Файл: Швецов П.Ф. Геотермические условия мезозойско-кайнозойских нефтеносных бассейнов.pdf

В дальнейшем будут рассматриваться только те явления, которые свойственны крупнопористым н трещиноватым водонасыщенным породам.

Давно уже п довольно широко известен четко выраженный пе­ релом температурной кривой на границе мерзлой толщи и подсти­ лающих ее пород холодного слоя с температурой от 273,15 до 277,15° К. Геотемпературная ступень в мерзлой толще на многих участках севера и северо-востока СССР значительно больше, чем в расположенном под ней холодном слое. Данное явление отме­ чается на многих опубликованных графиках изменения темпера­ туры по глубине скважин, один нз которых (I) имеется на приво­ димом рис. 9. Такой характерный двойной перелом геотемператур­ ной кривой на границе толщи мерзлых пород с холодным слоем и несколько ниже последнего объяснялся некоторыми исследовате­ лями вечной мерзлоты потеплением климата в предшествующие значительные отрезки времени, а другими — совсем пе исследо­ вался.

В настоящее время эти переломы геотемпературной кривой объясняются гидрогеофнзпческой причиной, а именно инверсией в нзменеипн плотности пресных гравитационных вод холодного слоя по глубине до геоизотермы 277,15° К. В этом слое конвективный теплообмен исключается, п весь поток внутрпземного тепла ока-

Рис. 9. Схематические кривые температу­ ры толщ мерзлых пород и «подмерзлот­ ных горизонтов»

1 — геотемпературная кривая в толще мерз­ лых пород и подстилающем ее холодном слое из крупнозернистых и трещиноватых пород; 2 — кривая в свите пылевато-глини­ стых слабо проницаемых пород; 3 — кри­ вая в крупнозернистых или трещиноватых породах, насыщенных солеными водами или рассолами

116

зывается кондуктивным. Скорости движения поровой, или трещин­ ной, воды здесь близки к нулю.

Но из этого совсем не вытекает, что между толщами мерзлых пород и подстилающими их водоносными пластами или массивами большой мощности отсутствует существенное тепловое взаимо­ действие. Изменение температуры в подмерзлотиом холодном слое по глубине может быть самым различным в зависимости от водо­ проницаемости и водоносности его самого и подстилающей толщи пород, а также от скорости движения воды в последней. В ряде случаев геотемпературный градиент в нижнем холодном слое в 5—6 раз больше (геотемпературная ступень меньше), чем в толще мерзлых пород. Такое явление невозможно объяснить одним уменьшением теплопроводности пород при переходе из мерзлой толщи в нижний холодный, но талый слой. Приведем некоторые примеры.

По данным Н. В. Губкина (1946), в шахте 5 рудника им. Лазо температура трещиноватых и водоносных песчаников и сланцев в интервале глубин 174—302 м изменялась так, как показано ниже.

Интервал глубин 290—300 м и характеризуется, как видим, весьма большим геотемпературным градиентом — 0,20 град/м или геотемпературиой ступенью 5 м/град и огромной плотностью по­ тока внутриземного тепла. Подается тепло с больших глубин конвекцией, несомненно, наблюдающейся в трещинах ниже бесконвективного холодного слоя. А это значит, что глубокие недра испытывают значительное влияние многолетней криолитозоны.

Под толщей мерзлых пород в горе Надежда около Норильска геотемнературный градиент в холодном водоносном слое несколько меньше, чем на руднике им. Лазо, но все же он составляет 0,10 град/м. Мощность мерзлой толщи в горе Надежда не превос­ ходит 60 м, хотя на прилегающих участках, где геотемпературный градиент не более 0,04 град/м, она превышает 300 м. Влияние многолетней криолитозоны на температурный режим толщ горных пород в интервале глубин 1—3 км определяется не одной ее мощ­ ностью — глубиной изотермы, соответствующей точке замерзания водного раствора. Особенно оно велико там, где верхние ярусы литосферы представлены сильно трещиноватыми горными порода­ ми, насыщенными водными растворами, концентрация электроли­ тов в которых превосходит 25 г/л.

В трещинных водных растворах большей концентрации точки замерзания и максимальной плотности их совмещаются. Вследст­ вие этого верхние, наиболее охладившиеся части раствора типа морской воды становятся тяжелее нижних и опускаются вниз в менее охладившиеся горизонты. Естественная конвекция в водном

растворе, заполняющем трещины, не прекратится до тех пор, пока существует разница температур и плотностей ииншпх и верхних горизонтов его.

Этим, а ие сильным потеплением климата и деградацией вечной мерзлоты объясняются факты понижения, а не повышения темпе­ ратуры горных пород ниже яруса с годовыми теплооборотами и факты залегания наиболее охлажденного горизонта на глубине 90—110 м. Такпе факты установлены в нескольких районах Субарктики, где выходящий на поверхность пли неглубоко залегаю­ щий палеозой представлен карбонатными п сульфатными закарствоваинымп породами. Минерализация трещинных вод в палео­ зойских известняках иа побережье Карского моря достигает 70— 130 г/л. Минимальная температура пх на глубинах 90— 110 м около 268°К (мгшус 5°С); она значительно выше точки замерза­ ния воды морского происхождения, вымерзшей до концентрации электролитов порядка 130 г/л.

Какое огромное влияние иа геотермическую обстановку оказы­ вают трещинные рассолы, залегающие ниже толщи мерзлых пород п охлажденные до температуры ниже 273° К (0°С), показывают данные наблюдений в скважниах, пробуренных на берегу бухты Нордвик. Геотемпературиая ступень в, несомненно, мерзлой толще пород (лед преобладает в ипх над водным раствором), приурочен­ ной к интервалу глубин 15—70 м, меньше 20 м/град, т. е. гео­ температурный градиент больше 0,05 град/м; глубже она увеличи­ вается постепенно, по мере уменьшения коэффициента льдпстости. В интервале глубин 150—320 м, где трещины в горных породах

Мощность многолетней крполптозоны приближается в этих усло­

это явление тем же самым — наличием рассолов в трещинах палео­ зойских пород.

Совершенно другая геотермическая обстановка сложилась к востоку от верховьев р. Мархи — в Предверхоянском краевом про­ гибе. Здесь, судя по данным измерений температуры в Бахынайской скважине (Мельников, 1963), уже на глубине 1000 м темпе­ ратура горных пород выше 283° К (10°С), а иа глубине 2000 .и она достигает 309,5°К (36,5°С). Геотемпературный градиент в интер­ вале глубин 1000—1500 м равен 0,025 град/м, в интервале глубин 1500—2000 м —0,030 град/м. Внешние условия теплообмена лито­ сферы с почвой и атмосферой на участке Бахынайской впадппы (средняя годовая температура и влажность почвы, снежный по­ кров п др.) значительно благоприятнее для формирования много­ летней крполптозоны и выхолаживания горных пород па глуби­ нах 1000—1500 м, чем в верховьях р. Мархи. А результаты оказываются противоположными. Объясняются они составом и свойствами пород и происходящими в них процессами.

118

Как предполо?кил П. И. Мельников (1963), в мезокайпозойскпх глинистых образованиях Предверхоянского краевого прогпба глуб­ же 500 м располагается зона катагенеза и в ней до спх пор про­ должается литогеиная генерация тепла. Значит, и здесь некоторые пылевато-глпинстые свиты оказались не только нефтематерин­ скими, но и теплопроизводящими в данных геотектонических условиях, которым соответствовало быстрое осадконакоплеине. Денудация расположенных рядом гор Верхоянского хребта давала обильный материал, поступавший на дио прогиба в виде твердого стока горных рек.

Определения плотности потоков виутрпземпого тепла под много­ летней крполитозоной на участках газовых месторождений Вилюйской синеклизы, произведенные В. Н. Девяткиным (Девяткпн,

ратурный градиент здесь в интервале глубин 500—1800 м около 0,035 град/м, температура на глубине 2002 м аномально высокая — в пределах 330—350° К; в других районах Центральной Якутии она на той же глубине достигает 310° К.

На юго-восточном склоне Анабарского кристаллического мас­ сива, где суммарная мощность толщ мерзлых и морозных пород нижнего палеозоя с высокоминерализованпыми водами превосхо­ дит 800 м (достигая местами 1500 л(), плотность потока внутрпземного тепла около 3 • 10-2 вт/м- (0,5 • 10~Gкал/см2 ■сек).

В отдельных пунктах Центральной Якутии (Вшнойская сине­ клиза, Предверхоянский прогиб) плотность теплового потока в мерзлых породах в 1,5—3 раза меньше, чем в подстилающих их толщах иемерзлых пород. Данное явление объясняется тем, что в настоящее время в Якутии и Западной Сибири имеются обшир­ ные районы, характеризующиеся нестационарным геотермическим режимом, связанным с наличием многолетней криолитозоны (Де­ вяткин, Мельников и др., 1972).

Таким образом, влияние многолетней криолитозоны всюду не­ сомненно и достаточно уловимо обычными методами. Форма же и мера его различны; обусловлены они составом и свойствами как минерального скелета пород, так насыщающих их водных раство­ ров, а также состоянием системы литосфера — почва — атмосфера (и космос) в процессе тепло- и водообмена.

В пределах Западно-Сибирской плиты трещиноватые породы фундамента, насыщенные водными растворами, концентрация ко­ торых превосходит 25 г/л, встречаются на глубинах, значптелы’о превосходящих глубину залегания нижней поверхности многолет­ ней криолитозоны. Поэтому здесь нет и быть не может такого глу­ бокого выхолаживания литосферы, какое отмечено в верховьях р. Мархи и даже среднем течении р. Лены, например около ОлекМинска.

Впределах Западно-Сибирской плиты выступам палеозойского

идокембрийского фундамента отвечают малые мощности много-

9* 119

м

Рпс. 10. Положение наружной границы тол'щн мерзлых пород над тектоническим поднятием в соротннской структурной террасе (по В. В. Баулпну, 1967, стр. 92)

летней крполнтозоны (Дьяконов, 1958; Баулпн, 1967). Об этом уже шла речь в главе II этой монографии. В той же главе было отме­ чено решающее влияние верхнемеловых глинистых свнт на поло­ жение нижней поверхности многолетней крнолитозоиы. Выясним несколько подробнее происхождение этого геотермического явле­ ния, несомненно, важного для понимания закономерностей форми­ рования многолетней крполнтозоны в некоторых блоках ЗападноСибирской плиты.

Как сообщает В. В. Баулин (1967, стр. 91), западнее Ярудейской структуры, упомянутой в главе II, рядом колонковых сква­ жин вскрыт профиль соротпнской структурной террасы, в котором

— верхнемеловые п частично палеогеновые глинистые отложения, слои которых образуют антиклинальную складку (рис. 10). Все скважины пройдены в сходных геоморфологических условиях — на водоразделе рек Танопча и Ярудей. «Нижняя граница мерзлых пород здесь также следует за кровлей мезозойских отложений. Мощность мерзлой толщи с востока на запад резко уменьшается от 280 до 100—120 м (скв. 2 и 3). Разница в глубинах залегания подошвы мерзлых пород на крыльях и в сводовой части структуры превышает 150 м (Баулин, 1967).

В южной части п-ова Ямал вскрыто поднятие кровли верхне­ меловых глинистых отложений. Нижняя поверхность толщи мерз-

120