Содержание к диссертации
Введение
1. Геологическое строение и геотермическая изученность баренцевоморского и белорусско- прибалтийского регионов исследований 12
1.1. Основные черты геологического строения регионов исследований . 12
1.1.1. Геотектоническое положение и структурные особенности Баренцевоморского региона 12
1.1.2. Особенности геологического строения и развития структур Белорусско-Прибалтийского региона 18
1.2. Геотермическая изученность основных геологических структур регионов исследований 29
1.2.1. Геотермическая изученность Баренцевоморского региона 29
1.2.2. Геотермическая изученность Белорусско-Прибалтийского региона. 33
2. Методические и экспериментальные исследования в баренцевоморском регионе 42
2.1. Особенности измерения плотности теплового потока в донных отложениях Баренцева моря 43
2.1.1. Оценка влияния рельефа дна на измеряемый тепловой поток 44
2.1.2. Оценка влияния позднекайнозойского осадкоиакопления на тепловой поток 47
2.1.3. Температурные условия придонных вод и дна Баренцева моря 48
2.1.3.1. Нейтральный температурный слой 51
2.1.3.2. Мощность донных осадков с отрицательными температурами 53
2.1.4. Учет влияния температурного режима дна при расчете плотности теплового потока 53
2.2. Теплофизические свойства пород Баренцевоморского региона . 59
2.2.1. Теплопроводность донных отложений Баренцева моря 59
2.2.2. Теплофизические свойства осадочных пород и проблема влияния влажности 64
2.2.3. Теплофизические свойства пород взрывных структур 70
2.3. Выводы 72
3. Геотермическое поле баренцевоморского региона . 73
3.1, Определение плотности теплового потока в донных отложениях и в инженерных скважинах Баренцева моря 73
3.2. Определение плотности теплового потока в глубоких скважинах 79
3.2.1. Тепловой поток на островах Баренцева моря и прибрежной суше . 79
3.2.2. Тепловой поток на акватории 86
3.3. Карта плотности теплового потока Баренцевоморского региона . 89
3.3.1. Методика построения карты и характеристика данных 90
3.3.2. Аномалии теплового потока и их достоверность 92
3.4. Закономерности распределения геотермического поля Баренцевоморского региона 95
3.4.1. Региональные неоднородности геотермического поля и их природа. 95
3.4.2. Геотермическое поле и структура земной коры 99
3.5. Тепловая модель земной коры и верхней мантии в зоне сопрялсения Восточно-Европейской и Баренцево-Печорской платформ 111
3.6. Тепловой поток и нефтегазоносность 117
3.7. Тепловой поток и кимберлитовый магматизм 120
3.8. Выводы 122
4. Геотермическое поле белорусско-прибалтийского региона 124
4.1. Характеристика используемых геотермических данных 125
4.2. Геотермическое поле Белорусской антеклизы 126
4.3. Геотермическое поле Припятского прогиба 132
4.3.1. Особенности распределения геотермических параметров в пределах локальных структур 133
4.3.2. Геотермическая характеристика осадочных отложений 140
4.3.3. Тепловой поток прогиба и причины его неоднородности 146
4.3.4. Термическая модель земной коры вдоль профиля VIII-VIII 152
4.3.5. Геотермическое поле северо-восточной части прогиба в связи с нефтегазоносностью 160
4.4. Геотермическое поле Подлясско-Брестской впадины 167
4.4.1. Особенности распределения теплового потока 167
4.4.2. Геотемпературная характеристика осадочных отложений 169
4.4.3. Геотермическая характеристика Прибугской структуры 175
4.5. Геотермическое поле Балтийской синеклизы 185
4.6. Геотермическое поле и структуры земной коры региона 193
4.6.1. Геотермическое поле и структуры фундамента 194
4.6.2. Геотермическое поле и структуры платформенного чехла 201
4.7. Термическая модель геологических структур вдоль геотрансекта Евробридж 204
4.8. Закономерности формирования геотермического поля в зоне сопряжения Восточно-Европейской и Западно-Европейской платформ 211
4.9. Сравнительный анализ геотермического поля окраин Восточно-Европейской платформы в пределах Баренцевоморского и Белорусско-Прибалтийского регионов 214
4.10. Выводы 216
5. Прикладные геотермические исследования 218
5.1. Геотермические исследования донных отложений Баренцева моря в связи с нефтегазоносностью 219
5.1.1. Штокмановская площадь 219
5.1.2. Ледовая площадь 224
5.1.3. Арктическая площадь 227
5.2. Геотермические исследования структур взрывного типа 229
5.2.1. Золотицкое поле Архангельской области 230
5.2.2. Терское поле Кольского полуострова 239
5.2.3. Жпобинское поле Беларуси 241
5.2.4. Анализ геотермического поля взрывных структур в связи с алмазоносностью 248
5.3. Приповерхностные геотермические исследования в пределах магнитных аномалий Беларуси 250
5.4. Геотермические исследования Осиповичского поднятия в связи с подземным хранением газа 256
5.5, Выводы 271
6. Тепловой поток кимберлитовых провинций древних платформ 273
Выводы 279
Заключение 280
Список использованньгх источников
- Геотектоническое положение и структурные особенности Баренцевоморского региона
- Оценка влияния позднекайнозойского осадкоиакопления на тепловой поток
- Определение плотности теплового потока в глубоких скважинах
- Геотермическая характеристика осадочных отложений
Введение к работе
Данные о тепловом потоке Земли и распределении геотермических параметров на различных глубинах широко используются при решении многих задач геологии, гидрогеологии и геофизики от планетарных и региональных до локальных. Сведения о плотности теплового потока (ПТП) применяются при решении проблем геоэнергетики, разработке глобальных тектонических концепций и вопросов стратегии и тактики поиска месторождений полезных ископаемых. Результаты геотермии позволяют судить о пространственном положении источников тепла, направленности тепломассопереноса в земных недрах и его связи с геологическими структурами.
Белорусско-Прибалтийский регион охватывает наиболее изученные в геотермическом отношении районы Беларуси, Литвы, Латвии, Польши и северо-западной части Украины. Западной окраиной его служит часть границы платформы - разломная зона Тейссейра-Торнквиста (см. рис. 1.1). Для сопоставления геотермических условий кратко рассмотрена сопредельная территория Западно-Европейской платформы (ЗЕП). Основными структурными элементами поверхности фундамента региона являются Белорусская антеклиза, Принятский прогиб,
Рис. 1.1. Положение районов исследований: А - Баренцевоморский, Б - Белорусско-Прибалтийский; граница: 1а - Восточно-Европейской платформы, 16 - Баренцево-Печорской платформы, 2а - Балтийского щита, 26 -Украинского щита, 3 - между Баренцевской и Тимано-Печорской плитами. Подлясско-Брестская впадина и Балтийская сииеклиза. Две последние структуры входят в состав Балтийско-Приднестровской зоны перикратонных опусканий на западе Восточно-Европейской платформы.
Выбор этих регионов предопределило, во-первых, наличие необходимого количества термометрических данных, высокая степень геологического изучения структур юго-западной окраины Восточно-Европейской платформы и, во-вторых, как: это не парадоксально, практически полное отсутствие геотермической изученности Бареицевской плиты в составе Барендево-Печорской платформы (БПП) - одной из основных структур Евроазиатско-Арктической зоны перехода от континента к океану. Важность изучения последней очевидна в связи с ее принадлежностью к окраинной области с уникальным геотектоническим строением, историей геологического развития и высокими перспективами на полезные ископаемые. В последние годы достигнуты значительные успехи в геолого-геофизическом изучении, получены важные методические и теоретические разработки в области исследования теплового потока, накоплен большой термометрический фактический материал в пределах структур рассматриваемых регионов. На их основе в главе 1 приводится краткая характеристика геологического строения и геотермической изученности Баренцевоморского и Белорусско-Прибалтийского регионов исследований.
Изучение параметров геотермического поля окраинных областей платформ, а также переходных зон имеет важное значение в исследовании взаимосвязи развития континентов и океанов. Механизм взаимосвязи остается дискуссионным, и данные о латеральных и вертикальных неоднородиостях геотермического поля таких зон в земной коре могут дать ценную информацию о пространственном положении энергетических эпицентров и сил, ответственных за развитие платформ в зоне их соприкосновения. В этой связи, направление исследований, результаты которых представлены в настоящей работе, связано с геотермией окраин Восточно-Европейской платформы и сопредельных структур дна Баренцева моря.
Эти регионы являются уникальными полигонами для изучения связи неод-нородностей геотермического поля с геологическими структурами. Отмечая необходимость получения новых результатов в этом направлении, ставится и реализуется цель исследовании. Она заключается в том, чтобы выяснить закономерности распределения геотермического поля в пределах Баренцевоморского и Белорусско-Прибалтийского регионов и выявить связь его параметров с геологическим строением и размещением полезных ископаемых.
В результате изучения, анализа и обобщения геотермических материалов по рассматриваемым регионам сформулированы следующие защищаемые положения.
1. Плотность теплового потока в пределах структур дна Баренцева моря в дополнение к скваоїсииному методу ее расчета может быть получена на основе данных термозондирования донных отложений, определения их теплофизических свойств и учета температурного режима придонных вод за период не менее 10-12 лет до измерения.
2. Геотермическое попе Барет;евской плиты определяется в целом повышенной плотностью теплового потока (более 60 мВт/м ) по отношению к сопредельной территории Восточно-Европейской платформы и характеризуется тенденцией увеличения значений теплового потока в северном направлении от 50 мВт/м в зоне сочленения плиты с Восточно-Европейской платформой до 80 мВт/м2 на грангще континентальной окраины. На этом фоне выделяются положительные аномалии теплового потока, связанные с зонами повышенных значений моирюсти платформенного чехла (боле 8-10 км) и активности гидродинамических процессов, а также с районами возлюжного нефтегазонакоплеиия.
Области развития кимберлитового магматизма Архангельской провинции и Кольского полуострова приурочены к окраинным частям Свекофеииокарелъской мегаструктуры с пониженной плотностью теплового потока относительно обрамления, а трубки взрыва выделяются локальными аномалиями пониэюенной температуры в их кратерних частях и над ними вплоть до приповерхностных отложений.
3. Региональная область аномально низких (менее 30 мВт/м ) тепловых потоков в пределах юго-западной окраины Восточно-Европейской платформы определяется в гіелом пониженными значениями мощности (менее 10 км) верхнего слоя земной коры и теплогенерации пород, что связано с образованием стабильного ме-габлока платформы на этапе консолидации коры в раннем протерозое. Повышенные (более 50 мВт/м2) тепловые потоки в пределах отргщательных структур платформенного чехла, главный этап становления которых соотносится с фане-розойской историей, обусловлены, в основном, конвективной составляющей и увеличением, теплогенерации пород в верхней части земной коры, вызванными текто-нотермальиыма процессами при образовании и развитии структур.
4. Главными факторами, определяющими характер геотермического поля окраин Восточно-Европейской платформы, являются:
- неоднородности строения земной коры и тепловыделения, связанные с формированием консолидированной части коры и обеспечивающие региональные аномалии пониженной (менее 30 мВт/ м") плотности теплового потока;
- изменение условий теплопередачи и распределения тепловых источников, связанные с образованием и развитием платформенных структур и сопровоэю-дающиеся локальными аномалиями повышенного (более 40-50 мВт/м") теплового потока;
- теплообмен с соседними платформами с более высокой плотноотью теплового потока, обеспечивающий существование градиентных областей геотермического поля в зоне сопряжения платформ.
Учитывая весьма низкие темпы накопления данных ПТП с помощью геотермических исследований в глубоких скважинах, ставится первая задача, направленная на обоснование и реализацию на практике бесскважинного метода определения ПТП на акватории Баренцева моря путем терлюзондироваиия донных отложений, изучения их теплофизических свойств и температурного реэюима придонных вод. Ее решение позволяет резко увеличить количество данных теплового потока для чего потребуется детальная оценка поправок, учитывающих условия измерения геотермических параметров в донных осадках. В этой связи, направление работы связано с изучением температурных условий придонных вод, теплофизических свойств донных отложений и осадочных пород региона. Методические и экспериментальные исследования в этом направлении приведены в главе 2 работы.
Получение новой термометрической информации по шельфовой зоне Баренцева моря совместно с имеющимися данными по островной суше дает основание сформулировать вторую задачу исследований. Она заключается в том, чтобы выяснить и охарактеризовать закономерности распределения геотермического поля в Варенцевоморском регионе и, на основе изучения его неоднородностей и геологического строения земной коры, выявить связь вариации ПТП с зонами нефтегазо-накопления и. районами коренной аямазопосности. Основной материал, позволяющий решать эту задачу, приведен в главах 3 и 5 работы. Исследования направлены на изучение особенностей распределения плотности теплового потока в районах сосредоточения углеводородов в пределах структур дна Баренцева моря и коренных алмазов в окраинных частях ВЕП. Выработка подходов к изучению геотермического поля областей их накопления может дать дополнительную информацию в решении ряда вопросов генезиса, поиска и разведки месторождений нефти, газа и коренных алмазов.
Для выявления основных закономерностей распределения геотермического поля окраин ВЕП недостаточно изучения этого вопроса только по одному Баренце-воморскому региону. Учитьгеая высокую степень геотермической изученности юго-западной окраины ВЕП и отмечая ее роль в формировании регионального теплового потока в зоне сопряжения со структурами Западно-Европейской платформы, в работе ставится третья задача - изучить вариации геотермического поля в Белорусско-Прибалтийском регионе и выявить связь его параметров с геологическими структурами фундамента и осадочного чехла, зоной Тейссейра-Торнквиста и глубинным строением территории в целом. На этом этапе выявляются наиболее общие черты геотермического поля, присущие окраинным областям ВЕП. Для этого подробно рассмотрен характер изменения параметров геотермического поля в пределах наиболее важных, структур Белорусско-Прибалтийского региона (глава 4). Исследования проведены с учетом истории геологического развития структур, глубинного строения региона и процессов, происходящих на сопредельных территориях. Решение поставленной задачи способствует выяснению причин аномального теплового потока, присущего отдельным районам Балтийской синеклизы, Белорусской антеклизы и Припятского прогиба. Исследования направлены также на решение одной из важных задач термометрии, которая заключается в том, чтобы выяснить, как природа формирует тепловое поле в верхней части земной коры. На примере структур Припятского прогиба и Подлясско-Брестской впадины показано, что плотность теплового потока существенно изменяется по вертикали и латерали, приводя к значительным вариациям температуры по площади и появлению горизонтального термодиффузионного тепломассопереноса под действием горизонтальной составляющей теплового потока. Исследования в этом направлении имеют значение в связи с поиском месторождений углеводородов и контролем эксплуатации подземных хранилищ газа геотермическими методами.
-Выявленные закономерности изменения параметров геотермического поля в Бареицевоморском и Белорусско-Прибалтийском регионах, определение общих его черт, характерных для окраин ВЕП и зон ее сопряжения с соответствующими структурами, были бы не полные без построения глубинных тепловых моделей земной коры и части верхней мантии. В этой связи, ставится четвертая задача. Она заключается в том, чтобы построить глубинные геотермические модели в пределах структур Баренцевской плиты, северо-восточной и юго-западной окраин Восточно-Европейской платформы и установить их характерные черты. Реализация поставленной задачи выполнена исследованиями, приведенными в 3 и 4 главах работы путем комплексного анализа адекватных тепловых моделей, построенных вдоль профилей глубинного сейсмического зондирования в рассматриваемых регионах на основе знания скоростной и геоэлектрической характеристик земной коры, что также повышает достоверность расчета глубинных температур.
Основное направление прикладных геотермических исследований по теме направлено на установление закономерностей распределения параметров геотермического поля в пределах распространения лишь двух видов полезных ископаемых в рассматриваемых регионах - углеводородов и коренных алмазов. Это связано с тем, что, хотя они резко различаются по физическому состоянию и условиям образования, в основе их состава находится углерод или в чистом виде, как в алмазах, или в виде органических соединений, как в углеводородах. С другой стороны, районы сосредоточения месторождений этих полезных ископаемых часто соседствуют между собой и характеризуются аномальными (по сравнению с фоновыми) значениями теплового потока - низкиьш в алмазоносных провинциях и высокими в нефтегазоносных районах. Такими областями в Бареицевоморском регионе являются нефтегазоносные провинции Баренцевоморского и Тимано-Печорского бассейнов, которые соседствуют с районами кимберлитового магматизма Архангельской алмазоносной провинции и Беломорского побережья. В Белорусско-Прибалтийском регионе нефтегазоносные области Прибалтийской впадины, При 11
ГОІТСКОГО прогиба и Предкарпатья соседствуют с районами проявления взрывных структур на ЖлобинскоЙ седловине и Волыни.
В подобном соотношении отмеченных месторождений важная роль принадлежит деструктивным тектоническим явлениям, обусловливающим образование проницаемых каналов для проникновения глубинных флюидов. Участие последних в формировании месторождений алмазов в соответствующих частях древних платформ или углеводородов в осадочных нефтегазоносных бассейнах общеизвестно. Эти процессы находят отражение в структуре геотермического поля Земли. Фактические данные о неоднородностях плотности теплового потока могут служить основой для изучения энергетических аспектов формирования месторождений этих полезных ископаемых. В этой связи, ставится и решается пятая задача. Она за-ключается в том, чтобы решить ряд вопросов прикладной геотермии, направленных на увеличение эффективности поисковых работ на углеводороды и алмазы, на улучшение эксплуатационных характеристик подземных хранилгпц газа. Задача решена исследованиями главы 5, в которой приведены результаты детальных геотермических исследований и дана их интерпретация в пределах локальных структур дна Баренцева моря, диатрем Архангельской кимберлитовой провинции и Жлобинского поля Беларуси. Проанализированы данные геотермических исследований скважин Осиповичского подземного хранилища газа (Беларусь)т выработаны рекомендации с целью повьилеиия эффективности его эксплуатации.
Установление методами термометрии характерных зон, связанных с выносом больших масс глубинного вещества и контролирующих их глубинных структур, представляет большой интерес не только при региональном, но и локальном прогнозировании таких уникальных полезных ископаемых, как алмазы. В этой связи, в главе 6 на основе известных положении относительно главных факторов геодинамического и структурно-тектонического развития областей кимберлито-вого магматизма дается наиболее обгцее представление о структуре геотермического поля, в пределах провинций, полей и трубок взрыва. С этих позиций ведется обсуждение связей параметров геотермического поля с алмазоносностью регионов.
Исследования выполнены в период работы автора в Лаборатории геотермии Института геохимии и геофизики НАН Беларуси и Лаборатории геологии и полезных ископаемых северных морей Геологического института КНЦ РАН. Автор глубоко признателен академику РАН Ф.П. Митрофанову и Л.А. Цыбуле, оказывавшим постоянное внимание и поддержку исследований ло теме. Работа не могла бы быть выполнена без данных, полученных группой под руководством СП. Григоряна по акватории Баренцева моря, за что автор их благодарит.
Автор искренне благодарен академикам НАН Беларуси Р.Г. Гарецкому и А. А. Махначу, а таюке членам-корреспондентам Р.Е. Айзбергу и А.В. Кудельскому за постоянное внимание к работе. Выражаю глубокую признательность В.И. Зую за пристальное внимание к результатам исследований по теме.
Автор искренне признателен профессору ГИН РАН М.Д. Хуторскому и сотрудникам кафедры геофизики Геологического факультета МГУ за ценные рекомендации и замечания, способствовавшие повышению качества диссертации.
Геотектоническое положение и структурные особенности Баренцевоморского региона
Балтийский щит погружается под дно Баренцева моря. Основные тектонические процессы на щите и Баренцевской плите взаимосвязаны. Рассматриваемый регион в тектоническом отношении входит в состав Западно-Арктической метаплат-формы [4, 5, 7]. Его фундамент сложен разновозрастными структурами и складчатыми зонами (рис. 1.3) и представлен грабен-рифтовыми системами, создающими эффект «рваной структуры» коры. Развитие фундамента связывается в основном с эпохой мезозойско-кайнозойского океанообразования Норвежско-Гренландского и Евразийского бассейнов, в результате которого важным признаком структуры фундамента становится фрагментарность - блоковое строение. В итоге произошло открытие глубинных каналов - разломов и зон трещиноватости с оживлением вещественно-энергетического обмена между подошвой коры и ее верхними частями [8]. На современном этапе развития еще сохранилась активность процессов, обусловивших формирование некоторых грабенов [8, 9]. Отдельные блоки добайкальской коры (например, Демидовский, рис. 1.3) являются фрагментами ВЕП, отторжен-ными от нее грабенами или зонами растяжения. Большую часть территории занимают разновозрастные рифтогенные прогибы. Однако возраст коры, залегающей в основании Южно-Баренцевской и Северо-Баренцевской, установлен достаточно однозначно [5]. Он соответствует девонНа Кольском п-ове отложения фундамента изучены по естественным обнажениям и материалам бурения Кольской сверхглубокой скважины [10-12 и др.]. Его современная структура сложилась в результате последовательной смены ряда циклов геологического развития и отражает суммарный эффект тектонических преобразований, приведших к вертикальной и горизонтальной неоднородтюстям.
Наиболее крупными структурами фундамента являются складчатые системы, сопровождаемые полным набором геотектонических [11, 13] и геофизических [14] элементов. Каждый период складчатых деформаций сопровождался разрывными нарушениями, по которым происходило внедрение многообразных магматических и жильных образований. Наиболее древней структурой (ранний архей) является Мурманский массив (М, рис. 1.2), представляющий часть древнейшей складчатой системы на севере ВЕП. Он имеет кутюльно-блоковое строение, где отдельные купольные структуры группируются в более крупные овалы [15] и простираются вдоль его границ. В позднем архее массив претерпел интенсивную гранитизацию, в результате которой в его центральной и северо-восточной частях были сформированы комплексы гранитоидов стабильных зон [16, 17].
На юго-западе массив граничит с Кольской складчатой системой (К, рис. 1.2). Определяющую роль в ее строении играют карельские линейные зоны. По интенсивности проявления складчатых деформаций система делится на три зоны: Кольско-Норвежскуго, Кейвскую и Печенгско-Варзугскую [18], сложенными соответственно архейскими, карельским и разновозрастными структурно-формаци-онными комплексами с преимущественно линейной структурой залегания пород.
Беломорский массив (рис. 1.2, Б) одноименной складчатой системы имеет верхнеархейский возраст. В его пределах преобладают линейные системы складок, чередующиеся с блоково-кутюльным строением структур. Это результат взаимодействия блоков выступов древнейшего фундамента и перекрывающих толщ, которые их облекают и образуют складчатые, иногда линейные структуры.
История развития геологических структур региона показывает, что они связаны, вероятно, с заложением и эволюцией Свекофеннокарелъской кольцевой ме-гаструктуры в северной части БЩ [19]. В рифее регион представлял собой часть высоко поднятого кратона и интенсивно размывался. Только во второй его половине северо-восточная периферия БЩ была вовлечена в общий режим прогибания земной коры, обусловивший формирование платформенного чехла.
В палеозое северо-восточная часть БЩ развивалась в условиях тектоно-магматической активизации региона. Зоны активизации стали наложенными структурами северо-восточной ориентировки, параллельной Норвежской системе кале-донид. В период каледонской и герцинской активизаций были сформированы іфуггаейшие Хибинский и Ловозерсішй массивы нефелиновых сиенитов, а также массивы и дайки других, широко развитых в регионе, пород.
Отмеченные главные черты тектоники северо-восточной части БЩ имеют важное значение в понимании основных закономерностей изменения параметров геотермического поля в регионе, как в локальном, так и в региональном планах.
Они показывают, что в отличие от мозаичной структуры Баренцевс кой плиты- прилегающие к ней блоки фундамента ВЕ.П характеризуются линейной зональностью. Разновозрастные архейские и нижнепротерозойские, выходящие на дневную поверхность, блоки фундамента Кольского п-ова, погружаются под чехол Русской плиты, а их продолжения вытягиваются в юго-восточном направлении с заметно выралсеиным дугообразным изгибом к югу. Если положение этих блоков рассматривать на фоне тектоники фундамента всей Северной Евразии [20], то линейно-зональное строение коры исследуемой северной окраины ВЕП выглядит как фрагмент древней мегаструктурьт центрального типа, называемой Скандинавской [21]. Северо-восточная граница одного из ее элементов показана на рис. 1.2. Площадные размеры этой мегаструктуры с глубиной уменьшаются, определяя пространственное положение энергетического эпицентра ее формирования.
Важными структурными характеристиками земной коры являются рельефы поверхности фундамента и подошвы коры - граница Мохоровичича [5, 22]. Рассмотрение структурных планов этих поверхностей позволяет судить об изменениях мощностей земной коры в целом и ее отдельных слоев - платформенного чехла и консолидированного гранито-базитового слоя, что должно находить отражение в неоднородиостях геотермического ноля. Существенное влияние на формирование его структуры оказывает гранито-гнейсовый слой, но геофизические данные об изменениях его мощности в регионе менее представительны. Строение верхнего слоя - платформенного чехла - изучено сравнительно неплохо геофизическими методами и бурением [3, 23-25 и др.], что дает возможность оценить роль этого слоя в геотермическом режиме региона и выявить соотношение между геодинамическими процессами и латеральными неодиородностями геотермического поля.
Чехол Баренцевоморского региона представлен отложениями с различной степенью полноты стратиграфического разреза от верхнего протерозоя до кайнозоя. В пределах основных впадин Баренцевской плиты он состоит из верхней тер-ригенной и нижней терригенно-карбонатной толщ [26, 27 и др.]. Одной из характерных особенностей чехла является широкое развитие зон аномально высоких пластовых давлений, значительно превышающих условные гидростатические давления (коэффициент аномальности до 1,9 [7]). Их образование связано, в основном, с процессами седиментации и глубинной миграции газов, на что указывают данные по отдельным газоносным структурам [8]. Наличие зон с аномально высокими пластовыми давлениями и их связь с миграцией пластовых газожидкостных смесей имеет большое значение в понимании характера распространения параметров геотермического поля в регионе. В связи с этим надо иметь в виду, что изменения мощности осадочного чехла не только согласуются с рельефом фундамента, но и отражают особенности его внутренней структуры. При увеличении мощности осадочных отложений, как правило, наблюдается сокращение мощности консолидированной коры за счет утонения «гранито-гнейсового» слоя, что особенно наглядно прослеживается в глубоких впадинах региона (рис. 1.4).
Оценка влияния позднекайнозойского осадкоиакопления на тепловой поток
Температурный режим Баренцева моря имеет свои особенности. Он связан с воздействием идущего с запада Атлантического, с севера - Арктического и с юга -Беломорского течений [197]. В результате взаимного влияния эти течения расщепляются на более мелкие (рис. 2.1), которые и определяют характер температурного режима дна и воды. Исследованию температурного режима и теплового баланса Баренцева моря уделялось и уделяется большое внимание в связи с изучением биопродуктивности моря и широким развитием геологоразведочных работ. Термодинамическим исследованиям водных масс региона посвящено много работ, среди которых можно выделить наиболее близкие к нашей проблеме [205, 206].
Для выяснения характера колебаний придонной температуры в различных районах моря использованы данные Мурманского территориального управления по гидрометеорологии за период более 20 лет (1967-1990 гг.) на станциях основных стандартных гидрологических разрезов в Баренцевом море. Это разрезы 3, 4S 6 - 14, 18д 24 - 29, 35 и 37 (рис. 2.1). Всего для анализа привлекались данные по 160 станциям, на каждой из которых имелось 10-12 измерений температуры в год на расстоянии 2-8 м от дна. Станции расположены относительно равномерно на всей акватории моря, кроме северной его части, что позволяет сравнить характеристики температурного режима придонных вод для различных глубин моря, различных течений и морфоструктурных элементов дна (рис. 2.3).
На рис. 2.4 (А) приведены данные наблюдений только за 13 лет на станциях 4, 7 и 10 восьмого разреза, представляющие температурный режим Мурманского прибрежного, Мурманского и Центрального течений, соответственно. Станции расположены в зонах с различной глубиной моря от 100 (ст. 4) до 380 м (ст. 10). На рис. 2.4 (Б) представлены аналогичные данные по юго-восточной части моря в полосе соприкосновения Новоземельского (Атлантического) и Центрального (Арктического) течений.
На участках моря глубиной до 100-130 м (Мурманская возвышенность, Се-веро-Канинское плато, шельф о. Колгуев и др.) температурный режим придонных вод формируется, в основном, за счет сезонного изменения климата и нестабильных прибрежных течений. Проведенный анализ структуры температурного режима придонных вод свидетельствует, что основная часть режима представляется в виде суммы трех гармоник, соответствующих 10-11, (2,5-3,0)-летним и годовым колебаниям. В приложении П.1 приведены расчетные амплитуды Аь А2 и А3, соответственно, длиннонериодных, средиепериодных и годовых колебаний температуры.
Одним из важных вопросов морской геотермии является взаимосвязь температуры придонных вод и поверхности донных отложений. Эта взаимосвязь была определена экспериментально в результате специальных морских исследований в рейсах НИС «Профессор Молчанов» на обширной территории Баренцева моря, а также бурового судна «Бавенит» на Южно-Канинском плато и в котловине Самойлова [207]. Исследования охватывали интервал глубин моря от 100 до 333 м. Наиболее характерные данные для отмеченных морфоструктур приведены на рис. 2.5.
При исследованиях температура дна и придонного слоя воды измерялась электронным термометром с чувствительностью 0,001С. Особенно тщательно исследовались первые 10 м от дна. Результаты работ показали, что в условиях большей части Баренцева моря существует придонный изотермический слой водных масс толщиной до 4-S м в зависимости от глубины моря. При этом, для глубин моря больше 150 м температура воды в нем совпадает с температурой поверхности дна с погрешностью не более 0,03 - 0,04 С Это позволяет использовать многочисленные данные температурного режима придонных вод, получаемые Мурмансішм управлением по гидрометеорологии на расстоянии 2-8 м от дна, в качестве граничного условия на донной поверхности. Ясно, что для каждой станции должен быть проведен предварительньгй их анализ и отобраны наиболее качественные данные. Это было сделано нами при определении поправок к измеренной температуре в процессе расчета плотности теплового потока для каждой из станций.
Выяснение возможности применения геотермического способа и разработка его вариантов при поисково-разведочных работах на шельфе северных морей невозможны без региональной изученности не только ПТП, но и других геотемпературных параметров донных осадков. К ним относятся - глубина и характер положения нейтрального слоя, его температура, а также мощность зон с отрицательными температурами. Расчетные геотемпературные параметры донных отложений на основных станциях гидрологических разрезов в Баренцевом море (см. П.1) позволили определить такие параметры и построить карты их распространения [1].
При составлении карты глубины залегания нейтрального слоя в донных отложениях (рис. 2.6) исходили из определения понятия нейтрального слоя. Под глубиной нейтрального слоя мы понимаем такую поверхность донных осадков, ниже которой влияние температурного режима дна не влияет на параметры естественного геотемпературиого поля региона, например температуру, в широком интервале времени с заданной погрешностью.
В предыдущем параграфе установлено, что температурный режим дна моря может быть представлен в виде суммы трех основных гармоник с годовым, 2-3 и (10-12)-летними периодами колебаний. Существует, конечно, и больший период времени, распространяющийся на всю рассматриваемую территорию в одинаковой степени и не влияющий на изменение геотемпературных параметров в регионе в верхних слоях донных отложений с заданной погрешностью. Тогда, для условий Баренцева моря за нейтральный слой может быть принята такая поверхность в осадках, на которой колебания температуры, вызванные (10-12)-летней цикличностью температурного режима дна, не превышают погрешности ее измерения.
Определение плотности теплового потока в глубоких скважинах
Изучение плотности теплового потока на островах стало возможным после детального исследования региона параметрическими скважинами на островах архипелагов Западный Шпицберген (скв. Грумандская и Вассдаленская), Земля Франца-Иосифа (ЗФИ): Земля Александры (скв. Нагурская), Хейса (Хейса), Греэм-Белл (Северная), Колгуев (Бугринская, Песчаноозерские 3 и 4 и др. ) и др. [58, 59, 63,64,66,216].
Изучение тепловых свойств осадочных пород региона, результаты которого приведены в [60], а также исследования автора в этом направлении (см. п. 2.2.2), позволили подойти к расчету плотности теплового потока на основе данных производственного термокаротажа скважин и описания геологического строения отложений в их пределах [58, 59, 63, 64, 66, 216]. Имеющиеся данные обеспечивали относительную погрешность расчета плотности теплового потока около 10-15 %, что соответствует классу 1а [93].
Архипелаги Шпицберген и ЗФИ. Архипелаги, расположенные в северной зоне Баренцева моря, отделяют его от Северного Ледовитого океана и ограничивают Баренцевский осадочный бассейн в этом направлении. Тепловой поток на архипелагах рассчитан в пяти параметрических сквалшнах. Полученные его значения приведены в табл. 3.2, а на рис. 3.4 дано геолого-геотермическое сопоставление по субширотному профилю скважин Грумандская-Северная.
Результаты сопоставления показывают, что для скважин Хейса и Северной литолого-стратиграфнческие и теплофизические разрезы близки. Незначительное увеличение теплопроводности от 2,3 до 2,55 Вт/(м-К) с глубиной верхнетриасовых отложений происходит из-за нарастания их плотности. С глубины 2000 м в скв. Северной и около 1400 м в скв. Хейса происходит незначительное уменьшение и дальнейшая стабилизация теплопроводности (2,2 Вт/(м К)), что связано, очевидно, с появлением в разрезах менее песчанистых пород. Присутствие в разрезах более катагенетически преобразованных пород повышает их средневзвешенную теплопроводность. Незначительное изменение теплопроводности по глубине отмечается в Нагурской скважине. Только в верхней части каменноугольных отложений, сложенных органогенными известняками, наблюдается ее резкое увеличение от 2,1 до 2,5 Вт/(м-К), здесь же происходят и наиболее резкие колебания градиента темпера туры. Средняя теплопроводность 2,4 Вт/(м-К) характерна для большей части разреза в Гурмандской скважине. Резкий ее скачок до 4,0 ВтУ(м-К) отмечается для пермских отложений в связи с присутствием в разрезе высокотеплопроводньгх кремнистых и доломитовых пород. Следует подчеркнуть, что наиболее полно представленная во всех скважинах триасовая толща характеризуется относительно одинаковой теплопроводностью - 2,35 Вт/(м-К). Только в Нагурской скважине теплопроводность ее меньше и составляет 2,05 Вт/(м-К), очевидно, в связи с доминирующим присутствием в разрезе глин.
Тепловой поток на островах изменяется незначительно, составляя в среднем 78 мВт/м2 в нижних частях разрезов. Это свидетельствует об относительно одинаковых теплоэнергетических условиях глубинных, зон региона. Подтверждением этому является также малое различие температур нижней части исследуемого разреза. Так, на глубине 3 км температура в скв. Грумандской равна 87 С, Хейса и Северной - 85 С. Уменьшение плотности теплового потока в верхней части разрезов скважин арх. Шпицберген и некоторых из скважин ЗФИ (табл. 3.2) до 65-70 мВт/м2 связано с занижением средневзвешенной теплопроводности слоистого разреза из-за не учета влияния влагонасыщенности исследуемых образцов, в основном, песчаников. Однако, если учесть результаты исследований влияния влажности на теплопроводность алевритов и песчаников и считать равномерное их присутствие в разрезе, то средневзвешенная теплопроводность пород отмеченных толтц может быть увеличенана 20-25 %. В этом случае ПТП приближается к средней по скважине. Высокие тепловые потоки на островах отчасти могут быть обусловлены повышенной флюидодинамической активностью всей зоны северозападной окраины Западно-Арктической метанлатформы. Подтверждением этому могут служить наблюдаемые газопроявления на различных уровнях в пробуренных скважинах, расположенных даже не в лучших структурных условиях.
Так, в Грумандской скважине из интервала 2340-2375 м (породы оленекского яруса нижнего триаса) получен метановый газ дебитом 6 тыс.м /сут на штуцере 16 мм, а из интервала 2156-2200 м (породы анизийского яруса среднего триаса) - газ дебитом до 10 тыс. м3/сут. В Вассдаленской скважине на глубине 2415 м из средне-триасовых отложений во время бурения произошел выброс горючего газа дебитом около 30 тыс. м3/сут, содержащего 80-90 % метана. Из средне-триасовых отложений на о.Хейса в интервалах 3005-3014, 2802-2814 и 2574-2578 м получен слабый приток метанового и азотно-метанового газа дебитом от 2 до 144 м3/сут [8].
Остров Колгуев. На острове пробурено большое количество скважин, сконцентрированных в основном в северо-восточной части. Для более полного представления о характере изменения теплового потока рассмотрим результаты его определения по скважинам, расположенным на профиле А-Б, пересекающем остров с юга в северо-восточном направлении (рис. 3.5). Одна из скваяшн расположена на юге (Бугринская 1) и две (Песчаноозерские 4 и 3) - в северо-восточной части в нефтегазоносной зоне, причем скважина 4 находится в границах месторождения.
Мезйкаинозойские и верхнепермские разрезы скважин представлены (рис. 3.6) в основном;, песчано-алеврито-глинистыми породами с глинистым, известко-висто-глинистым и.реже известковистым цементом [60, 63], различные соотношения которого, как показано в [60], сильно влияют на теплопроводность. Нижняя часть пермских, каменноугольные и верхний отдел девонских отложений сложены карбонатными породами, с различной структурой и степенью алеврито-глинистых примесей, определяющих теплопроводность интервалов. С глубиной наблюдается увеличение теплопроводности пород Ї. : до низов пермских отложений, где отмечается ее скачок в сторону увеличения в связи с появлением в разрезе плотных карбонатных пород. В среднем теплопроводность разреза скважины Бугринская 1 выше, чем Песчаноозерских из-за большей известковистости. Близкие поинтервалъ-ные значения теплового потока в скважине позволяют уверенно определить его плотность - 41 мВт/м2, которую можно принять за фоновую для острова (табл. 3.3).
Геотермическая характеристика осадочных отложений
За последние годы геолого-геофизического изучения земной коры Балтийского щита и Баренцевоморской зоиы перехода от континента к океану получены новые данные о строении земной коры и литосферы. Это стало возможным благодаря всестороннему исследованию региона многочисленными сейсмическими профилями. Результаты этих работ подробно рассмотрены в ряде обобщающих монографий и статей по континентальной [22, 231, 232] и морской [4, 22, 232, 233] частям. Однако более информативной работой в этом направлении является монография [5], в которой собраны, проанализированы и обобщены наиболее представительные данные региональных сейсмических исследований, позволившие на основе геологической информации разработать новые представления о глубинном строении и эволюции региона. Именно эти результаты были использованы нами в дальнейшем при анализе теплового поля и установлении взаимосвязи его параметров с особенностями строения земной коры. Составным элементом подобных работ являются геотермические исследования, которыми достаточно хорошо изучена лишь соответствующая область Европейского континента [59, 73, 81, 82, 88, 215]. На Баренцевом море первые геотермические данные о температуре и теплофизических свойствах пород в верхнем слое осадочного чехла были получены в ходе бурения глубоких параметрических и нефтепоисковых скважин, расположенных на островах и в его шельфовой зоне [8, 58, 59, 214,]. Они позволили оценить плотность теплового потока в отдельных областях региона и установить общие закономерности его изменения по вертикали и латерали осадочных отложений. Результаты этих исследований автора приведены в совместной монографии [1].
Прежде чем рассматривать связь параметров теплового поля со структурой земной коры региона, кратко остановимся на особенностях его глубинного строения. Основные структуры Баренцевоморского региона представлены разными типами земной коры: от авлакогенного до орогенного. В их пределах выделенные слои (верхний - осадочный, средний - «гранитный» или «гранито-гнейсовый» и нижний - «базальтовый») различаются по мощности, глубине залегания отражающих границ и соотношением между собой в каждом конкретном регионе.
Стандартный трехчленный разрез, соответствующий континентальному типу коры, присущ Мезенской синеклизе и структурам Тимано-Печорской впадины, Кольской микроплите, большей части поднятий фундамента Баренцевской плиты (Адмиралтейского, Финнмаркенское, Пентрально-Баренцевское и др.). Авлакоген-ный тип коры отмечен в самых глубоких впадинах региона (Южно-Баренцевская, Севро-Баренцевская, Нордкапский грабен и др., см. рис. 1.2), где появление относительно ограниченного по мощности «гранито-гнейсового» слоя наблюдается только на периферии этих структур, например,на шельфе ЗФИ [5]. Балтийский щит, а также структуры северной и северо-восточной частей архипелага Шпицберген характеризуются «орогенным» типом коры. В их пределах практически отсутствует осадочный слой, а средний и нижний слои присутствуют примерно в одинаковых мощностях. Отмеченные разнотипные структуры характеризуются разным возрастом образования их фундамента, обладают существенной разницей в облике геофизических полей, в том числе, как будет показано ниже, и в тепловом [234].
Представления о характере строения земной коры региона основаны, в основном, на результатах глубинных сейсмических исследований территории различными методами. Так, глубинное строение рассматриваемой части Балтийского щита к настоящему времени достаточно хорошо исследовано и отражено-в работах [5, 22, 231, 23 5 и др.]. Установлено, что земная кора в пределах рассматриваемой части щита имеет слоисто-блоковое строение с достаточно четкими границами сейсмических волн. Представление о строении земной коры региона дает усредненная сейсмологическая модель, построенная по данным многолетних сейсмических наблюдений по станции «Апатиты» [236]. Здесь по скоростям сейсмических волн выделяются два основных слоя; «граиито-гнейсовый» и «базальтовый» с соответствующими сейсмическими границами на поверхности Ф и К. При этом, отмечается наличие градиентной зоны в приповерхностной части коры до глубины около 5 км, где скорость продольных сейсмических волн (Vp) увеличивается от 5,1-5,3 км/с до 5,7-5,8 км/с. Нижняя граница «гранито-гнейсового» слоя определяется глубиной 14-18 км и скоростью Vp=6,5 км/с. До глубины 35-39 км располагается «базальтовый» слой со скоростью на подошве около Vp=7,4 км/с. Особенностью региона является наличие двух поверхностей Мохоровичича (М), отмечаемых в ряде случаев на глубинах в среднем 35 и 40 км. Между ними залегает коромантийныЙ слой со скоростями на верхней границе обычно 7,8-7,9 км/с, а на нижней 8,1-8,2 км/с. Исследования показывают, что граница Мохо на Балтийском щите является наиболее четкой сейсмической границей. Ее глубина изменяется от 45-50 км на Беломорском побережье Карелии до 30-35 км в пределах Хибин. Однако установлено [231], что главный созидательный вклад в формирование коры Балтийского щита вносит «базальтовый» слой, максимальная мощность которого приурочена к участкам Беломорского блока коры и Ладожско-Ботнической миогеосинклинали. Именно для этих областей отмечено и повышение мощности коры. Уменьшение доли верхнего и среднего слоев явилось, очевидно, итогом всплывания в основании коры мантийных астенолитов, способствующих наращиванию нижнего слоя и общей базифика-ции коры. В связи с этим становится понятным низкая интенсивность теплового потока в этих областях щита - 38мВт/м2[П6, П8].
В другой пограничной области ВЕП - Мезенской синеклизе, отмечен трехслойный тип земной коры [3]. Здесь осадочный слой достигает мощности 4.0-4.5 км в центральной наиболее погруженной части фундамента депрессии, а мощности «гранито-гнейсового» и «базальтового» близки между собой за исключением отдельных аномальных участков. По данным геометрических и скоростных параметров среды, полученных в ходе комплексной обработки материалов глубинных сейсмических исследований и бурения глубоких скважин территории, осадочный слой синеклизы может быть разделен на три литолого-стратиграфических комплекса: верхнепермско-кайнозойский терригенный мощностью до 1 км, сложенный преимущественно мелководными и песчано-глинистыми разностями; каменноугольный-нижнепермский, образованный доломитами, известняками и карбонатными отложениями мощностью 500-600 м на большей части синеклизы и 1.0 км — в ее южных районах; терригенный всрхнепротерозойско-девонский, мощность которого составляет несколько сотен метров на выступах фундамента и 3.0-3.5 км - в грабенообразных прогибах [233, 237, 238].
Больщая часть синеклизы характеризуется мощностью коры 40-45 км с незначительной тенденцией увеличения от горловины Белого моря в сторону границы ВЕП. Локальные изменения мощности отмечены в грабенообразных областях. Так, в пределах Усть-Мсзенского грабена и Сафоновского прогиба кора сокращена до 35 км и менее. В междуречье Северной Двины и Мезени мощность коры достигает 46 км. Подъем поверхности Мохо под грабенами на 5-6 км сопровождается утонением консолидированной части коры на 7-8 км. Это может быть связано с активным проникновением в кору мантийных образований, связанных с подъемом асте-носферного диапира. Наличие локальных заглублений поверхности М в сочетании с горстообразной структурой поверхности фундамента сопровождается развитием кимберлитового магматизма в северо-западной части синеклизы. ПТП ее постепенно повышается в северо-восточном направлении от западного борта к восточному в среднем от 28-30 мВт/м2 в пределах Онежского грабена до 46-50 мВт/м2 на границе ВЕП и Тиманского кряжа. Центральной части синеклизы присуще спокойное и низкое по плотности теплового потока поле со значениями 35-40 мВт/м , что характерно для структур байкальского возраста пород фундамента региона. Именно в этой части синеклизы по физическим неоднородностям коры распознается кольцевая структура диаметром около 200 км, северо-западная часть которой охватывает территорию Золотицкого и Кулойского поднятий фундамента [5].
