CC BY
200
М.Д. Хуторской, Л.В. Подгорных, Ю Г. Леонов, А.Д. Павленкин, Б.Г. Поляк Термотомография: новый метод изучения геотермического поля
М.Д. Хуторской1, Л.В. Подгорных2, Ю.Г. Леонов1, А.Д. Павленкин2, Б.Г. Поляк1
1Геологический институт РАН, 2ВНИИОкеангеопогия МПР РФ, г. Москва
mkhutorskoy@ginras. ги
ТЕРМОТОМОГРАФИЯ: НОВЫЙ МЕТОД ИЗУЧЕНИЯ ГЕОТЕРМИЧЕСКОГО ПОЛЯ
Томографический метод в геофизике развивается в наше время не менее активно, чем в медицине, астрономии или технике. Термин «томография» стал применяться в науках о Земле лишь 25-30 лет назад, хотя элементы этой методики под названием «изучение глубинного строения Земли» используются уже сто лет.
Можно утверждать, что в скором времени томографические модели будут таким же привычным инструментом геолога, каким стали карта и аэро-космоснимки. Преимущество их заключается в построении объемных, трехмерных изображений объектов, в возможности их рассмотреть «со всех сторон» и даже «вывернуть наизнанку». Для томографии не имеет значения, какую структуру или какое поле отображается, и это обусловило появление нескольких видов геофизической томографии: сейсмическая (в различных вариантах обработки сейсмических волн), гравитационная. электромагнитная и т.д. Успехи применения сейсмотомографии (Dziewonski, 1984; Dziewonski and Anderson, 1984; Seismic..., 1993), ярко продемонстрировавшей наличие глубинных неоднородностей, стиму лировали разработку подобного подхода и для других полей (Тараканов, 1997), в которых также можно видеть объемные неоднородные объекты, или как иногда полагают, нелинейные геологические структуры (Пущаровский, 1993; Николаев, 1997).
Мы в этой работе обосновываем и приводим результаты томографического моделирования геотермического поля, т.е. развиваем так называемый метод термотомографии.
Метод заключается в нахождении глубинных температур (7) и плотности теплового потока на различных глубинах в координатах XYZ. Для реальных геологических объектов подразумевается построение распределения Т в зависимости от широты, долготы и глубины. Таким образом, трехмерная термотомографическая модель отличается от температурного разреза тем, что позволяет «заглянуть» за линию профиля, что особенно важно при работе с изо-метричными или мозаичными структурами. С помощью соответствующего программного обеспечения легко можно создать или карты-срезы температур (тепловых потоков) на определенных глубинах, или показать конфигу-
рацию изотермических поверхностей, или построить геотермический профиль по любому сечению.
Практическое значение термотомографической методики заключается в нахождении температурных границ, контролирующих тот или иной процесс генерации или трансформации вещества. Например, для прогнозирования нефтегазоносности с помощью термотомографии оценивается глубина нахождения температу рного интервала катагенеза органического вещества; можно найти глубину температурных интервалов, контролиру ющих метаморфические фации, гидротермальное рудообразование, а также глубину изотермы Кюри в конкретном регионе.
Методика термотомографического моделирования
Для оценки температур на глубинах, не достигнутых бурением, а также глубины характерных температурных границ в литосфере нами была разработана методика 2D- и ЗО-моделирования нестационарного теплового поля. Теплофизическая среда, т.е. конфигурация контрастных теплофизических слоев и значения тепло- и температуропроводностей, задавалась на основе соответствующей оцифровки выделенных по сейсмическим данным структурных комплексов вдоль профилей. При расчете используются значения теплофизических свойств коры, адекватные установленным граничным скоростям. В качестве краевых условий на нижней границе области моделирования могут быть использованы температуры на забое глубоких скважин (краевые условия первого рода) или значения теплового потока, измеренного также в наиболее глубоких скважинах (краевые условия второго рода). На верхней границе области моделирования, как правило, совпадающей с поверхностью Земли (точнее, с уровнем «нейтрального слоя»), обычно задается среднегодовая температура поверхности. На боковых границах задается условие отсу тствия горизонтального оттока тепла, т.е. дТ/дх=0. В случае термотомографического моделирования в океанской литосфере на нижней границе всегда задается краевое условие второго рода.
Вдоль каждого из профилей выполняется расчет глубинных температур с помощью программного пакета «TERMGRAF», разработанного нами (Хуторской, 1996).
Для решения задачи о распределении температур в разрезе используется численный метод конечных элементов с квадратичной аппроксимацией функции Т между узлами прямоугольной сетки. В программе предусматривается сетка 41x41 узел (решается двумерная задача), линейные размеры узла по X и Z можно изменять по требованию оператора. Внутри области моделирования задается конфигурация контрастных сред и их теплофизические свойства: температуропроводность а (м2/с), теплопроводность к (Вт/(м К)) и норми-
Свита\Параметр Граничная сейсмическая скорость, км/с Температуро- проводность а-КГ7, м2/с Теплопро-вод-ность, к, Вт/(мК) Теплогенера-ция (норм.), Fi-1013K/c
Неконсолидированные осадки <3,7 3,0 1,3 -
Консолидированные мезозойско-кайнозойские терри-генные осадки 3,5 1,5 -
Карбонатные палеозойские осадки 4,7 3,8 1,9 1,5
„ Верх.часть Граниты г нижн.часть 6,0 6,5 5.0 5.0 2.5 2.5 5,52 3,5
Базальты, породы коромантийной смеси >6,5 7,0 2,9 -
Коровые ультрабазиты - 8,0 3,0 -
Мантийные ультрабазиты - 10,0 зд -
Табл. 1. Теплофизические параметры, принятые для моделирования геотермического поля в земной коре.
2(17) 2005
I— научно-технический журнал
Георесурсы ШЕЯЖ
М.Д. Хуторской, Л-В. Подгорных, Ю Г. Леонов, А Д. Павленкин, Б.Г. Поляк Термотомография: новый метод изучения геотермического поля
рованная плотность тепловых источников Q/(cp) (К/с). В расчетной части комплекса вдаются линейные размеры области моделирования (Lx и Lz, в км), которые определяют линейные размеры узла (Lx/41 и Lz/41), а также временной интервал дискретизации решения (в млн лет). Временной шаг итерационного процесса автоматически выбирается программой и рассчитывается как т= 10‘7 (Z2/4а), где Z - толщина области моделирования.
В результате численного решения уравнения теплопроводности:
„ д2Т , , <927\ , ч дТ
{ М = СРЖ’ (1)
где к, с, р- соответственно, теплопроводность, теплоемкость и плотность слоев литосферы, A(x,z)~ плотность источников тепла в слое, г- время, мы получаем распределение температур и тепловых потоков q(z) и q(x) для принятой теплофизической среды в конечный момент временного этапа дискретизации. Полученный файл переименовывается в файл начальных Т, и на следующем этапе начинается расчет с конечного момента предыду щего этапа. Возможность дискретизации решения удобна, если есть необходимость изменить теплофизическую среду в связи со структурно-вещественными перестройками геологического разреза, задать распределение новых источников и стоков тепла, а также просмотреть результаты расчета палео-температурного поля. Если в модели требу ется задать теп-ломассоперенос, то его можно имитировать установкой граничных температур и/или адиабатического градиента в интервале глубин, на которые распространяется конвекция.
Для каждого профиля задается краевая температура на верхней границе в соответствии с метеорологическими данными, и тепловой поток - на нижней границе (qip), соответствующий измеренному в ближайших скважинах (рна6л) за вычетом потока, генерируемого в слое земной коры выше нижней границы области моделирования при спонтанном распаде долгоживущих радиоизотопов (q ), т.е
7 ;р 7набп. р
Последний рассчитывается на основании сейсмической информации о мощности слоя (z.) и его составе, а также из общепринятых величин удельной теплогенерации (A(x,z)) для соответствующего типа пород: (q )=A(x,z)'Zl (Смыслов и др., 1979). Точность расчетов оценивается по двум критериям: по совпадению модельного и измеренного в скважинах теплового потока: по совпадению температур на пересечении профилей.
Построение трехмерной региональной геотермической модели производится с помощью пакета «TECPLOT v.7.0» (Amtec Engineering Inc.), который позволяет провести объемную интерполяцию наблюдаемого поля (в нашем случае температуры, теплового потока, а также структурных сейсмотомографических границ) в координатах: ши-рота-долгота-глубина. Для подготовки файлов данных в формате «TECPLOT v.7.0» мы написали специальную программу, которая при задании координат начала и конца профиля, а также интервала разбиения по глубине производит трансформацию текстового файла, содержащего результаты термического моделирования, в формат базы данных «TECPLOT». Программа предусматривает трехмерную интерполяцию по сетке любой конфигурации. В большинстве случаев используется неравномерная сетка, «привязанная» к простиранию сейсмических профилей, вдоль которых выполнялись двумерные расчеты глубинных темпе-
ратур. Таким образом, уравнение (1) дополняется третьей
„ ( к д2Т)
недостающей производной з. % и «превращается» в трехмерное уравнение теплопроводности. Результаты расчета температурного поля с помощью интерполяционного приближения будут отличаться от результатов, получаемых с помощью решения прямой задачи для трехмерной среды, толью на величину' искажений, обусловленных пертурбацией теплового потока вдоль оси Y. Многолетний опыт дву хмерного термического моделирования показывает, что эта величина ничтожно мала. Например, для типичного осадочного бассейна тепловой поток вдоль Y составляет не более 0,04 мВт/м2, т.е. на три порядка ниже фоновой величины глубинного теплового потока. Следовательно, полу чение трехмерного распределения температур с помощью объемной интерполяции практически адекватно решению прямой задачи для объемного теплового поля.
В этой статье приведены результаты термотомографического моделирования по двум крупнейшим нефтегазоносным провинциям Северной Евразии: Западно-Арктическому шельфовому бассейну и Прикаспийской впадине.
Термотомография Арктического бассейна
Геолого-экономическое значение акваторий Арктических морей определяется существующими большими нефтегазовыми ресурсами шельфовых осадочных бассейнов и будет возрастать по мере освоения уже открытых и выявления новых месторождений. В условиях ограниченности инвестиционных ресурсов для проведения дорогостоящих геолого-геофизических исследований на шельфе практическое значение приобретают относительно недорогие методы косвенной оценки перспектив нефтегазоносное™ на базе уже имеющихся геолого-геофизических данных.
Термотомографическое отображение земной юры на основе трехмерного геотермического моделирования - один из таких методов. Построение объемных моделей распределения температур и тепловых потоков позволяет получить карты-срезы геотермического поля на любой глубине и таким образом определить уровень, на котором существу ют условия для катагенетичесюго преобра зования углеводородов, т.е. позволяют в первом приближении прогнозировать глубину и локали зацию размещения месторождений.
Геотермические исследования на шельфе Евразийского бассейна Арктики начались в 70-е годы с и змерений погружными зондами ПТГ-ЗМ в Баренцевом море (Методические 1983). Однако эта измерения были сделаны на шельфе при глубинах моря до 300 м и глубине внедрения одноканального зонда в осадки максимально на два метра. Полученные ре зультаты показали ожидаемое очень мощное влияние экзогенных термических полей на глубинный тепловой поток из-за сезонных периодических колебаний температуры дна моря за счет инсоляции, а также придонных течений с большим дебитом, приносящих массы воды с контрастной относительно фоновой Т. Особенно это заметно в южной части моря, где проявляется влияние Нордкапского теплого течения. В связи с этим, зондовые измерения не позволяли получить кондиционные оценки фонового глубинного теплового потока, т.к. диапазон и змеренных значений был очень велик - от 0 до более 500 мВт/м2, и неадекватно отражал распределение глубинных термических источников
Начавшаяся в 80-е годы интенсивная разведка нефтегазовых месторождений на шельфе сопровождалась бурением на акватории и на островах глубоких скважин, в которых
• научно-технический журнал
■BZk Георесурсы
2(17) 2005
М.Д. Хуторской, Л.В. Подгорных, Ю Г. Леонов, А.Д. Павленкин, Б.Г. Поляк Термотомография: новый метод изучения геотермического поля
Рис. 1. Схема расположения сейсмических геотраверсов (синие линии) и точек теплового потока (красные кружки) в Евразийском секторе Арктики, использованных для термотомографического моделирования.
проводились каротажные исследования, в том числе и термокаротаж. К этому времени относятся и первые скважинные намерения теплового потока в южной части Карского моря. Их обработка позволила оценить значения градиентов температуры, а теплофизические исследования керна скважин-теплопроводность пород. Таким образом, были получены цервые кондиционные измерения q в регионе (Цыбуля, Левашкевич, 1992). Но геотермические измерения для такой обширной территории были редки и не позволяли составить картину распределения Tnq,a тем более, рассчитать глубинные температуры в литосфере.
Теплофизическая среда, т.е. конфигу рация контрастных теплофизических слоев и значения тепло- и температуропроводностей, задавалась на основе соответствующей оцифровки выделенных по сейсмическим данным структурных комплексов вдоль 123 геотраверсов (Рис. 1). В качестве краевых условий на нижней границе профилей использовались значения теплового потока, измеренного в глубоких скважинах. В Баренцевом море 67 скважин, где проводились кондиционные определения q, были расположены так, что хотя бы одна скважина находилась в полосе каждого из профилей ГСЗ (ШГСП, МОВ-ОГТ). В Карском морс 3 скважины в южной части моря лежат в зоне самого длинного из профилей. При расчете использовались значения теплофизических свойств слоев коры, адек-
60 58
'чА
О 400
65,56 СШ 30,51 ВД Ю-3 Ковдор
1200 1600
78,7 СШ 54,0 ВД ГСЗ-76 X, км С-В
0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 1200 1300 1400 1500 1600 1700
^щ интервал вероятной нефтегаэоносности по расчету 1111 ]
термических условий катагенеза углеводородов 2.0 4.5 5.5 5.9 6.7 7.1 7.5 8.0КМ/С
Рис. 2. Сейсмотомографический и температурный разрезы по профилям «Ковдор» и «ГСЗ-76», вверху - профиль q.
Рис. 3. Температурный разрез (°С, сплошные линии) и распределение теплопроводности (Вт/(м К), пунктир) вдоль профиля ГСЗ-76 для времени 120 млн лет назад.
Рис. 4. Схема расположения профилей МОВ-ОГТ, их номера и точки измерений теплового потока в Карском регионе (размер треугольников пропорционален величине q, м Вт/м2).
ватные установленным граничным скоростям (табл. 1).
Начальные условия при расчете температур на большинстве профилей задавались для времени 60 млн лет назад. В это время, как показано в работах по палеотектоническим реконструкциям Баренцевоморского бассейна (Верба, Шаров, 1988; Устрицкий, Храмов, 1984), уже сформировалась современная структура коры, поэтому эволюция теплового поля во времени, если она и наблюдалась, связана не с перестройкой стру кгурно-теплофизичсских элементов, а с релаксацией начальных термических неоднородностей.
При такой постановке граничных условий температуры внутри области моделирования быстро приходят к стационарному состоянию, которое априорно было принято как критерий корректности расчетов. Продолжительность временных шагов составляла 10 млн лет. Таким образом, на временном интервале 60-0 млн лет проводились шесть контрольных этапов с целью проверки условий стационарности. Моделирование показало, что, начиная с третьего шага, т.е. через 30 млн лет после начала расчета, для всех профилей наблюдалось стационарное тепловое поле1.
Начальные условия моделирования принимались для возраста 300 млн лет назад (средний карбон), когда в южной части Баренцева моря сформировался Южный рифтоген-
гая - сейсмические границы и значения г—, _ изотаомы -с Расстояние км
=—1 граничных скоростей, км/с; изотермы, Расстояние, км
Рис. 5. Сейсмический и геотермический разрезы вдоль профиля 88434 в Карском море.
температура, °С
■ 11.11 ш
Рис. 6. Профили термического моделирования, размещенные в трехмерном плоте.
200
1 При последующих расчетах у нас было основание для перехода к временному шагу 20 млн лет.
2(17)2005
в— научно-технический журнал
Г еоресурсы
М.Д. Хуторской, Л.В. Подгорных, Ю.Г. Леонов, А Д. Павленкин, Б.Г. Поляк Термотомография: новый метод изучения геотермического поля
ный прогиб северо- западного простирания, разрушивший протеро зойскую континентальную кору (Устрицкий, Храмов, 1984; Эринчик, Милынтейн, 1995). Начиная с рифея. этот прогиб заполнялся терригенными и карбонатными осадками, отлагавшимися с прогрессирующей скоростью, достигшей к середине палеозоя скорости лавинной седиментации. Этот процесс привел к становлению верхнего карбонатного палеозойского комплекса, выделенного по данным МОВ-ОГТ. Комплекс характеризуется сейсмическими скоростями 5,4-5,8 км/с и имеет максимальную мощность до 12 км в интервале 450-600 км от начала профиля (рис. 2). Ниже этого комплекса, по данным МОВ-ОГТ, интерпретируются блоки "гранитно-метаморфического слоя” с пластовыми скоростями 6,0-6,5 км/с и мощностью 22-23 км, которые отождествляются с гранитоидами и вмещающими их породами архея-нижнего протерозоя Балтийского щита. Этот слой резко уменьшается в мощности в 500-600 км от побережья Кольского п-ва, где разрез юры уже имеет субокеанический облик. Постепенно в северо-восточном направлении, судя по сейсмическому разрезу , увеличивается доля базальтов и гипербазитов и мощность тер-ригенных мезозойско-кайнозойских осадков. Толщина юры уменьшается с юга на север от 40 до 35 км (Поселов и др., 1996 ). Мощность литосферы по сейсмике не определена, но из теоретических соображений и по аналогии с другими зонами перехода от континентальной к океанической коре можно предположить, что в южной части профиля она составляла 150 км, а севернее уменьшалась до 100-120 км.
В термической модели для этого времени был принят ра зрез литосферы, состоящий из 4 теплофизических слоев (Подгорных. Хуторской, 1998): нижний слой-«верхняя мантия» с а= 10'6 м2/с и к= 3,2 Вт/(м-К), мощностью (AZ) 100 км. Выше залегал слой «юро-мантийной смеси», или нижней коры (?): Д Z=15 км; а = 8-10 7 м2/с и к = 2,9 Вт/(м-К). Гранитно-метаморфический слой имел а = 5 ТО'7 м2/с и к= 2,5 Вт/(м-К). Такие значения характерны для данных пород и традиционно принимаются в термических моделях. Самый верхний слой, карбонатные консолидированные осадки, имел а = 4-10‘7 м2/с мк= 2,3 Вт/(м-К). Задавались граничные условия 1 -го рода: температура на поверхности принималась 1°С (7’ придонной воды), а на подошве литосферы-1250°С. Внутри гранитно-метаморфического слоя учитывалось тепловыделение радиогенной природы, а в мантии для соответствующего интервала профиля - рифтогенной природы2 (/^/Интенсивность источников задавалась нормированной по величине (с с) вещества т.е. Fi=Q/(c-p), где Q -интенсивность тепловыделения в единице объема (Вт/м3). Мощность радиогенного тепла определена на основании измерений концентрации в породах Балтийского щита долгоживущих изотопов 238U,232Th и 40К, ее нормированное значение 1ч составляло 3,5-10'13 К/с. Нормированная мощность источника рифтогенной природы (астеносферного выступа) рассчитывалась из предположения, что в позднем палеозое она была такой же, как в современных континентальных рифтах, например, в Байкале (Зорин, Осокина 1981), в рифте Рио-Гранде (Crough, Thompson, 1976) или в Кенийской зоне (Fairhead. 1976), и составляла 12- 1013К/с. Начальные температуры в модели рассчитывались из решения одномерного стационарного уравнения Пуассона для слоистой модели с внутренними источниками толью радиоген-
2 Форма аномального термического источника рифтогенной при-роды ассоциировалась с астеносферным выступом (астенолитом)
— ■— научно-технический журнал
Георесурсы 2(п)2оо5_
ной природы и с указанными выше характеристиками и толщиной слоев. Термический источник рифтогенной природы “включался” на первом этапе моделирования. Шаг временной дискретизации на первом этапе составлял 50 млн лет, т.е. в результате выполнения первого шага была зафиксирована термическая структура литосферы для времени 250 млн лет тому назад. Полученные температуры в разрезе литосферы считались начальными для следующего этапа расчета нестационарного процесса, продолжительностью также 50 млн лет, но на этом этапе был “выключен” источник рифтогенной природы, т.к. время жизни континентальных рифтовых систем не превышает 40 млн лет (Ми-лановский. 1976), а вероятнее всего - меньше 30 млн лет. После второго шага модель отражала термический режим для 200 млн лет назад (граница среднего и по зднего триаса).
На этом шаге были изменены параметры модели. Если на первых двух шагах разрез включал всю литосферу, то для возраста 200 млн лет нижняя граница разреза была на глубине 70 км (по данным ГСЗ), где задавался тепловой поток, определенный на предыдущем этапе расчета. Он изменялся вдоль профиля от 34 до 40 мВт/м2.
На разрезе коры геологическое строение отражено более детально. В модели учитывалась блоювая структура разреза, выраженная в наличии субвертикальных изгибов пластов на контакте пород гранитно-метаморфического комплекса с метаморфизованными осадочными отложениями палеозоя и базальтов с гипербазитами в юго- западной части профиля (интервал 100-200 км) (рис.З). Эти блоки контактируют по разломным или флексурным зонам, возникшим, судя по возрасту осадочных пород, не позже среднего палеозоя. Такой возраст дислокаций позволяет предположить отсутствие в них современных проницаемых зон, по которым осуществляется тепломассоперенос, поэтому разломы и флексуры моделировались толью как границы контрастных теплофизических сред.
В результате расчета данной модели с шагом дискретизации 80 млн лет было получено распределение температур в земной коре Баренцевоморсюго региона для времени 120 млн лет (граница раннего и позднего мела) (Рис.З). Обращают на себя внимание две зоны искривления изотерм в интервалах 0 - 150 и 300 - 500 км по длине профиля. Их природа связана с наличием изолированных линз гранитно-метаморфических пород среди более мафических слоев. Пониженная теплопроводность гранитов по сравнению с базальтами и ультрабазитами и сложная геометрия слоев разреза обуславливают рефракцию глубинного теплового потока. Его плотность уменьшается на краях тел относительно пониженной к из-за “обтекания теплового потока”, но увеличивается в пространстве между ними, т.к энергия идет “по пути наименьшего сопротивления”. Это явление хорошо известно в теории потенциала. Заметим, что практически все искажения q , отмеченные по результатам моделирования, связаны со структурно-теплофизическими неоднородностями разреза. Влияние рельефа морского дна как фактора, вызывающего искривление изотерм и искажение дгл, для данного профиля пренебрежимо мало по сравнению с вышеописанным эффектом.
Оценка палеотемператур и тепловых потоков для этого времени весьма важна для прогнозирования глубины и конфигурации слоя нефтегазонаюпления, т.к возраст нефтей в южной части Баренцева моря оценивается как по-зднеюрский-раннемеловой.
М.Д. Хуторской, Л.В. Подгорных, Ю Г. Леонов, А.Д. Павленкин, Б.Г. Поляк Термотомографня: новый метод изучения геотермического поля
Следующий временной шаг рассчитан для возраста 60 млн лет (эоцен). Распределение Т и q для этого времени близко к тому, которое получено для 120 млн лет. Это говорит о том, что геотермическое поле становится квазиста-ционарным, т.е. динамика его изменения во времени прекращается. Положение изотерм катагенстического температурного интервала (110° и 160°С) осталось на той же глубине. что и для предыдущего временного шага. т.е. от 4 до 5,5 км и от 4,5 до 6,5 км. Таким образом, приблизительно в конце позднего мезозоя в данном регионе установилось стационарное тепловое поле. На это же время указывают и геологические данные (Верба. Шаров. 1998), свидетельствующие о том, что в юре и позднее, с уходом рифтогенной активности за пределы Баренцево-Карской плиты, на всей ее площади устанавливается пострифтовый этап эволюции.
Современная термическая структура получена для следующего временного шага (0 млн лет). Профиль рассчитанного теплового потока на поверхности повторяет изгиб изотерм (рис.2). Он достигает максимальных значений 65-67 мВт/м2и приурочен к высту пам гранитно-метаморфических пород, кровля которых по сейсмическим данным расположена на глубине 4-6 км под поверхностью дна. Полученный фоновый тепловой поток составил 54 мВт/м2. Это значение оценивается путем осреднения рассчитанных по профилю q (Хуторской, 1996).
В пределах всего профиля не наблюдается тренда теплового потока. Он практически постоянный, за исключением двух зон. указанных выше. Однако, в работе (Цыбу-ля, Левашкевич, 1992) отмечается существование тренда теплового потока, который возрастает в северном направлении. Очевидно, в данном случае сделан поспешный вывод о закономерностях распределения теплового потока на основании анализа измеренных значений, искаженных поверхностными термическими воздействиями.
Здесь уместно прокомментировать расхождение между наблюдаемым (в среднем. 65-75 мВт/м2) и рассчитанным тепловыми потоками. Измерения q вдоль трансбарен-цевского геотраверса проводились в условиях шельфа или мелких абиссалей. Как показывает опыт, экзогенные искажения q проявляются до глубин моря 1 -1,2 км, а при наличии придонных течений и глубже. Косвенно о них можно судить по очень высокой дисперсии наблюдаемых значений q - от 0 до 594 мВт/м2, которая не может быть вызвана глубинными тепловыми источниками, и остается предположить наличие экзогенных искажающих факторов, выражающихся во влиянии сезонных колебаний Т морского дна, изменений гидрологической обстановки (нестационарные придонные течения), вековых температурных колебаний (палеоклиматическое влияние). Об этих факторах мы можем судить лишь качественно, для получения количественных оценок необходима информация о режимных температурных наблюдениях, дебите, температуре придонных течений и динамике подземных вод. В мелководных условиях для получения достоверной информации о глубинном тепловом потоке необходимы и змерения в глубоких скважинах, где амплитуда влияния экзогенной температурной волны меньше погрешности измерений Т.
На трансбарснцевском геотраверсе репером для сравнения наблюдаемых и ' модельных'' значений теплового потока являются геотермические измерения по скв. СГ-3 в Печенгской мульде и по скважинам на островах Баренцева моря. Измерение в СГ-3 проведено высокоточной аппара-
турой в условиях равновесных (выстоявшихся) температур в стволе скважины, неоднократно повторялось и сопровождалось измерениями в “скважинах-спутниках” (Березин. Попов, 1988; Милановский и др., 1986). Тепловой поток, измеренный в верхних 7 км ствола скважины, составляет 38-40 мВт/м2. Ниже 7 км наблюдается постепенное увеличение q до 50-55 мВт/м2. Эти значения считаются адекватными глубинному' фоновому тепловому потоку, а некоторое его понижение в верхней части разреза исследователи связывают с изменением гидродинамической обстановки в скважине, в большей степени, и с влиянием палеоклимати-ческих колебаний, в меньшей. Таким образом, полученные нами “модельные” значения q вблизи поверхности хорошо согласуются с оценками фонового теплового потока в скв. СГ-3. Заметим, что подобные же величины потока характеризу ют весь клин континентальной коры. Совпадение о . и q отмечается также для скважин на о-ве Коли -ев. где в скв.Бугринская и Песчаноозерская-3 получены <7= 44-48 мВт/м2, а в скв. Песчаноозерская-1 - 52 мВт/м2 (Цыбуля, Левашкевич. 1992). Хотя эти скважины лежат вне профиля наших исследований, полу ченные данные говорят о правильной оценке фонового теплового потока.
Строение Южно-Карской впадины изучено сейсмическими работами МОВ и МПВ, а также гравимагнитными методами. Впадина представляет собой рифтогенный бассейн ме зозойеюго во зраста с заметно утоненной континентальной корой (до 26-30 км) и резко дифференцированной структурой поверхности фу ндамента. Крупнейшие ра зломы имеют явно выраженный листрический облик, а амплитуда смещений по ним достигает 3-6 км (Боголепов и др., 2000). Основные тектонические элементы рифтовой системы сформированы в результате последовательного отрыва крупных клиновидных блоков и пластин консолидированной коры по зонам разломов, выполаживающимся и затухающим в нижнекоровом слое. Растяжение земной коры в Южно-Карской впадине составляет около 20 %, что бли зко к значениям растяжения в рифтогенных Восточно-Баренцевском прогибе и Североморской впадине. Геодинамический режим растяжения всегда сопровождается повышением температур и теплового потока. Именно такой характер геотермического поля наблюдается нами в Южно-Карской впадине.
Южно-Карский седиментационный бассейн, являющийся подводным замыканием Западно-Сибирского мегабассейна, по углеводородному потенциалу является крупнейшим на арктическом шельфе России. Все ресурсы углеводородов приу рочены к мезозойским отложениям и представлены в основном газом.
Для описания структуры коры в Карском море использованы 24 профиля, полученные как в ре зультате ГСП по длинным геотраверсам (10 профилей) (рис. 1), так и в результате обработки информации по коротким профилям МОВ (14) (Поселов и др., 1996). Вдоль каждого из них выполнен расчет глубинных температу р с помощью пакета «TERM-GRAF». В качестве нижнего граничного условия ■задавался тепловой поток, измеренный в нескольких разведочных скважинах на акватории: 73-76 мВт/м2- в западной части и 53 мВт/м2 - в восточной, западнее арх. Арктического Института, у западного побережья п-ва Ямал (54-58) и на о. Белый (54-59 мВт/м2) (Рис. 4). Результаты моделирования по одному из профилей показаны на рис. 5. При расчете использовались значения теплофизических свойств слоев коры, адекватные граничным скоростям (табл. 1).
2(17) 2005
Г- научно-технический журнал ——,
Георесурсы ШШх,'
М-Д. Хуторской, Л.В. Подгорных, Ю Г. Леонов, А Д. Павленкин, Б.Г. Поляк Термотомография: новый метод изучения геотермического поля
Рис. 7.
3D- модель
распределения ^°лгота
температур в Евразийском секторе Арктики.
Рис. 8.
и
3D-модель
распределения глубинных температур в Баренцево-Карском регионе.
Современные знания о геологии шельфа Моря Лаптевых основаны на многоканальных сейсмических исследованиях. которые проводились силами Морской Арктической геологической экспедиции (МАГЭ) в 1986-1990 гг., Московской Лабораторией региональной геодинамики (ЛАР-ГЕ) в 1989 г. и совместной Российско-Германской экспедицией в 1993-1994 гг. Эти данные позволили проследить стру ктуру рифтовой системы Хребта Гаккеля в осадочном чехле шельфа и разработать сейсмостратиграфическую схему' для Моря Лаптевых и северо-западной части Восточно-Сибирскою моря. В шельфовой части этих морей не проводились измерения теплового потока. При моделировании в шелы|ювой части Моря Лаптевых принимались фоновые значения q для Карского моря. В Северном Ледовитом океане на траверсе Моря Лаптевых и Восточно-Сибирского моря имеются измерения теплового потока, выполненные погружными термоградиентографами с дрейфующих льдов на Хребтах Гаккеля и Ломоносова (Любимова и др., 1973).
По своей тектонической структуре Западно-Арктический регион является типичной мозаичной областью, что не позволяет для него остановиться на методике двухмерного геотермического моделирования, которое по сравнению с трехмерной моделью с теми же параметрами и геометрией дает априорную систематическую погрешность в 10 -15%. В связи с этим полученные результаты расчета глубинных температур не распространяются за пределы створа профиля. Чтобы перейти к трехмерной модели, все профильные створы помешаются на единый трехмерный плот (Рис. 6) в координатах: «широта - долгота - глубина».
Точность расчетов оценивалась по двум критериям: во-первых. по совпадению модельного и измеренного теплового потока; во-вторых, по совпадению температур на пересечении профилей. Метод наименьших квадратов, примененный для оценки погрешности глубины нахождения изотерм в створе пересечения профилей, показал, что она составляет ± 150 м, что при средней глубине расчета температур 30 км составляет относительную погрешность 0,5%.
С помощью объемной интерполяции программы «ТЕСРЬОТ» мы получили трехмерную картину распределения температур и теплового потока на всю глубину' исследования (до 35 км) для всего региона (Рис.7).
Наибольшие значения геотермических градиентов наблюдаются в юго-восточной и восточной частях Баренцева моря, прилегающих к Канину п-ову , о-ву Колгу ев и арх. Новая Земля, а также в Южно-Карской впадине (Рис. 1), что вызывает появление Т аномалий на срезах. Аномалии температуры относительно фоновых значений меняются от +20 °С на глубине 3 км (при фоновых Тф =90-100°С) до +40 °С на ш. 5 км (Тф= 125 - 140°С). Однако они связаны не с высоким глубинным тепловым потоком в этом районе, а с пониженной теплопроводностью разреза, т.к. в сторону континента увеличивается мощность сравнительно низкотеплопроводного гранитно-метаморфического слоя. Тем не менее, юго-восточная и восточная части Баренцева моря характеризуются подъемом изотермических поверхностей, в том числе и тех. которые контролируют температурный интервал катагенеза углеводородного вещества. С этим, по-видимому, связана приуроченность открытых нефтегазовых месторождений именно к «температурному ку полу» на юго-востоке и востоке моря, что хорошо видно на рис. 8 и 9.
По-видимому, сходная ситуация су ществует и в Карском море - термический купол Южно-Карской впадины пространственно совпадает с локализацией крупнейших
20 25 30 35 40 45 50 55 60 65 20 25 30 35 Долгота 55 60 65 20 25 30 35 40 45 50 55 60 65
Рис. 9. Температурные карты-срезы на глубине 3 км (1), 4 км (2) и 5 км (3) в Баренцевом море (красными точками показано расположение открытых месторождений углеводородов). Скважины: 1 - Северная, 2 - Нагурская, 3 - Хейса, 4 - Песчаноозерная (нефть), 5 - Ижимко-Таркская (нефть), 6 - Бугринская (газ), 7 - Севоро-Гупяевская (нефть + газ), 8 - Мурманская (газ), 9 - Северо-Кильдинская (газ), 10 - Севоро-Мурманская (газ), 11 - Куренцовская (нефть), 12 - Арктическая, 13 - Штокмановская-1 (газ +■ конден.), 14 - Ферсмановская, 15 - Лудловская-1 (газ), 16 - Адмиралтейская, 17 - Крестовая, 18 - Ледовая (газ), 19 - Лунинская.
■— научно-технический журнал
Георесурсы
2(17) 2005
М.Д. Хуторской, Л.В. Подгорных, Ю Г Леонов, А Д. Павленкин, Б.Г. Поляк Термотомография: новый метод изучения геотермического поля
20 40 60 80 100 120 20 40 60 80 100 120 140
Рис. 10. Термограммы некоторых глубоких скважин в Прикаспийской впадине: 1 - Блаксай-89п; 2 - Каратюбе-34; 3 - Кара-тюбе-35; 4 - Кумсай-2; 5 - Биикжал-СГ2; 6 - Курсай-4; 7 -Терескей-1п; 8 - Тепловская-1п; 9 - Зап.-Тепловская-2п; 10 -Ташлннская-25п; 11 - Аралсорская-СГ1; 12 - Хобдинская-1.
месторождений углеводородов - Русановским и Ленинградским месторождениями (qu3M= 73 и 76 мВт/м2) (рис.4,8). Анализируя трехмерную температурную модель, можно видеть подъем изотерм на всем интервале глубин (до 15 км) в Южно-Карской впадине, что свидетельствует о существовании аномалии теплового потока, протягивающейся вдоль меридиана 66° в.д., от центра Байдарацкой губы на север. Температура на срезах 3,4 и 5 км у меньшается от указанного меридиана в восточном направлении на относительную величину 10°С, и на меридиане 70° в.д., в районе Белоостровской впадины изотермы уже лежат горизонтально, что характеризует фоновый геотермический режим. Среднее значение q на Ямале составляет 53 мВт/м2, что заметно ниже теплового потока на акватории Южно-Карской впадины.
Подъем изотерм, формирующих «термический купол», выявлен и в Море Лаптевых. Пространственно он приу рочен к району акватории между о.Столбовой и устьем р.Яна (Рис.7). Применяя ту же аналогию, что и для юго-восточной части Баренцева и южной части Карского морей, можно предположить, что южный сектор Моря Лаптевых является наиболее перспективным регионом для проведения геолого-разведочных работ на углеводороды.
Трехмерное геотермическое моделирование позволяет прогнозировать глубину' поверхностей, ограничивающих интервал возможного нахождения залежей, и этим оно отличается от двухмерного. Особенно сильные различия в оценке перспектив нефтегазоносности по геотермическим данным могут быть в случае изометричных, а не линейных структур. При изометричности, характерной для осадочных бассейнов Западно-Арктического региона, оценки глубин нахождения ката генетических температур по двухмерной модели дают значения относительного расхождения с оценками по трехмерной модели на 10 - 15%. Это не требует специальных доказательств, т.к хорошо известно из классических работ по теории теплопроводности (Карслру, Егер, 1964).
На шельфе Западно-Арктических морей выявляется единая тенденция приуроченности кру пных месторождений углеводородов к зонам повышенного термического потенциала. Этот факт можно использовать как дополнительный признак при поисково-разведочных работах на шельфе.
Термотомография Прикаспийского солянокупольного бассейна
Прикаспийская впадина традиционно выделяется в границах солянокупольной области. Ее северо-западным ограничением служит предкунгурский тектоно-седимента-
ционный уступ высотой до 1500 м, который непрерывно протягивается в субмеридиональном направлении от г. Ко-тельниково на юге до Саратова на севере, а далее резко поворачивает на восток, проходя по широте Уральска до Оренбурга. С востока впадина ограничена складчатыми структурами Урала, с юго-востока - Южно-Эмбинским палеозойским приразломным поднятием и с юго-запада - Дон-басс-Туаркырской системой инверсионных поднятий (Волож и др., 1998). В этих границах Прикаспийская впадина оформилась как замкнутый бассейн только к концу ранней перми, когда были образованы орогенный пояс Урала на ее восточных границах и инверсионное поднятие на месте Донбасс-Туаркырской рифтовой системы.
Особенностью строения осадочного чехла Прикаспийской впадины является присутствие в разрезе эвапоритов ку игу рского яруса перми, имеющих форму ку полов и штоков вследствие тектонической и гравитационной неустойчивости. Они представлены в основном каменной солью с редкими включениями сульфатов и прослоями аргиллитов, песчаников и ангидритов. Углы падения пород меняются от нескольких градусов до 75°, что связано с пластическим перемещением соли из межкупольных зон в ядра соляных массивов. Купола прорывают или часть верхнепермских отложений, или все полностью. В одних случаях из-за прекращения роста куполов вышележащие мезозой-
Рис. 11. Расположение скважин с термометрическими данными и профилей ГСЗ (МОВ-ОГТ) в Прикаспийской впадине.
Рис. 12. Трехмерный плот. Показаны скважины (вертикальные линии) и фактическое распределение температур (°С) в Прикаспийской впадине.
Рис. 13. Трехмерный плот распределения температур в Прикаспийской впадине. Показаны скважины и температурные разрезы вдоль профилей ГСЗ.
2(17)2005
научно-технический журнал
Георесурсы к
25
М Д Хуторской, Л.В. Подгорных, Ю.Г. Леонов, А Д. Павлегоаш, Б.Г. Поляк Термотомография: новый метод изучения геотермического поля
ские породы остаются в горизонтальном залегании, в дру-гих - рост продолжается и образуется наклон надсолевых слоев, зависящий от времени и скорости подъема соли. В плане купола имеют округлую, эллиптическую, удлиненную или звездообразную форму. Округлая форма характерна для центральной части впадины, а удлиненная - для ее бортовых зон (Журавлев.1972).
Теплопроводность каменной соли очень высока: 5,5 -6,5 Вт/(м К), значительно превышает к вмещающих терри-генных пород: 1,6-2 Вт/(м К). Такой резкий контраст теплопроводности при крутых углах наклона границ раздела сред обуславливает сильное перераспределение глубинного теплового потока. Рефракция теплового потока - это главная причина неоднородности теплового поля в Прикаспийской впадине. Эмпирические данные показывают, что положительные аномалии q над соляньми куполами создаются в основном за счет структурно-геологических неоднородностей и присутствия «тепловодов» - толщ каменной соли.
Оценим другие возможные причины появления аномалий: генерацию тепла за счет радиоактивного распада и экзотермических реакций, выделение тепла при трении и за счет тепломассопереноса при галокинезе. Если бы генерация радиогенного тепла была господствующим фактором, то в межку польных зонах, где в терригенных породах выше содержание долгоживущих изотопов по сравнению с каменной солью, тепловой поток тоже был бы выше, что не подтверждается измерениями. Экзотермические реакции в данном разрезе маловероятны, скорее наоборот, должны превалировать эндотермические процессы, в частности, растворение галита (Зверев. 1974).
Возможную роль фрикционного тепла и тепломассопереноса можно оценить при решении задачи об остывании горизонтального кругового цилиндра с поперечным сечением и теплофизическими свойствами соляного купола. Даже если допу стить, что соль в процессе интенсивного подъема разогрелась от трения до температуры плавления (800°С), то через 3 млн лет весь избыточный тепловой поток выделится, и соль будет иметь сегодняшнюю температуру. Но, как известно, интенсивный рост соляных куполов в Прикаспийской впадине закончился еще в триасе. Можно также определить, что стационарное распределение температур после тепломассопереноса солью, поднявшейся на 3 км, установится через 3 млн лет, или абсолютный дополнительный теплопоток составит 0,04 мВт/м2, т.е. натри порядка ниже фонового (Хуторской, 1979).
Структурно-теплофизические неоднородности создают в пределах Прикаспийской впадины латеральные и вертикальные вариации геотермического градиента и теплового
потока, поэтому их фоновые значения необходимо определять не осреднением данных, а детальным анализом особенностей температурного поля в каждой скважине.
Рис. 14. Зависимость призабойной температуры от глубины забоя скважин в центральной и восточной частях Прикаспийской впадины.
Следует также учесть мозаичный характер тектонических неоднородностей во впадине, особенно в ее наиболее обширной центральной части, выделяемой как Центрально-Прикаспийская депрессия. Здесь купола имеют округлую форму, поэтому применение к ним методов двухмерной аппроксимации теплового поля вносит априорную погрешность. В первом приближении дву хмерная аппроксимация поля возможна лишь в прибортовых частях впадины. где преобладающие соляные структуры - это валы и гряды (Дальян, Посадская, 1972). В связи с этим, мы применили методы трехмерного моделирования и отображения геотермического поля для всей территории Прикаспийской впадины. Основой для построения трехмерной картины распределения температур явились данные о термометрии скважин, проводившиеся как во время производственного термокаротажа, так и в ходе специальных исследований.
Информация о температурах в скважинах Прикаспийской впадины начала накапливаться еще в довоенные годы при разведке Южно-Эмбинской нефтеносной провинции. Здесь, на месторождениях Доссор, Таскудук. Макат. Сагиз и др. были пробурены скважины, в которых в 1938-1940 гг. были получены первые оценки температур на глубинах до 2 км. Первые обобщения этих данных позволили сделать вывод о неоднородности геотермических градиентов и о приуроченности повышенных их значений к антиклинальным. а пониженных - к синклинальным структурам (Ковнер, 1941). Несколько позже С.С. Ковнер (1947) дал теоретическое обоснование применению терморазведки для поисков погребенных куполообразных структур.
Несмотря на массовую термометрию скважин Прикаспийской впадины, обобщений таких данных относительно мало. Можно указать на работы И.Б. Дальяна. Ж.С. Сыдыкова (1972) и др. по восточной части впадины (Дальян. Посадская, 1972; Гидрогеотермические..., 1977), В.С. Жеваго (1972) - по центральной и восточной частям впадины, А.В. Дружинина (1961) - по западной части.
Основной объем фактических данных по геотермии региона был собран в период составления Геотермической карты СССР (1972) и находился в архивах Лаборатории геотермии Геологического институтта АН СССР в виде копий термограмм. Этот материал, а также данные, опубликованные позднее, явились основой для наших исследований.
На первом этапе была сделана географическая привязка скважин, оценено время выстойки скважин после бурения, проведена оцифровка термограмм и составлена база данных с графическим приложением. В результате
Структурно- формационный комплекс Температуро- проводность, п-10'7(м2/с) Тепло- проводность, (Вт/(м-К)) Тепло- генерация, (мк-Вт/м3)
Надсолевой комплекс терригенных пород 5,0 2,1 1,5
Каменная соль 12,0 5,9 0,4
Подсолевой комплекс терригенных пород 7,0 2,3 1,3
Метаморфический комплекс (уш=6,6 км/с) 8,0 2,5 1,5
Геофизический гранитный слой 6,0 2,5 1,8
Г еофизический базальтовый слой 8,0 2,9 0,3
Эклогиты 10,0 3,2 0
Верхняя мантия 10,0 3,4 0
Табл. 2. Теплофизические параметры, принятые для моделирования геотермического поля.
8-
т
a?J
I
Температура ,Т С 'Т‘ГЧ% Т = (274.86+ZV45.80
++f 4\.
■— научно-технический журнал
Георесурсы 207)2005
М.Д. Хуторской» Л.В. Подгорных, Ю.Г. Леонов, А Д. Павленкин, Б.Г. Поляк Термотомография: новый метод изучения геотермического поля
получсна информация о температу рах в 115 скважинах региона, в том числе в 16 глубоких (4 и более км) (рис. 10).
Для построения изотерм в 3D геометрии использованы скважины с наиболее надежными данными о глубинных температурах (рис. 11). Трехмерная интерполяция проводилась по сетке произвольной конфигурации. В нашем случае использована неравномерная сетка, «привязанная» к координатам скважин и к простиранию сейсмических профилей, вдоль которых выполнялись двухмерные расчеты Т (рис. 11).
Из анализа рис. 12 видно явное повышение температуры на глубинных срезах с северо-востока на юго-запад. Так, в восточной части впадины на границе с Мугоджара-ми, Т на глубине 2 и 3 км составляют, соответственно, 40-45 и 60-65°С, а в районе Южной Эмбы и Мангышлака на тех же глубинах - 55-60 и 70-75°С. Это согласуется с выводом о снижении q в восточной части Прикаспийской впадины, причиной которого являются нестационарные процессы экранирования глубинного теплового потока, проявившиеся на Южном Урале и в Му-годжарах (Хуторской, 1996).
В том же юго-западном направлении в интервале глубин 0-2 км значения геотермического градиента повышаются с 15 до 40-45 мК/м. Кажется, что уже на глубине 3-4 км величина / 'стабилизируется для всего региона на уровне 20-35 мК/м. Это можно интерпретировать по-разному. Во-первых, это можно объяснить стабильностью мощностей и теплопроводностей терригенных пород межкупольных впадин и подсолевого комплекса. Во-вторых, можно принять точку зрения некоторых исследователей (Kukkonen et al., 1997; Щапов и др., 1997; 2000), указывающих на повышение Г с глубиной на Южном и Среднем Урале по измерениям в Уральской сверхглубокой скважине СГ-4 на западном крыле Тагильского синклинория. Таким образом, величина геотермического градиента в зоне сочленения Мугоджар и Прикаспийской впадины на глубинах более 3 км становится такой же, как и в центральной части впадины.
Дру гая трехмерная температурная модель рассчитана для интервала глубин 0-50 км, включающего всю кору (Рис. 13), где мы использовали данные о структуре и пластовых скоростях сейсмических волн вдоль профилей в пределах Прикаспийской впадины (Сейсмические..., 1980; Осадочный..., 1984; Неволин и др., 1993; Булин, Егоркин. 2000).
В соответствии с сейсмическим разрезом определены теплофизические свойства пород (табл. 2). Основными контрастными комплексами в разрезе являются соль и эклоги-ты, если принять, что последние ассоциируются в разрезе Центрально-Прикаспийской депрессии с линзой высокоскоростных пород (7,9-8,1 км/с) мощностью до 10 км на глубинах 40-50 км. При моделировании на нижней границе разреза задавался постоянный q = 23 мВт/м2, адекватный измеренному фоновому значению q в глубоких скважинах этого региона за вычетом радиогенной теплогенерации в земной коре. На верхней границе задавалась постоянная температура «нейтрального слоя», рассчитанная из анализа зависимости забойных Т от глубины скважин Z (рис. 14). Линейный фитинг данных позволил вывести формулу регрессии: Т= (274,86+Z)/45,8 (Хуторской, Поляк, 2000). При Z=0, Т= 6°С. Примерно такая температура была реально зафиксирована на «нейтральном слое» (на гл. 20-30 м). С помощью этой формулы также рассчитан средний геотермический градиент в интервале измеренных глубин (21,8 мК/м).
Построение трехмерной матрицы Т основано на объем-
Расстояние, км
Рис. 15. Распределение температур в литосфере и теплового потока по профилю Длсамбай-Кенкияк до образования соляных куполов (для времени 260 Ма) (вверху) и в настоящий момент (внизу). Утолщенные линии-теплопроводность (Вт/(м-К)).
ной интерполяции всех данных, т.е. измерений по скважинам и расчетных данных по сейсмопрофилям. Как показало сравнение эмпирических и расчетных данных для скважин. лежащих на линии профилей или для створов пересечений профилей, неувязка в определении глубины нахождения одноименных изотерм невелика. Она составляет всего ±50 м при глубинах до 5 км или ± 150 м при глубинах до 40 км. Относительная погрешность не превышает 1%.
Температуры в земной коре до глубины 50 км плавно увеличиваются в юго-западном направлении (рис. 13). На границе М в восточной части впадины Т = 400°С; такая же, как под складчатыми сооружениями Южного Урала и Му годжар (Хуторской, 1996), а в Центрально-Прикаспийской депрессии, особенно в районе Южной Эмбы, на М достигается Т = 450-500°С. От меридиана Мугоджар на запад, изотермы, поднимаясь, образу ют ку пол, вершина которого приурочена к районам Южной Эмбы. сора Мертвый Култук и Северного Мангышлака. Заметим, что отмечавшаяся нами пространственная корреляция температурных куполов и зон промышленной нефтегазоносности в Печорском бассейне Баренцева моря и в Южно-Карской впадине. проявляется и в названных районах Казахстана - это районы интенсивной добычи углеводородного сырья.
В целом, все вариации температур, геотермических градиентов и теплового потока в пределах региона можно объяснить только перераспределением глубинного потока тепла в условиях контраста теплопроводности. Наиболее резкие искажения q возникают на контакте каменной соли и вмещающих терригенных пород и на контакте эклогитов и смежных пород нижней коры. Исключение, по-видимому, можно сделать только для зоны сочленения восточной части Прикаспийской впадины и Мугоджар, где глубинные ша-рьяжи складчатого пояса создают зоны пониженного q, проявляющиеся и в соседних частях осадочного бассейна.
Как видно из рис. 14, во всех скважинах глубиной 1-1,5 км, пробуренных в надсолевом комплексе или в межкупольных зонах, градиент температуры повышен, что обусловлено низкой теплопроводностью терригенных пород. В скважинах более глубокого заложения, углубившихся в толщу эвапоритов, он заметно меньше. С помощью моде-
2(17)2005
•— научно-технический журнал
Г еоресурсы
М-Д. Хуторской, Л.В. Подгорных, Ю Г. Леонов, А.Д. Павленкнн, Б.Г. Поляк Термотомография: новый метод изучения геотермического поля
лирования (программы TERMGRAF) мы можем количественно оценить влияние структурно-теплофизических неоднородностей как в геологическом прошлом, так и в настоящий момент. Это иллюстрируется широтным профилем теплового потока от района купола Джамбай до купола Кенкияк (рис. 15). Он включает Центрально-Прикаспийскую депрессию на западе и Актюбинско-Северо-каспийскую зону поднятий на востоке. Раздел между этими зонами контролировался пологим глубинным разломом в фундаменте, установленным по данным МОВ. Восточная часть профиля характеризуется сокращением тер-ригенно-эвапоритового комплекса и подъемом скоростной границы 6,2 км/с до глубины 9-12 км, в то время как в западной части профиля эта граница располагается на глубинах 18-22 км. В пределах Центрально-Прикаспийской депрессии в низах коры выделяется высокоскоростной слой - линза эклогитов. Модельный расчет глубинных температур и теплового потока до образования солянокупольных структур (для времени 260 Ма) показывает отсутствие локальных «высокочастотных» искажений теплового поля.
Выводы
1. Геотермическое поле изометричных или мозаичных областей может быть корректно отражено только в трехмерной геометрии: метод дает возможность оценить изменения теплового поля как по латерали, так и по глубине.
2. Температурные аномалии и аномалии теплового потока формируются за счет неравномерного распределения тепловых источников, а также за счет структурнотеплофизических неоднородностей, обусловленных лито-лого-фациальным и тектоническим факторами.
3. Термотомографический анализ нефтегазоносных бассейнов показал, что промышленные скопления углеводородов локализуются над зонами подъема изотерм, над «термическими ^полами», которые впервые выделены с помощью ЗБ-моделирования геотермического поля в Баренцевом и Карском морях, в районе Южной Эмбы, на севере Турансной плиты, Мангышлаке и Астраханском своде. В связи с этим, появление «термического купола» в южной части Моря Лаптевых позволяет дать прогноз потенциальной нефтегазоносное™ этой акватории шельфа.
Работа выполнена в рамках гранта РФФИ № 02-05-64016, гранта Минобразования РФ № Е00-9.0-3 и гранта программы «Университеты России».
Литература
Аршавская Н И. Сравнение радиогенного теплового потока в земной коре Балтийского щита и Камчатки. Тепловые потоки из коры и верхней мантии. Верхняя мантия. М.: Наука. 12. 1973. 26-31.
Березин В.В., Попов Ю.А. Геотермический разрез Печенг-ской структуры. Изв.АН СССР. Физика Земли, Ns 7. 1988. 80-88.
Боголепов А.К., Мурзин Р.Р., Хачатрян С.С. Глубинное строение Восточно-Баренцевской и Южно-Карской рифтовых систем. М-лы сов. 300 пет Российской Геологической Службе. С.-Пб. т. 3. 2000. 18-20.
Булин Н.К., Егоркин А.В. Региональный прогноз нефтегазонос-ности недр по глубинным сейсмическим критериям. М.: ГЕОН. 2000.
Верба М.Л., Шаров Н.В. Состояние изученности и основные проблемы глубинного строения Баренцевского региона. Апатиты, Геол. Ин-т КНЦ РАН. ч.1. 1998. 11-41.
Волож Ю.А., Антипов М П., Хортов А.В., Юров Ю Г. Строение и тектоническая позиция доюрских комплексов осадочного чехла Каспийского сектора Северного Перитетиса. Тр. SEG. М. 1998.
Геотермическая карта СССР. Под ред. Ф.А. Макаренко. М,: ГУГК СССР. ГИН АН СССР. 1972.
Гидрогеотермические условия Арало-Каспийского региона. Алма-Ата: Наука. 1977.
Дальян И.Б., Посадская А С. Геология и нефтегазоносностъ восточной окраины Прикаспийской впадины. Алма-Ата: Наука. 1972.
Дальян И.Б., Сыдыков Ж.С. Геотермические условия восточной окраины Прикаспийской впадины. Сов. геология, 6. 1972. 126-131.
Дружинин А. В. О связи между геотермическим режимом осадочной толщи и строением кристаллического фундамента. Геология нефти и газа, М3. 1961. 20-25.
Жеваго В.С. Геотермия и термальные воды Казахстана. Алма-Ата: Наука. 1972.
Журавлев В С. Сравнительная тектоника Печорской, Прикаспийской и Североморской экзогональных впадин Европейской платформы. М.: Наука. 1972.
Зверев В.П. Энергетический эффект водной миграции химических элементов. Миграция химических элементов в подземных водах. М.: Наука. 1974. 212-218.
(продолжение статьи - см. стр. 29)
Хуторской Михаил Давыдович
Профессор, д. г.-м. н., заслуженный деятель науки РФ, зам. директора Геологического института РАН, зав. лаб. теп-ламассопереноса ГИН РАН. Специалист в области геотермии, геодинамики, моделирования геолого-геофизических процессов, автор более 150 монографий и статей.
Поляк Борис Григорьевич Главный научный сотрудник лаборатории тепломассоперенаса ГИН РАН, д. г.-м. н. Специалист в области геотермии, геоэнергетики, изотопной геохимии, автор более Z00 монографий и статей.
'ЯША
научно-технический журнал
ИШЕк Георесурсы 2(17)2005
