Породы-коллекторы и их роль в нефтегазовой геологии.

 

Коллекторами газа и нефти являются горные породы, содержащие эти флюиды и отдающие их при разработке. Поэтому изучение продуктивных пластов и слагающих их пород-коллекторов, решение методических и теоретических задач, относящихся к этой области знаний и освещающих путь практике, позволяют правильнее подойти к проблемам поисков новых месторождений нефти и газа, подсчету их запасов и выбору рационального способа разработки месторождений.

 

Основные типы коллекторов.

 

В основном различаются два типа коллекторов нефти и газа: гранулярные (поровые) и трещинные.

Гранулярными (поровыми) коллекторами являются песчанно-алевролитовые породы, характеризующиеся межгранулярной пористостью и проницаемостью; известняки и доломиты с межоолитовой и трубчатой структурой пор уподобляются гранулярным коллекторам.

Трещинными коллекторами могут быть как осадочные породы, так и изверженные и метаморфические. Они обычно характеризуются высокой плотностью и развитием различных систем трещин.

Большая часть нефтяных и газовых подземных резервуаров сложена породами осадочного происхождения – песчаниками, известняками и доломитами. Породы других типов только иногда являются коллекторами нефти.

 

Общие сведения.

 

Коллекторские свойства горных пород есть функция многих условий и факторов, при которых формировались осадки: глубины бассейна, скорости течений, отдаленности источника сноса, химического состава среды, температурных условий. Они также зависят от диагенеза, эпигенеза и тектонических процессов.

Основными характеристиками пород-коллекторов являются их пористость, проницаемость, и насыщенность пластовыми флюидами. Величины этих параметров в значительной мере зависят от текстурно-структурных особенностей и состава пород-коллекторов.

Пористость.

 

Между твердыми частицами, слагающими горные породы, в результате того, что эти частички неполностью прилегают друг к другу своими поверхностями образуются промежутки (пустоты) различной величины – поры. Суммарный объем всех таких пустот, сконцентрированных в единице объема, называют пористостью, вне зависимости от их величины и заполнения. Происхождение порового пространства в породе определяется особенностями ее формирования и последующего развития. В зависимости от этих процессов различают поры первичные и вторичные.

Первичные  поры формируются в процессе образования породы. К ним относятся поры: межзерновые – между обломками в осадочной породе; межкристаллические – по плоскостям спайности; биогенного происхождения – образовавшиеся после распада органического вещества; межслоевые – между плоскостями напластования осадочных пород.

Вторичные поры образуются в результате воздействия на породу различных факторов. Среди вторичных пор различают: трещинные, возникшие в результате дробления плотных горных пород при тектонических движениях; эрозионные, образовавшиеся под воздействием экзогенных процессов выветривания; выщелачивания, возникающие при растворении и уносе растворимых минералов потоками подземных вод.

Пористость породы определяется отношением порового пространства породы к общему объему этой породы. Она обычно выражается в процентах.

 

 

 

 

Пористое пространство пород определяется не только размерами и формой минеральных зерен, составляющих породу, но также и наличием в ней трещин, плоскостей напластования и присутствием в порах породы цементирующих веществ (рис. 1).

 

 

Рис.1

Строение порового пространства мелкозернистого песчаника.

 

Пористость пород может обуславливаться как процессами седиментации, так и процессами химического растворения. В большинстве карбонатных коллекторов, к числу которых относятся известняки и доломиты, пористость является результатом растворения кальцита пластовыми водами, содержащими растворенную углекислоту. Поровые пространства таких пород представлены обычно каналами и кавернами. Осадочная же (межгранулярная) пористость обуславливается наличием промежутков между отдельными зернами породы.

Величина пористости различных пород изменяется в широких пределах – от долей процента до нескольких десятков процентов. Чаще всего пористость карбонатных пород колеблется в пределах от 3 до 30%. Пористость глин может достигать 40-50% и выше.

А. И. Леворсен приводит такую приблизительную полевую оценку пористости пород:

ü 0-5% - пренебрежимо малая;

ü 5-10% - плохая;

ü 10-15% - удовлетворительная;

ü 15-20% - хорошая;

ü 20-25% - очень хорошая.

Но не все гранулометрические типы песчано-алевролитовых пород могут быть оценены по этой шкале.

Пористость осадочных пород, особенно песков и алевритов, тем выше, чем более однородны по размеру и лучше окатаны отдельные песчаники. И наоборот, чем разнообразнее по размеру частицы, слагающие породу, и чем менее они окатаны, тем меньше пористость породы.

Теоретическая пористость агрегатов, составленных из сфер одинакового диаметра, зависит от упаковки зерен в породе и может колебаться от 25.96% до 47.6%. Эти пределы хорошо совпадают с пределами пористости песков. Их пористость при естественных условиях залегания колеблется от 30 до 50%.

И. М. Губкин (1932) указывал, что понятие «высокая пористость» обычно подразумевает обилие в породе различных отверстий, понятие же «низкая пористость» указывает не столько на отсутствие или незначительное количество пор, сколько на недостаток пор, способных вмещать и отдавать нефть. Для накопления нефти или газа в породе или извлечения их из нее имеет значение не только относительное количество пор, но и их абсолютные размеры. Так, к примеру, пористость гравия, состоящего исключительно из зерен правильной сферической формы диаметром 2мм, имеет то же значение, что и у глины, сложенной тоже зернами правильной сферической формы, той же упаковки, но диаметром 0.05мм. Однако в обоих случаях пористость неравноценна: гравий хороший коллектор, а глина для нефти и газа практически непроницаема.

Угловатые, неправильной формы зерна могут укладываться как более плотно, так и более рыхло, в сравнении с зернами правильной сферической формы. В связи с этим породы, образованные такими зернами, могут отличаться как большей, так и меньшей пористостью. Все зависит от упаковки этих зерен. В природных условиях довольно часто наблюдается сравнительно рыхлая упаковка зерен, обладающих неправильной, угловатой формой, что соответствующе сказывается на величине пористости породы.

Как уже говорилось, пористость – это отношение объема пустот к общему объему породы. Однако на практике наибольший интерес представляет взаимосвязанное поровое пространство. В связи с этим различают пористость:

ü общую, или абсолютную (полную);

ü открытую (взаимосвязанную, насыщения);

ü эффективную (полезную или динамическую).

Под общей пористостью подразумевают пористость, характеризуемую общим объемом всех пустот породы, включая поры, каверны, трещины, связанные и не связанные между собой.

Открытой называют пористость, включающую объем только сообщающихся между собой пор. Открытая пористость меньше общей на объем изолированных пор.

Эффективная пористость  характеризует ту часть объема, которая занята движущимися в порах флюидом (нефтью, газом) при полном насыщении порового пространства этим флюидом.

 

Проницаемость.

 

Опыт показывает, что далеко не все породы, обладающие пористостью, могут пропускать через себя флюиды. И действительно, величина пористости никак не отражает характер соединения пор между собой в единую систему, а следовательно, и фильтрационную способность породы. Это свойство горных пород характеризуется проницаемостью.

Проницаемость пористой среды по отношению к жидкостям или газам есть количественная способность этой среды пропускать через себя жидкости или газы при наличии перепада давлений. Проницаемость является свойством пористой среды и мерой проводимости ее для жидкостей и газов. По аналогии с электрическими проводниками проницаемость представляет собой величину обратную сопротивлению, которое возникает в породе при течении через нее пластовых флюидов. Количественное определение проницаемости основано на законе Дарси для вязкого потока в пористой среде. Для оценки проницаемости горных пород обычно пользуются линейным законом фильтрации Дарси, по которому скорость фильтрации жидкости в пористой среде пропорциональна градиенту давления и обратно пропорциональна динамической вязкости жидкости:

 

,

 

где Q – объемный расход жидкости в единицу времени,  - скорость линейной фильтрации, L –длина пористой среды,  - перепад давления,  – вязкость, F – площадь поперечного сечения. Согласно этому закону проницаемость является константой пропорциональности (k), характеризующей пористую среду, причем в идеальном случае она не зависит от типа фильтруемой жидкости. Константу пропорциональности, или коэффициент пропорциональности, k называют коэффициентом проницаемости k _{пр ,}

.

Единица проницаемости называется дарси - проницаемость пористой системы, при которой через поперечное сечение образца площадью 1см² и длинной 1см при перепаде давления в 0.1МПа за 1с  проходит 1см³ жидкости вязкостью 1сПз (сантипуазу). Обычно проницаемость выражают в более мелких единицах – миллидарси (мД), равных 0.001 Д.

Между пористостью и проницаемостью существует довольно сложная зависимость, однако проницаемость породы определяется не только объемом пустотного пространства, но и формой, размерами пор и трещин, характером их соединения между собой. Этим можно объяснить тот факт, что не всегда значительная пористость обеспечивает высокую проницаемость породы. Например, глины нередко имеют пористость не меньшую, а даже большую (до 50-60%), чем крупнозернистые пески (до 30%), а оказываются практическими непроницаемыми. Обусловлено это тем, что размеры пор у глины настолько малы, что большая часть влаги находится в них в капиллярном состоянии, т.е. не способна свободно перемещаться по пласту.

Все горные породы в той или иной степени способны пропускать через себя жидкость или газ, однако степень проницаемости их различна. По этому показателю горные породы подразделяются на три группы. К первой группе относятся проницаемые породы, через которые жидкость или газ наиболее легко фильтруются. Это – пески, гравий, галечники, трещиноватые разности других пород. Ко второй группе принадлежат полупроницаемые породы – супеси, лёсс, неразложившийся торф и др. К третьей группе относятся непроницаемые породы – глины, глинистые сланцы, аргиллиты, сцементированные осадочные породы, а также породы, находящиеся в зоне многолетней мерзлоты. Породы первой и второй групп слагают водоносные пласты, а породы третьей группы образуют пласты-водоупоры.

Абсолютной, или физической, называется проницаемость, при условии, что в пласте присутствует только один флюид, полностью насыщающий пустотное пространство пород.

Эффективной называется проницаемость пористой среды для данного газа или жидкости при одновременном присутствии в порах другой фазы – жидкой или газовой. Эффективная проницаемость является не только функцией характера пористой среды, но и функцией насыщения этой среды различными фазами флюидов. Если часть порового пространства занята другой фазой, то сопротивление течению подвижной фазы усиливается, т.е. проницаемость уменьшается для этой жидкости.

Отношение эффективной для данного флюида проницаемости к абсолютной называется относительной проницаемостью.

Проницаемость пород пласта определяется по образцам, отобранным из пласта, а также при исследовании скважин. Образцы горных пород, изучаемые на проницаемость, обычно имеют цилиндрическую форму размерами в диаметре 2-3см, по длине 2.5-3см. При изучении карбонатных и других трещиноватых пород используют образцы кубической формы максимального размера, чтобы оценить общий характер порового пространства.

Определение проницаемости пород является важной проблемой, т.к. оно открывает дополнительные пути для изучения структуры порового пространства, выявления каверн, трещин и их ориентировки, а также оценки направления максимальной проницаемости.

 

Влагоемкость и водоотдача.

 

От пористости горной породы зависит ее влагоемкость – свойство заключать в своих пустотах (порах, кавернах, трещинах, капиллярах) то или иное количество воды. Различают влагоемкость полную и максимальную молекулярную. Под полной влагоемкостью обычно понимают количество воды, заполняющей все пустоты горной породы и включающей все виды содержащихся в породе вод. Максимальная молекулярная влагоемкость – это количество воды, удерживаемое в горной породе силами молекулярного сцепления после удаления гравитационной воды. Обычно эта влагоемкость тем меньше, чем больше водопроницаемость пород. Максимальная молекулярная влагоемкость выражается в процентах от полной влагоемкости. Разность между полной и максимальной молекулярной влагоемкостью называется водоотдачей породы. Таким образом, водоотдачей горных пород называется способность их отдавать воду при свободном стоке ее под влиянием силы тяжести.

Водоотдача обычно определяется коэффициентом, который выражается в процентах от полной влагоемкости пород. Водоотдача 1м³ горной породы получила название удельной водоотдачи.

 

Остаточная водонасыщенность.

 

В породах-коллекторах, содержащих нефть и газ, обычно находится остаточная вода, которая не извлекается из пористой среды при движении в ней этих флюидов. Остаточная вода удерживается в такой среде поверхностно-молекулярными и капиллярными силами.

Образование остаточной воды связано с тем, что осадочные породы, которые являются коллекторами нефти и газа, накапливаются в основном в водных бассейнах, благодаря чему пустотное пространство их заполнено водой. Большая часть воды, оказывающаяся в поровых пространствах свежевыпавших осадков, отжимается и возвращается в гидросферу еще на ранних стадиях диагенеза, но заметное ее количество сохраняется в породах даже при больших нагрузках вышележащих слоев. Одним из важнейших свойств воды, имеющих первостепенное значение для геологических процессов, является ее способность проникать через толщу пород. Повышение температуры и давления сопровождается разрывом водородных связей молекул воды и увеличением ее проникающих свойств. Водородные связи воды обеспечивают необычайную силу ее сцепления, проявляющуюся в высоком поверхностном натяжении, а также необыкновенной способности воды смачивать различные вещества.

При дальнейшем погружении пород, которое сопровождается постепенным повышением температуры среды, поровые воды могут сильно изменить свою структуру, а соответственно и вязкость, поэтому они приобретают способность к циркуляции через толщи, ранее служивших для них водоупором. Поток таких вод очевидно потечет в сторону ослабления давления, где произойдет разгрузка и перемещение в более высокие горизонты земной коры, вплоть до дневной поверхности. Таким образом, за длительный период формирования осадочных толщ пространство между зернами, кристаллами, обломками полностью заполнится водой, связь которой с твердыми частицами пород будет различной. В дальнейшем в процессе образования нефтяных и газовых залежей происходит вытеснение воды из пористых сред вновь пришедшим флюидом. Процесс формирования месторождений связан с взаимодействием гравитационных и капиллярных сил, которые в сочетании с изменчивость литологического состава и коллекторских свойств пород обусловливают неравномерное нефтегазонасыщение резервуара ловушки, образование водоносных пропластков и сохранение связанной воды в пластах-коллекторах. Процесс вытеснения воды из пористых сред нефтью или газом происходит под давлением, но несмотря на это часть ее сохраняется, будучи удержана силами молекулярного взаимодействия. Количество и характер распределения остаточной воды различны и зависят от сложности строения пористой среды, величины удельной поверхности, а также от поверхностных свойств пород. Эту сохранившуюся часть воды геологи называют остаточной, погребенной, связанной, иногда реликтовой.

Содержание остаточной воды в глинистых песчаниках и алевролитах, а также в тонкопористых карбонатных породах может меняться от нескольких до 70 и более процентов в зависимости от объема пор пород, составляя обычно в песчано-алевролитовых коллекторах нефти 20-30%.

Остаточная вода в нефтяных и газовых коллекторах имеет большое практическое значение для установления газонасыщенности и нефтеотдачи.

Определение остаточной водонасыщенности проводят различными методами: прямыми и косвенными.

На маршруте.

 

В нами исследуемых местах имелось большое количество доломитов, известняков а также песков нижнемелового возраста. При доломитизации происходит уменьшение объема занятого доломитом, по отношению к объёму, занятому кальцитом на 12,2%; на эту величину и должен теоретически возрастать объем пустотного пространства. Доломиты Домодедовского карьера подольского горизонта служат относительным водоупором,а известняки мячковского горизонта коллектором. Ввиду такой особенности и наличия источника питания здесь образуются небольшие озера. На маршруте №3 имеется большое количество источников подземных вод (D ≈ 1.5 л/с). Все они связаны с пластами песков нижнемелового возраста аптского яруса, которые являются хорошими коллекторами. Экранирующим горизонтом (водоупором) являются верхнеюрские глины, которые были встречены также и в Домодедовском карьере, что говорит об одной истории геологического развития.

На современном этапе проблема изучения коллекторов является первоочередной, так как существует необходимость разработки труднодоступных месторождений и повышения отдачи пластов, в связи с истощением разведанных запасов углеводородов.

Таким образом, коллектор является одним из важнейших объектов изучения для геологов-нефтяников как вместитель флюида.

 

 Геологическая деятельность ледников.

Лёд образуется повсюду, где замерзает вода,- в озёрах, морях, реках, в грунте или в атмосфере. Мы привыкли видеть его в форме снега, который состоит из ажурных гексагональных кристаллов, очень изящных и красивых, но лёд встречается в различных других формах, например в виде кристаллов инея и игольчатых, ветвистых и похожих на перья масс, что оседают на оконных стёклах. В водоёмах лёд образует либо неправильные сростки крупных столбчатых (игольчатых) кристаллов, либо твёрдые массы, состоящие из вытянутых гексагональных кристаллов, длинные оси которые перпендикулярны поверхности воды.

Образование ледников – это один из процессов сглаживания (градации) рельефа. Он может прерывать другие процессы такого рода, например речную эрозию, и накладывать на них отпечаток своей эрозийной и аккумулятивной деятельности.

Всего 10000 лет назад, в Плейстоценовую эпоху, ледники покрывали огромные пространства материков. Хотя с тех пор ледники отступили, они в значительной степени повлияли на рельеф. В горных районах и в высоких широтах северного и южного полушарий ледники и сейчас продолжают изменять ландшафт.

Живописный ледниковый рельеф обычно заставляет нас забывать о том, что формирование льда в любом месте способствует процессам выравнивания, сглаживания рельефа. Важно, прежде всего, то, что вода, затвердевая и превращаясь в лёд, не сжимается, как большинство веществ, а наоборот, расширяется. Благодаря тому расширению лёд играет большую роль в физическом выветривании и в изменении поверхности суши.

Лёд-самая распространенная порода на суше, льда на континенте в 32 раза больше, чем воды.

ЛЕДНИКИ, скопления льда, которые медленно движутся по земной поверхности – естественные тела, которые сложены кристаллическим льдом, образовавшимся путём накопления твёрдых атмосферных осадков и имеющие большие размеры и мощность. В некоторых случаях движение льда прекращается, и образуется мёртвый лед. Ледники сейчас покрывают территорию около 11%, в Четвертичное время – около 21%.

На протяжении истории Земли наблюдалось несколько оледенений: Дорифейское, Палеозойское, Четвертичное. В Четвертичное время на территории и, в частности, России происходило 4 оледенения: Окское, Днепропетровское, Московское, Валдайское.

Геологическая деятельность ленников заключается в следующем:

1.Разрушение горных пород.

2.Перенос обломков.

3.Аккумуляция (накопление) обломков горных пород.

Выделяют четыре основных типа ледников: материковые ледниковые покровы, ледниковые шапки, долинные ледники (альпийские) и предгорные ледники (ледники подножий).

Наиболее известны покровные ледники, которые могут целиком перекрывать плато и горные хребты. Крупнейшим является Антарктический ледниковый покров площадью более 13 млн. км2, занимающий почти весь материк. Другой покровный ледник находится в Гренландии, где он перекрывает даже горы и плато. Общая площадь этого острова 2,23 млн. км2, из них около 1,68 млн. км2 покрыто льдом. В этой оценке учтена площадь не только самого ледникового покрова, но и многочисленных выводных ледников.

Термин «ледниковая шапка» иногда употребляется для обозначения небольшого покровного ледника, но правильнее так называть относительно небольшую массу льда, покрывающую высокое плато или горный хребет, от которого в разных направлениях отходят долинные ледники.

Долинные, или альпийские, ледники начинаются от покровных ледников, ледниковых шапок и фирновых полей. Подавляющее большинство современных долинных ледников берет начало в фирновых бассейнах и занимает троговые долины, в формировании которых могла принимать участие и доледниковая эрозия. В определенных климатических условиях долинные ледники широко распространены во многих горных районах земного шара: в Андах, Альпах, на Аляске, в Скалистых и Скандинавских горах, Гималаях и других горах Центральной Азии, в Новой Зеландии. Даже в Африке – в Уганде и Танзании – имеется ряд таких ледников. У многих долинных ледников есть ледники-притоки.

Другие разновидности горных ледников – каровые и висячие – в большинстве случаев представляют собой реликты более обширного оледенения. Они встречаются главным образом в верховьях трогов, но иногда расположены прямо на склонах гор и не связаны с нижележащими долинами, причем размеры многих чуть больше питающих их снежников.

Предгорные ледники располагаются у подножий крутых горных склонов в широких долинах или на равнинах. Такой ледник может образоваться из-за распластывания долинного ледника, но чаще – в результате слияния у подножья горы двух или нескольких спускающихся по долинам ледников.

  Характеристики современных ледников. Ледники очень сильно различаются по размерам и форме. Площадь ледниковых шапок колеблется от нескольких до многих тысяч квадратных километров. Площади ледников подножий колеблются от 1–2 км2 до 4,4 тыс. км2 (ледник Маласпина, спускающийся в залив Якутат на Аляске). Считают, что ледники покрывают 10% всей площади суши Земли, но, вероятно, эта цифра слишком занижена.

Самая большая мощность ледников – 4330 м – установлена близ станции Берд (Антарктида). В центральной Гренландии толщина льда достигает 3200 м. Судя по сопряженному рельефу, можно предположить, что толщина некоторых ледниковых шапок и долинных ледников намного более 300 м, а у других измеряется всего десятками метров.

Скорость движения ледников обычно очень мала – примерно несколько метров в год, но и здесь также имеются значительные колебания. После ряда лет с обильными снегопадами в 1937 конец ледника Блэк-Рапидс на Аляске в течение 150 дней двигался со скоростью 32 м в сутки. Однако столь быстрое движение не характерно для ледников. Напротив, ледник Таку на Аляске на протяжении 52 лет продвигался со средней скоростью 106 м/год. Многие небольшие каровые и висячие ледники движутся еще медленнее.

Лед в теле долинного ледника движется неравномерно – быстрее всего на поверхности и в осевой части и гораздо медленнее по бокам и у ложа, по-видимому, из-за увеличения трения и большой насыщенности обломочным материалом в придонных и прибортовых частях ледника.

Все крупные ледники испещрены многочисленными трещинами, в том числе открытыми. Их размеры зависят от параметров самого ледника. Встречаются трещины глубиной до 60 м и длиной в десятки метров. Они могут быть как продольными, т.е. параллельными направлению движения, так и поперечными, идущими вкрест этому направлению. Поперечные трещины гораздо более многочисленны. Реже встречаются радиальные трещины, обнаруженные в распластывающихся предгорных ледниках, и краевые трещины, приуроченные к концам долинных ледников. Продольные, радиальные и краевые трещины, по-видимому, образовались вследствие напряжений, возникающих в результате трения или растекания льда. Поперечные трещины – вероятно, результат движения льда по неровному ложу. Особый тип трещин – бергшрунд – типичен для каров, приуроченных к верховьям долинных ледников. Это крупные трещины, возникающие при выходе ледника из фирнового бассейна.

Если ледники спускаются в крупные озера или моря, по трещинам происходит отёл айсбергов. Трещины также способствуют таянию и испарению ледникового льда и играют важную роль в формировании камов, котловин и других форм рельефа в краевых зонах крупных ледников.

Лед покровных ледников и ледниковых шапок обычно чистый, крупнокристаллический, голубого цвета. Это справедливо также для крупных долинных ледников, за исключением их концов, обычно содержащих слои, насыщенные обломками пород и чередующиеся с пластами чистого льда. Такая стратификация связана с тем, что зимой, поверх накопившихся летом пыли и обломков, свалившихся на лед с бортов долины, ложится снег.

На бортах многих долинных ледников встречаются боковые морены – вытянутые гряды неправильной формы, сложенные песком, гравием и валунами. Под воздействием эрозионных процессов и склонового смыва летом и лавин зимой на ледник с крутых бортов долины поступает большое количество разного обломочного материала, и из этих камней и мелкозема формируется морена. На крупных долинных ледниках, принимающих ледники-притоки, образуется срединная морена, движущаяся близ осевой части ледника.

Эти вытянутые узкие гряды, сложенные обломочным материалом, раньше были боковыми моренами ледников-притоков.

Зимой поверхность ледников относительно ровная, так как снег нивелирует все неровности, но летом они существенно разнообразят рельеф. Кроме описанных выше трещин и морен, долинные ледники часто бывают глубоко расчленены потоками талых ледниковых вод. Сильные ветры, несущие ледяные кристаллы, разрушают и бороздят поверхность ледяных шапок и покровных ледников. Если крупные валуны защищают нижележащий лед от таяния, в то время как вокруг лед уже растаял, образуются ледяные грибы (или пьедесталы). Такие формы, увенчанные крупными глыбами и камнями, иногда достигают в высоту нескольких метров.

Предгорные ледники отличаются неровным и своеобразным характером поверхности. Их притоки могут откладывать беспорядочную смесь из боковых, срединных и конечных морен, среди которых встречаются глыбы мертвого льда. В местах вытаивания крупных ледяных глыб возникают глубокие западины неправильной формы, многие из которых заняты озерами.

В обнажениях по краям ледников часто видны крупные зоны скалывания, где одни блоки льда надвинуты на другие. Эти зоны представляют собой надвиги, причем различают несколько способов их образования. Во-первых, если один из участков придонного слоя ледника перенасыщен обломочным материалом, то его движение прекращается, а вновь поступающий лед надвигается на него. Во-вторых, верхние и внутренние слои долинного ледника надвигаются на придонные и боковые, поскольку движутся быстрее. Помимо того, при слиянии двух ледников один может двигаться быстрее другого, и тогда тоже происходит надвиг.

У концов или краев многих ледников часто наблюдаются туннели, прорезанные подледниковыми и внутриледниковыми потоками талых вод (иногда с участием дождевых вод), которые устремляются по туннелям в сезон абляции. Когда уровень воды спадает, туннели становятся доступными для исследований и предоставляют уникальную возможность для изучения внутреннего строения ледников.

Образование ледников. Ледники существуют всюду, где темпы аккумуляции снега значительно превышают темпы абляции (таяния и испарения). Ключ к пониманию механизма формирования ледников дает изучение высокогорных снежников. Свежевыпавший снег состоит из тонких таблитчатых гексагональных кристаллов, многие из которых имеют изящную кружевную или решетчатую форму. Пушистые снежинки, которые падают на многолетние снежники, в результате таяния и вторичного замерзания превращаются в зернистые кристаллы ледяной породы, называемой фирном. Эти зерна в диаметре могут достигать 3 мм и более. Слой фирна имеет сходство со смерзшимся гравием. Со временем по мере накопления снега и фирна нижние слои последнего уплотняются и трансформируются в твердый кристаллический лед. Постепенно мощность льда увеличивается до тех пор, пока лед не приходит в движение и не образуется ледник.

Скорость такого преобразования снега в ледник зависит главным образом от того, насколько темпы аккумуляции снега превышают темпы его абляции.

Движение ледников, наблюдаемое в природе, заметно отличается от течения жидких или вязких веществ (например, смолы). В действительности это скорее похоже на текучесть металлов или горных пород по многочисленным крохотным плоскостям скольжения вдоль плоскостей кристаллической решетки или по спайности (плоскостям кливажа), параллельной основанию гексагональных кристаллов льда. Причины движения ледников до конца не установлены. На этот счет было выдвинуто много теорий, но ни одна из них не принята гляциологами как единственно верная, и, вероятно, существует несколько взаимосвязанных причин. Сила тяжести является важным фактором, но отнюдь не единственным. В противном случае ледники быстрее двигались бы зимой, когда они несут дополнительную нагрузку в виде снега. Однако на самом деле они быстрее движутся летом. Таяние и повторное замерзание кристаллов льда в леднике, возможно, тоже способствуют движению благодаря силам расширения, возникающим в результате этих процессов. Талые воды, попадая глубоко в трещины и замерзая там, расширяются, что может ускорить движение ледника летом. Кроме того, талые воды у ложа и бортов ледника уменьшают трение и таким образом способствуют движению.

Независимо от причин, приводящих ледники в движение, его характер и результаты имеют некоторые интересные последствия. Во многих моренах встречаются хорошо отполированные только с одной стороны ледниковые валуны, причем на полированной поверхности иногда видна глубокая штриховка, ориентированная только в одном направлении. Все это свидетельствует о том, что, когда ледник двигался по скальному ложу, валуны были крепко зажаты в одном положении. Случается, что валуны переносятся ледниками вверх по склону.

Таяние и отступание ледников. Мощность ледников увеличивается благодаря аккумуляции снега и сокращается под влиянием нескольких процессов, которые гляциологи объединяют общим термином «абляция». Сюда входят таяние, испарение, возгонка (сублимация) и дефляция (ветровая эрозия) льда, а также отёл айсбергов. И аккумуляция, и абляция требуют весьма определенных климатических условий. Обильные снегопады зимой и холодное облачное лето способствуют разрастанию ледников, тогда как малоснежная зима и теплое лето с обилием солнечных дней производят противоположный эффект.

Если не считать отёл айсбергов, таяние – наиболее существенный компонент абляции. Отступание конца ледника происходит как в результате его таяния, так и, что более важно, общего уменьшения мощности льда. Таяние прибортовых частей долинных ледников под влиянием прямой солнечной радиации и тепла, излучаемого бортами долины, тоже вносит значительный вклад в деградацию ледника. Как это ни парадоксально, но и во время отступания ледники продолжают двигаться вперед. Так, ледник за год может продвинуться на 30 м и отступить на 60 м. В итоге длина ледника уменьшается, хотя он продолжает двигаться вперед. Аккумуляция и абляция почти никогда не находятся в полном равновесии, поэтому постоянно происходят колебания размеров ледников.

Отёл айсбергов – особый тип абляции. Летом можно наблюдать мелкие айсберги, мирно плавающие по горным озерам, расположенным у концов долинных ледников, и огромные айсберги, отколовшиеся от ледников Гренландии, Шпицбергена, Аляски и Антарктиды, – это зрелище внушает благоговейный страх. Под действием подъемной силы воды при наличии крупных трещин обламываются и уплывают огромные глыбы льда, не менее чем на две трети погруженные в воду.

Плейстоценовый ледниковый период. Плейстоценовая эпоха четвертичного периода кайнозойской эры началась примерно 1 млн. лет назад. В начале этой эпохи начали разрастаться крупные ледники на Лабрадоре и в Квебеке (Лаврентийский ледниковый покров), в Гренландии, на Британских о-вах, в Скандинавии, Сибири, Патагонии и Антарктиде. По мнению некоторых гляциологов, большой центр оледенения находился также к западу от Гудзонова залива. Третий очаг оледенения, называемый Кордильерским, располагался в центре Британской Колумбии. Исландия была полностью перекрыта льдом. Альпы, Кавказ и горы Новой Зеландии тоже являлись важными центрами оледенения. Многочисленные долинные ледники формировались в горах Аляски, Каскадных горах (штаты Вашингтон и Орегон), в Сьерра-Неваде (штат Калифорния) и в Скалистых горах Канады и США. Аналогичное горно-долинное оледенение распространялось в Андах и в высоких горах Центральной Азии. Покровный ледник, который начал формироваться на Лабрадоре, продвинулся затем на юг вплоть до штата Нью-Джерси – более чем на 2400 км от места своего зарождения, полностью перекрыв горы Новой Англии и штат Нью-Йорк. Разрастание ледников происходило также в Европе и Сибири, однако Британские острова никогда полностью не покрывались льдом. Неизвестна продолжительность первого плейстоценового оледенения. Вероятно, она составляла, по крайней мере, 50 тысяч лет, а может быть, и вдвое больше. Затем наступил длительный период, во время которого бóльшая часть покрывавшейся ледниками суши освободилась ото льдов.

Последствия плейстоценового оледенения. Плейстоценовый лёд образовался за счёт океанической воды, и поэтому во время максимального развития оледенения происходило и наибольшее понижение уровня Мирового океана. Величина этого понижения – вопрос спорный, однако геологи и океанологи единодушно признают, что уровень Мирового океана понижался более чем на 90 м. Это доказывается распространением абразионных террас во многих областях и положением днищ лагун и отмелей коралловых рифов Тихого океана на глубинах около 90 метров.

Колебания уровня Мирового океана оказывали влияние на развитие впадающих в него рек. В обычных условиях реки не могут углублять свои долины намного ниже уровня моря, но при его понижении происходит удлинение и углубление речных долин.

ЛЕДНИКОВЫЙ РЕЛЬЕФ.

Экзараци