 400 хорошо выполняется (см. рис. 7). Отсюда можно сделать вывод, что горизонтальные размеры пористых слоев не очень сильно влияют на тепломассоперенос. Ячейки, как правило, стремятся иметь оптимальное аспектное отношение. С ростом числа Рэлея эта гипотеза нарушается, однако при качественных исследованиях эти отклонения не имеют значения. Такой подход упрощает расчеты и позволяет из всех зависимостей Nu (Ra) выбрать одну - с оптимальным аспектным отношением. Численные расчеты являются наиболее удобным инструментом исследования в ячеистом режиме тепловой конвекции до значений числа Рэлея порядка 1200. На рис. 9 представлены осредненные по горизонтальной плоскости температуры в зависимости от вертикальной координаты. Различия в температурных профилях связаны с увеличением числа Рэлея при росте перепада температур. При более высоких значениях числа Рэлея наступает турбулентный режим конвекции, который удобнее исследовать в лабораторных условиях с помощью физических экспериментов.

Исследование тепломассопереноса в гидротермальных зонах срединно-океанических хребтов. Согласно теории тектоники плит в осевых зонах рифтовых хребтов образуется новая океаническая кора, которая затем раздвигается в обе стороны от оси хребта. В результате работы этого гигантского конвейера происходит обновление вещества во всей литосферной оболочке. Следствием данного процесса являются гигантские тепловые потоки в хребтах, поскольку коэффициент полезного действия этой "тепловой машины" весьма невысок. Тепловой поток достигает максимума на оси хребтов (где измеренные значения кондуктивной составляющей потока претерпевают сильный разброс) и затем спадает на его флангах. Этот разброс - следствие интенсивной гидротермальной деятельности. При удалении от оси хребта на расстояние, соответствующее примерно 50 млн. лет, разброс исчезает и кондуктивный поток становится примерно равным полному потоку. На флангах хребтов фиксируется локальный минимум наблюденного (кондуктивного) теплового потока, что связано с перераспределением полного теплового потока на кондуктивную и конвективную составляющие.

В осевых частях океанических рифтов гидротермальная деятельность связана с турбулентным режимом тепловой конвекции воды в трещиновато-пористых породах верхних, относительно холодных слоев океанической коры. Этот режим проявляется в виде горячих подводных ключей, гидротерм, белых и черных "курильщиков" и других специфических явлений, связанных с локальными пульсациями флюидных потоков. На склонах рифтовых систем конвекция может носить ячеистый характер. Здесь не наблюдаются пульсационные явления, но зато тепловой поток имеет квазипериодическую пространственную структуру, обусловленную стационарными ячейками. По этой структуре определяется горизонтальный размер ячеек. Их вертикальный размер может быть определен сейсмическими методами. Таким образом, в режиме ячеистой конвекции по геометрическим и геотермическим характеристикам можно оценить числа Рэлея и Нуссельта. Проведенный анализ геологической и тектонической ситуации в рассматриваемом регионе показывает, что последний относится к области океанических рифтов с медленными скоростями спрединга. Отсутствие резко выраженных признаков турбулентной конвекции и наличие осадочного покрова небольшой толщины свидетельствуют об умеренном режиме конвекции. Это позволяет оценить число Рэлея в интервале от 100 до 1000 и число Нуссельта в интервале от 2 до 10. Для сужения этих интервалов необходима более детальная геолого-геофизическая информация.

Конвективный перенос достигает максимума в осевых зонах рифтовых хребтов, где конвекция протекает в турбулентном режиме. Однако здесь практически все образовавшиеся УВ выносятся в океан. Более благоприятные условия для образования скоплений газогидратов существуют на склоне хребтов, где возможно появление хотя бы тонкого и неравномерного слоя осадков. В интересующем нас районе гидротермальная циркуляция может происходить в двух режимах - при проницаемой и непроницаемой верхней границе трещиновато-пористого слоя. В первом случае происходит максимальный захват этим слоем углекислого газа, растворенного в морской воде. Вместе с тем все новообразованные УВ также легко выносятся из этого же слоя. Во втором случае пористый слой перекрыт сверху осадками и УВ не выносятся на поверхность. В то же время при этом и захват углекислого газа минимальный. В этом случае основной источник УВ - реакция серпентинизации перидотитов новообразованной коры. Наиболее благоприятной с точки зрения образования месторождений УВ является такая ситуация, когда на океанском дне сосуществуют, чередуясь, две ситуации - с проницаемой и непроницаемой границами. Тогда углекислый газ захватывается на открытой границе, а возникшие УВ могут попасть в ловушку, образованную осадочным слоем. Благоприятными можно также считать ситуации, когда осадочный слой разорван разломом, по которому морская вода засасывается в пористый слой. К оптимальным факторам относятся умеренные землетрясения в районе, покрытом не очень толстым слоем осадков. Эти землетрясения могут временно нарушать проницаемость осадочного покрова и создавать условия для образования газогидратных месторождений. Благоприятны также условия, когда на склонах хребта накоплен достаточно толстый слой осадков, но тепловая конвекция все еще достаточно интенсивна. При соблюдении указанных условий могут образовываться газогидратные месторождения промышленного масштаба.

Такие благоприятные районы характеризуются ячеистым режимом конвекции. Теплоперенос в них определяется числом Нуссельта и другими параметрами модели. Сложность проблемы состоит в том, что не все эти параметры непосредственно измеряются геофизическими методами. Некоторые из них приходится определять исходя из косвенных соображений. В этой ситуации может оказаться предпочтительней более грубая модель конвекции, осредненная по горизонтальной координате и по времени (Каракин А.В. и др., 1984).

Предположим, что имеется плоскопараллельный пористый слой океанической коры постоянной пористости, насыщенный морской водой. Будем считать, что нижняя граница этого слоя непроницаема и совпадает с изотермой солидуса базальтов (1200 °С), а верхняя граница проницаема и представляет собой границу с водным бассейном. Известно, что критическое состояние воды достигается при температуре 400 °С. Поэтому в нижней части слоя будет циркулировать флюидная фаза, а в верхней - вода в обычном понимании этого слова. По своим теплофизическим свойствам вода существенно отличается от флюида. Однако степень грубости модели такова, что эти различия не являются существенными. Поэтому будем рассматривать модель пористой среды с однородным насыщающим флюидом, обладающим параметрами воды.

Исходя из условия статистической однородности и стационарности процесса, осредним уравнение (2) по времени и по горизонтальным плоскостям, параллельным верхней границе слоя. Направим ось z вертикально вверх, отсчитывая ее от подошвы пористого слоя. Тогда это уравнение сведется к обыкновенному дифференциальному уравнению

где черта сверху означает указанное осреднение.

В правую часть этого уравнения входит конвективный член, характеризующий перенос тепла жидкостью в вертикальном направлении. Именно он и определяет ход геотермического градиента в зоне гидротермальной конвекции. Он может быть определен в результате численных экспериментов в задаче о конвекции в пористой среде. При качественных рассуждениях, как и в работе А.В. Каракина и др. (1984), эти кривые могут быть аппроксимированы простейшими аналитическими выражениями, вид которых зависит от граничных условий и числа Рэлея. В качестве примера рассмотрим несколько вариантов. В первом из них нижняя граница непроницаема, а верхняя проницаема (т.е. осадочный покров отсутствует). Для того чтобы учесть эти граничные условия, оставим в разложении по z только линейный член:

где (Tvz)- средний конвективный теплоперенос через верхнюю границу слоя.

Подставляя это разложение в выражение (3) и интегрируя его, получаем

где q0 средний температурный градиенту подошвы слоя; T0- температура на подошве слоя, совпадающая с таковой солидуса базальтов.

Рассмотрим также случай, когда и верхняя граница пористого слоя непроницаема (т.е. перекрыта осадками). Опуская аналогичные элементарные выкладки, приведем результат

где А - некоторая константа, характеризующая интенсивность гидротермального процесса.

Обе кривые (4) и (5) качественно описывают поведение гидротермальной циркуляции при проницаемой и непроницаемой верхних границах трещиновато-пористого слоя. Кривая 5 соответствует температурной кривой на рис. 9, А. Кривые на рис. 9, Б, С также могут быть аппроксимированы аналитическими выражениями с помощью кусочно-гладких функций. Удобство простейшей аналитической модели состоит в том, что геотерма непосредственно измеряется в скважинах. Поэтому параметры конвекции могут быть оценены с большой степенью точности. Параметры же численной модели, входящие в числа Рэлея и Нуссельта, определяются исходя из некоторых умозрительных представлений. Особенно неопределенными являются эффективные значения проницаемости (и в меньшей степени теплопроводности) в пористых средах. Для достаточно точного определения тепломассопереноса в режиме тепловой конвекции необходимы детальные измерения теплового потока на дне океана и геотермические измерения в скважине, пересекающей область конвекции.

Анализ геотермического режима срединно-океанических хребтов показывает, что оптимальные условия для возникновения тепловой конвекции предположительно появляются на некотором условном расстоянии от оси хребта, которое можно выразить через время удаления данной точки от оси хребта в процессе спрединга. Это время соответствует интервалу в 4-6 млн. лет и именно на него приходится локальный минимум кривой теплового потока. Здесь же наблюдаются периодические вариации теплового потока в пространстве, которые объясняются существованием конвективных ячеек. Горизонтальные размеры этих вариаций ( 5-8 км) примерно соответствуют толщине коры в этом месте. Другой перспективной областью могут являться тектонически активные зоны сочленения континента и океана. Именно эта область в силу того, что здесь могут существовать наибольшие мощности осадочного чехла, является оптимальной с точки зрения образования газогидратов. Если будет обнаружена какая-то закономерная связь между ней и зоной распространения скоплений газогидратов, то можно говорить о том, что тепловая конвекция участвует в механизме образования газогидратов. Следует отметить, что разброс измеренных значений кондуктивного теплового потока продолжается вплоть до расстояний от оси хребта, соответствующих удалению за 50 млн лет. Этот разброс также свидетельствует о наличии ячеистой конвекции, но меньшей интенсивности. В этой зоне нарастает толщина осадочного слоя, который препятствует обмену флюидов в зоне конвекции и океане. Тем не менее нельзя отрицать возможность газогидратообразования по указанному механизму и в данной зоне, хотя условия для этого процесса уже другие.

Проведем некоторые ориентировочные оценки. Согласно оценкам [3] величина конвективной составляющей теплового потока для всех рифтовых хребтов равна 1,8 • 10 Вт при общей скорости потери тепла примерно 4,3 • 1013Вт, т.е. более одной трети суммарного теплового потока. Конвективный тепловой поток связан с вертикальной компонентой скорости фильтрации флюида простой формулой

q = rfcfvzT.

Эта формула позволяет определить суммарный массоперенос в рифтовых хребтах по величине суммарного теплового потока. Несложные расчеты дают значение массопереноса флюидов в этой зоне 1,2 • 1018г/год. При таком его объеме вся вода океанов обновится через 1,0-1,2 млн лет. Считается, что вода океанов возникла в результате дефлюидизации первичной мантии Земли за все время ее существования, т.е. за 3 млрд лет (или более). Следовательно, средний гидротермальный поток в океанических хребтах, по меньшей мере, в 3000 раз интенсивнее, чем ювенильный поток флюидов. Этот колоссальный массоперенос флюидов должен приводить к различным наблюдаемым следствиям, в частности к образованию газогидратов.

Таким образом, предложен механизм образования залежей газогидратов на границе континентального склона и флангов медленно раздвигающихся срединно-океанических хребтов, основанный на явлении теплой конвекции воды в трещиновато-пористой океанической коре и реакции серпентинизации, которая служит катализатором преобразования растворенного углекислого газа в УВ. Рассмотрен вариант модели этой конвекции, основанный на аппроксимации геотермы некоторыми простейшими аналитическими выражениями. Проанализирован набор признаков, который является благоприятным с точки зрения прогноза месторождений газогидратов. Естественно, что этот набор признаков должен дополняться уже известными стандартными признаками - геофизическими и геохимическими. Оценки показывают, что массоперенос флюидов в результате тепловой конвекции значительно превышает таковой ювенильного потока. Из всех срединно-океанических хребтов наиболее благоприятен с точки зрения действия указанного механизма Срединно-Арктический хребет вследствие низкой скорости спрединга и низкой температуры вод. Показано, что наблюдаемые в районе о-ва Медвежий явления грязевого вулканизма и газовых эманации могут быть признаками газогидратообразования в этом районе.

ЛИТЕРАТУРА

Войтов Г.И. Химизм и масштабы современного потока природных газов в различных геоструктурных зонах // Журн. Всесоюз. хим. об-ва. -1986. - Т. 31, вып. 5. - С. 533-540. Гинсбург Г.Д., Соловьев В.А. Субмаринные газовые гидраты. - С.-Пб.: ВНИИокеанология, 1994. Сорохтин ОТ., Ушаков С.А. Глобальная эволюция Земли. - М.: Изд-во МГУ, 1991. Geological History of the Polar Oceans /Ed. U. Bleil, J. Thiede. - Bremen, NATO ASI, 1988. -Vol. 308. Reemst P. Thesis: "Tectonic modelling of rifted continental margins". - Amsterdam: Proefschrift Vrije Universiteit, 1995.

ABSTRACT

Mechanism of gas-hydrate pools formation at the boundary of continental slope and flanks of slowly spreaded mid-oceanic ridges is proposed on the basis of the phenomenon of warm water convection in fractured-porous oceanic crust and serpentization reaction acting as a catalyzer of dissolved carbon dioxide transformation into hydrocarbon. A variant of this convection model based on the geotherm approximation by some simpliest analytic expressions is discussed. A set of features which are favourable for forecasting gas-hydrates pools was analysed. Naturally that this set of features should be supplemented with the known standard indications - geophysical and geochemical. Estimates point to fluid mass transportation due to warm convection much exceeding that of juvenile flow. Among mid-oceanic ridges, the Mid-Arctic ridge seems to be most favourable one in terms of the above mechanism due to low spreading rate and low water temperature. It is shown that mud volcanism and gas emanation phenomena observed in the area of the Medvezhy island could be hydrate-forming indications in this region.

Рис. 1. СТРУКТУРНАЯ СХЕМА НОРВЕЖСКО-ГРЕНЛАНДСКОГО РЕГИОНА

1 - срединно-океанический хребет; 2 - разломы: а - трансформные, б - глубинные; 3 - линейные магнитные аномалии; 4 - граница континентальной и океанической коры; 5 - изобаты, м; 6 - сейсмические профили

Рис. 2. СТРОЕНИЕ КОРЫ БАРЕНЦЕВА И НОРВЕЖСКОГО МОРЕЙ (положение профилей см. на рис. 1)

1 - зона разлома; 2 – осадки: а – третичного возраста, б - дотретичного возраста, в - домелового возраста; 3 - кора континентального (а) и океанического (б) типа; 4 - гипоцентры землетрясений; цифры - скорости продольных сейсмических волн, км/с

Рис. 3. СТРОЕНИЕ ВЕРХНЕЙ ЧАСТИ КОРЫ И ОСАДОЧНОГО ЧЕХЛА БАРЕНЦЕВА И НОРВЕЖСКОГО МОРЕЙ (положение профилей см. на рис. 1)

 

Рис. 4

Рис. 5

Рис. 6

Рис. 7. ГРАФИК ЗАВИСИМОСТИ ЧИСЛА НУССЕЛЬТА ОТ ЧИСЛА РЭЛЕЯ

Кривая РР - результат, полученный В.П. Трубицыным (1993) для области с аспектным отношением 2; кривые 1-5 получены Г. Шубертом и Дж.М. Штраусом для квадратной области с числом ячеек от 1 до 5; кривая GJ дает зависимость, полученную В.П. Гупта и Д.Д. Джозефом; точки на концах кривых отмечают предел устойчивых состояний

Рис. 8. ЗАВИСИМОСТЬ ЧИСЛА НУССЕЛЬТА ОТ АС-ПЕКТНОГО ОТНОШЕНИЯ а ПРИ РАЗЛИЧНЫХ ЧИСЛАХ РЭЛЕЯ ДЛЯ СЛУЧАЯ ОДНОЙ КОНВЕКТИВНОЙ ЯЧЕЙКИ

Рис. 9. ОСРЕДНЕННЫЕ ПО ГОРИЗОНТАЛЬНОМУ СЕЧЕНИЮ ТЕМПЕРАТУРНЫЕ ПРОФИЛИ Т ПО ГЛУБИНЕ, СООТВЕТСТВУЮЩИЕ ЗНАЧЕНИЯМ ЧИСЛА РЭЛЕЯ, РАВНЫМ 100 (А), 200 (В) И 800 (С)

Точки А, В, С, Е фиксируют граничные слои

Численные схемы решения Численные схемы решения Численные схемы решения Численные схемы решения Численные схемы решения Численные схемы решения Численные схемы решения Численные схемы решения Численные схемы решения Численные схемы решения Численные схемы решения

Статьи по теме:



Вязание на спицах лицевыми изнаночными петлями схемы и их описание

Поделки из подручных средств для комнаты

Подарок для любителя bmw

Вязание спицами варежки взрослые

Как просто сделать рисунок на ногтях в домашних условиях