Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2022, T. 503, № 1, стр. 36-40

Газовые гидраты содержат значительные объ-емы природного газа, прежде всего – метана, количество которого, по самым скромным оценкам, втрое превышает мировые запасы углеводородов [1]. Одновременно с этим естественные процессы разложения газогидратов в связи с глобальными изменениями природной среды и климата, а также по причине антропогенной активности могут в совокупности привести к развитию негативных геоэкологических сценариев [2]. Результатами натурных наблюдений с использованием глубоководных аппаратов и последующего анализа проб воды вблизи подводных грязевых вулканов было подтверждено присутствие в осадках газовых гидратов или их признаков. Так, в работах [3, 4] представлены данные об известных и предполагаемых подводных грязевых вулканах и приуроченных к ним скоплениях газовых гидратов. При этом площадь связанной с подводным грязевым вулканом области разгрузки глубинных флюидов может занимать до нескольких десятков квадратных километров дна акватории, а скорость разгрузки (высачивания) по различным оценкам может достигать первых метров в год. Естественно предположить, что скорость разгрузки определяется условиями фильтрации газонасыщенного флюида непосредственно над питающим резервуаром грязевого вулкана. При достаточно низких температурах подобный характер фильтрации создает предпосылки для гидратонакопления в интервалах термобарической стабильности газовых гидратов в слоистом морском дне. В этой связи особый интерес представляет исследование скоплений газовых гидратов, приуроченных к областям развития глубоководного грязевого вулканизма.

Поскольку непосредственные измерения на глубокой воде технически затруднительны, то естественной альтернативой, позволяющей получать обоснованные оценки гидратонасыщенности морского дна и теоретически изучать процессы аккумуляции газовых гидратов, представляются построение математических моделей аккумуляции газовых гидратов и численное моделировние с использованием имеющихся геолого-геофизических данных. Ранее для исследования процесса накопления газовых гидратов в глубоководных осадочных бассейнах проводилось численное моделирование процессов эволюции гидратонасыщенности дна в зависимости от фильтрационных свойств осадков [5].

Нами были предложены модели, основанные на математическом моделировании процессов фильтрации газонасыщенного флюида и аккумуляции газовых гидратов при условии их термобарической стабильности в слоистых структурах морского дна, осложненных сосредоточенным проявлением грязевого вулканизма [6, 7]. Результаты численных оценок скорости фильтрации газонасыщенного флюида согласованы известными данными [3, 4], однако моделирование позволило также оценить скорость аккумуляции газовых гидратов в предположении постоянства флюидодинамических свойств осадочных слоев в зоне фильтрации газонасыщенного флюида. Слоистость морского дна над зоной сосредоточенной флюидной активности оказывает влияние на процессы грязевулканической деятельности, в свою очередь определяющие формирование и развитие скоплений газовых гидратов, приуроченных к глубоководным грязевым вулканам. Поэтому для корректной оценки гидратонасыщенности морского дна и изменений данного параметра во времени необходимо учитывать особенности глубинного строения слоисто-неоднородной геофизической среды.

Влияние слоистости осадков на процессы накопления газовых гидратов в морском дне в ходе седиментации и уплотнения осадочных масс исследовалось ранее. Было показано, что слоистость донных структур оказывает влияние на условия фильтрации газонасыщенных флюидов и, следовательно, на процесс аккумуляции газовых гидратов, ассоциированных с глубоководными грязевыми вулканами [8–10].

Рассмотрим результаты математического моделирования эволюции поддонных газогидратных скоплений в районах глубоководного грязевого вулканизма с учетом и анализом влияния непостоянства флюидодинамических свойств геофизической среды в зависимости от глубины в слое осадков над грязевулканическим резервуаром.

Предполагается, что накопление газовых гидратов происходит согласно фильтрационному механизму, т.е. при условии их термобарической стабильности за счет фильтрации глубинных газонасыщенных флюидов. Разработанная математическая модель описывает процесс фильтрации данного флюида из грязевулканического резервуара через слой осадков с последующим осаждением газовых гидратов в зоне их термобарической стабильности под поверхностью морского дна. Подобный механизм фильтрации может существовать в интервалах времени между извержениями грязевого вулкана.

Математическая модель состоит из системы дифференциальных уравнений в частных производных, описывающех процесс фильтрации порового флюида, содержащего растворенный газ, упругой реакции пористой среды на давление порового флюида, и сохранения флюида, газа и газовых гидратов при известных начальных и граничных условиях, а также известных свойствах осадков:

Использованы следующие обозначения: m – пористость; ρ_f – плотность флюида; ρ_h – плотность гидрата; k – проницаемость осадков, являющаяся функцией пористости, k = k₀m³; m – вязкость флюида;  f – температура; C – теплоемкость; g – ускорение силы тяжести; K – коэффициент сжимаемости пористой среды; h – гидратонасыщенность; t – время; z – пространственная координата; v – скорость флюида; c_eq– концентрация газа в насыщающем флюиде в условиях присутствия гидрата газа [11]; c_h – концентрация газа в гидрате; p_f – давление флюида.

Для локализации зоны стабильности гидратов в зависимости от давления и температуры использовались известные зависимости [11, 12]. Система решалась численно с помощью авторского программного обеспечения, использующего явную условно сходящуюся разностную схему. Для начальных и граничных условий выбраны соответствующие реализации процесса фильтрации газонасыщенного порового флюида и пределов термобарической стабильности при осаждении газового гидрата в морском дне.

Результаты модельных расчетов гидратонасыщенности через 12 и 30 лет после начала фильтрации газонасыщенного флюида над грязевулканическим резервуаром для различных сценариев изменения проницамости среды дна представлены далее на рисунках, пояснения даны в подрисуночных подписях.

Сравнение результатов вычислений гидратонасыщенности показывает роль флюидодинамических свойств среды морского дна в области реализации процесса аккумуляции газовых гидратов. Так, из рис. 1 следует, что слой с постоянной проницаемостью 10^–12 м² через 12 лет обнаруживает гидратонасыщенность почти такую же, как и слой со скачком проницаемости от 10^–13 до 10^–12 м², расположенный в 175 м над грязевулканическим резервуаром через 30 лет фильтрации и гидратонакопления. Если же проницаемость по разрезу постоянна (10^–13 м²), то гидратонасыщенность лишь через 30 лет сравняется с аналогичным показателем для слоя со скачком проницаемости от 10^–13 до 10^–12 м², лежащим в 175 м над резервуаром не протяжении 12 лет.

Рис. 1.

Эволюция гидратонасыщенности для плавного скачка значения проницаемости среды от 10^–13 до 10^–12 м² на высоте 175 м над питающим слоем (расположенным на глубине L = 1000 м) и постоянной по разрезу проницаемостии слоя осадков над ним; остальные параметры: m₀ = 0.3, μ = 2.6 × 10^–3 Па с, ρ_f  = 1.0 × 10³ кг м^–3, ρ_s = 2.65 × 10³ кг м^–3, K = 10¹⁰, c_h  =  0.12, фоновый градиент температуры равен 0.05 м^–1, градиент концентрации метана в поровом флюиде в присутствии гидрата равен 5 × 10^–3 моль К^–1 (для внешнего давления 12 МПа, глубина моря около 1200 м). Сплошные линии (индекс “1”) – через 12 лет от начала фильтрации, пунктирные (индекс “2”) – через 30 лет. Тонкие линии (индекс “а”) – 1 слой с постоянной проницаемостью k₀ = 10^–13 м², средние линии (индекс “б”) – скачок проницаемости от k₀ = 10^–13 до k₀ = 10^–12 м² и жирные линии (индекс “в”) – 1 слой с постоянной проницаемостью k₀ = 10^–12 м².

Представленные на рис. 2 результаты модельных расчетов показывают, что процес аккумуляции газовых гидратов в случае постоянной проницаемости 10^–12 м² через 12 лет приводит к намного большей гидратонасыщенности дна, чем будет через 30 лет в случае скачка проницаемости от 10^–13 до 10^–12 м² на уровне 375 м от глубинного резервуара.

Рис. 2.

Гидратонасыщенность при скачке проницаемости на 375 м над зоной питания, значением коэффициента проницаемости среды от 10^–13 до 10^–12 м² и постоянной по разрезу проницаемости, остальные параметры – см. подпись к рис. 1. Сплошные линии (индекс “1”) – через 12 лет от начала фильтрации, пунктирные (индекс “2”) – через 30 лет. Тонкие линии (индекс “а”) – 1 слой с постоянной проницаемостью k₀ = 10^–13 м², средние линии (индекс “б”) – скачок проницаемости от k₀ = 10^–13 до k₀ = 10^–12 м² и жирные линии (индекс “в”) – 1 слой с постоянной проницаемостью k₀ = 10^–12 м².

Рисунок 3 демонстрирует результаты моделирования для возможных вариантов более низкой проницаемости k₀ = 10^–14 м² при скачке проницаемости на 175 м над грязевулканическим очагом. Сравнение рис. 1 и рис. 3 показывает, что гидратонасыщенность уменьшается почти на порядок при соответствующем снижении проницаемости морского дна. Уменьшение глубины слоя, в котором происходит изменение проницаемости с меньшей на большую, приводит и к уменьшению результирующей гидратонасыщенности слоя за то же время (см. рис. 3, 4).

Рис 3.

Гидратонасыщенность при скачке проницаемости на 175 м над зоной питания, значением коэффициента проницаемости среды от 10^–14 до 10^–13 м² и постоянной по разрезу проницаемости, остальные параметры – см. подпись к рис. 1. Сплошные линии (индекс “1”) – через 12 лет от начала фильтрации, пунктирные (индекс “2”) – через 30 лет. Тонкие линии (индекс “а”) – 1 слой с постоянной проницаемостью k₀ = 10^–14 м², средние линии (индекс “б”) – скачок проницаемости от k₀ = 10^–14 до k₀ = 10^–13 м² и жирные линии (индекс “в”) – 1 слой с постоянной проницаемостью k₀ = 10^–13 м².

Рис. 4.

Гидратонасыщенность при скачке проницаемости на 375 м над зоной питания, значения коэффициента проницаемости среды от 10^–14 до 10^–13 м² и постоянной по разрезу проницаемости, остальные параметры – см. подпись к рис. 1. Сплошные линии (индекс “1”) – через 12 лет от начала фильтрации, пунктирные (индекс “2”) – через 30 лет. Тонкие линии (индекс “а”) – 1 слой с постоянной проницаемостью k₀ = 10^–14 м², средние линии (индекс “б”) – скачок проницаемости от k₀ = 10^–14 до k₀ = 10^–13 м² и жирные линии (индекс “в”) – 1 слой с постоянной проницаемостью k₀ = 10^–13 м².

Таким образом, результаты моделирования для различных возможных значений проницаемости слоя осадков показывают значительную зависимость скорости аккумуляции газовых гидратов от распределения проницаемости по глубине в слоистых структурах морского дна в зоне фильтрации, а также возможность быстрого накопления значительных объемов газовых гидратов по сравнению с осадочными структурами пассивных окраинных бассейнов.

По-видимому, различия в гидратонасыщенности участков морского дна, приуроченных к грязевулканическим структурам, определяются не только глубиной питающего резервуара, давления в нем и временем фильтрационого процесса газонасыщенного флюида, но и сильным влиянием флюидодинамических свойств слоистой среды, особенно их вариацией по глубине.