|
УДК 550.36(470.66) |
|
|
|
© Э.С. Сианисян, А.Н. Резников, 1991 |
Палеотермическая характеристика глубокозалегающих горизонтов Терско-Каспийского прогиба
Э.С. СИАНИСЯН, А.Н. РЕЗНИКОВ (РГУ)
К основным методам, оценивающим палеотемпературы недр осадочных бассейнов, относятся углепетрографический, основанный на измерении отражательной способности витринита, а также расчетные методы, базирующиеся на историческом развитии региона, в том числе термобарогеохимический (по флюидным включениям в минералах пород), и появившиеся в последнее время - по оценке изменения соотношений различных компонентов подземных вод. Применение того или иного способа, как правило, обусловлено наличием необходимой информации для построения модели. При выборе следует учитывать его возможности, а также особенности геологического строения объекта исследований.
Использование флюидных включений в качестве максимальных палеотермометров позволяет получить объективную информацию, не зависимую от геологического времени и внешних условий последующих периодов инверсии или стабилизации комплексов [1]. Поскольку температура является интегрирующим параметром, следствием большого числа природных процессов, представление о термической истории бассейнов сложного геологического строения и развития должно базироваться на результатах, полученных независимыми методами такими, как расчетный и термобарогеохимический.
Расчетный метод основан на анализе изменения теплового потока во времени и зависимости геотермического градиента от глубины залегания пород. Наиболее представительна сводка данных [4], позволяющая сформировать две выборки для количественной характеристики зависимости плотности теплового потока q(сВт/м2) от возраста Т (млн. лет) океанической и континентальной коры. Для океанической коры по данным 3357 определений при коэффициенте корреляции r=-0,76 получено следующее уравнение:
Для континентальной коры по данным 1411 определений при r=-0,58 уравнение имеет вид:
Во времени q закономерно убывает, что свидетельствует об остывании нашей планеты. Так, Д. Теркотт (1980 г.) предполагает, что средняя температура земной коры за 3 млрд. лет понизилась примерно на 150 °С. Тепловые потери через океаны и краевые моря достигли 70 %, а через континенты и континентальные шельфы - 30, т. е. интенсивность убывания океанического теплового потока в ходе геологического времени в 2-3 раза выше, чем континентального.
Для оценки палеотемператур необходимо знание величин
палеогеотермического градиента. Путем деления членов уравнений (1) и (2) на
среднюю теплопроводность 
(Вт/м*К) пород определенной области земной коры,
принимая ее постоянной во времени, можно получить зависимости геотермического
градиента g от возраста. Так, для базальтового слоя 
, а для континентальной коры - 2,7 (Н.С.
Боганик, 1980 г.). В результате имеем:
где значения геотермического градиента выражены в
°С/100 м глубины (ниже нейтрального слоя). Следовательно, в пределах
континентов палеогеотермический градиент 
допустимо рассчитывать по уравнению:
где Тп - геологическое время для этапа оценки палеогеотермического градиента, млн. лет; g - современный геотермический градиент.
Величина палеотемпературы Тп может быть найдена по выражению:
где t0 - температура
нейтрального слоя на данном этапе, °С;
- палеогеотермический градиент, °С/м; Н -
палеоглубина залегания комплекса, м.
Данные палеоклиматических реконструкций (Р. Боуэн, 1969 г., и Г. Лоуэнстам, 1968 г.) показывают, что в северном полушарии температуры морских бассейнов в интервале девон - плиоцен в среднем понизились с 34 до 13 °С.
Обработка 187 определений методом наименьших квадратов дала возможность получить связь палеотемпературы нейтрального слоя и геологического времени при r=0,8:
В случае инверсионных разрезов, когда палеоглубины
существенно превышали современные, необходимо определять приведенные значения
геотермического градиента 
, так как последний обычно уменьшается с увеличением
толщины вышележащих осадочных пород. Так, в пределах Терско-Каспийского
краевого прогиба в интервале глубин залегания эоцен-верхнемелового комплекса от
2,8 до 5,5 км g снижается от 3,94 до 2,96 °С/100 м, для
альб-аптского комплекса он уменьшается в пределах 3,83-2,99 на глубинах 4-5,8
км, а для валанжин-титонского - соответственно 3,62-3,42 в интервале 4,5-6,5
км. По данным [3] получены следующие уравнения:
где L - современная глубина залегания стратиграфического комплекса, км; n - количество определений.
Применение газожидких включений в качестве объектов для определения максимальных температур известно с XIX в. и широко используется в рудной геологии и генетической минералогии. Однако имеются лишь отдельные попытки оценки палеотемпературного режима осадочных бассейнов на основе изучения газожидких включений. Особенностью использования включений для целей палеогеотермии является точечная реконструкция на определенный момент развития бассейна. Это положение характерно для всех экспериментальных методов, в том числе для наиболее широко применяемого при изучении нефтегазоносных бассейнов - витринитовой термометрии. Полученные данные характеризуют момент наиболее напряженной термобарической обстановки и таким образом определяют основные процессы преобразования пород и флюидов.
В результате длительных исследований, сопоставления результатов определения максимальных и современных температур в безынверсионных разрезах, контроля на искусственных образцах было установлено, что температуры вакуумной декриптации в интервале 150-300 °С приближаются к истинным с погрешностью ±7-10 °С. Это послужило основанием использования полученных результатов для палеогеотермических реконструкций. Были выполнены исследования по 69 интервалам 61 скважины 34 площадей, охватывающим отложения от верхнемайкопского до юрского возраста (таблица).
Расчетный метод учитывает основные геологические факторы, определяющие температурный режим недр, однако он в той или иной степени усредняет исходные параметры и таким образом нивелирует получаемые результаты. Преимущество такого подхода заключается в том, что в итоге создается общее представление об изучаемом поле, т. е. для данных построений - фоновое распределение палеотемператур. Очевидно, в пределах Терско-Каспийского краевого прогиба, где формирование большинства мезозойских структур обусловлено и сопровождается разрывными нарушениями, значения палеотемператур по включениям могут превышать величины, определенные расчетным методом.
Сопоставление результатов оценки палеотермической активности региона названными способами свидетельствует о том, что в наиболее дислоцированных областях (Малгобек-Вознесенская, Заманкульская, Карабулак-Ачалукская, Октябрьская и другие площади) разница в оценке палеотемператур наибольшая и достигает 10-15 °С и выше. В то же время в районах расположения структур с относительно спокойным развитием (Северо-Малгобекская, Арак-Далатарекская, Северо-Минеральная), а также в отдельных скважинах, пробуренных в областях активных дислокаций (Малгобек-Вознесенская, Октябрьская), наблюдается практически полное совпадение значений палеотемператур, определенных разными методами. Это свидетельствует о возможности и целесообразности использования этих методов для восстановления более полной картины палеотемпературного поля в прошлые эпохи.
На основе полученных данных авторами построена карта максимальных палеотемператур кровли верхнего мела (рисунок), фиксирующая тенденцию увеличения прогрева в центральной части прогиба и затухания как к платформенной окраине, так и северному борту Кавказа. В южной части пологий клин повышения температур определяется расположением Чеченской впадины, с западной и восточной ее сторон отмечаются понижения палеотемператур до 137 и 143 0С, отражающиеся в геологическом строении соответственно Датыхским и Бенойским выступами. Западней Датыхского выступа намечается вновь повышение прогрева мезозойских отложений, контролируемое заложившейся еще в юрский период Осетинской впадиной. В западном направлении от центра прогиба также происходит постепенное уменьшение температур от 190-200 в районе Грозного до 160 0 С по кровле верхнего мела по окраине. Наиболее высокие палеотемпературы отмечены в районе современного расположения Петропавловской впадины. Эта тенденция сохраняется и в направлении к Сулакской депрессии.
В верхне- и нижнемеловых отложениях в предакчагыльское и, вероятно, акчагыльское время (роданская и валахская фазы складчастости) имели проявления основные разломы и шовные зоны, расположенные в пределах Терско-Каспийского прогиба. По-видимому, уже в это время на разных гипсометрических отметках формировались складки в районах современного расположения площадей Малгобек-Али-Юртовской и Северо-Малгобекской. Максимальные палеотемпературы кровли верхнего мела в пределах этих структур соответствуют 132-145 и 175 °С. Различие глубин их погружения обусловлено тектоническими подвижками вдоль Срединной шовной зоны, которые в этом районе достигали по палеотемпературным построениям 1 - 1,5 км. Резкие палеотемпературные аномалии приурочены к областям пересечения разломов Срединной шовной зоны с Аргунским (площадь Ястребиная - 285 °С), Гудермесско-Моздокским (площадь Западно-Гудермесская - 270 °С), Новогрозненским (площадь Восточно-Гудермесская - 280 °С). Аналогичными аномалиями выделяются участки площадей Червленной (290 °С), Старогрозненской (270 °С) и других, расположенных вдоль разломов.
Среди палеотемпературных аномалий особенно выделяется установленная в районе Октябрьской площади близ пересечения Аргунского, Бенойско-Эльдаровского разломов и Пшекиш-Тырныауз-Аргудан-Сунженской шовной зоны. Образцы из скв. 251, пробуренной в южной зоне Бенойско-Эльдаровского разлома, имеют несколько повышенные значения палеотемператур даже по сравнению с соседними участками той же площади. Кроме того, в этой же скважине по керну, извлеченному с глубины 5240 м, зафиксирован аномально высокий прогрев (260-280 °С). Аналогичная картина наблюдается и в отложениях верхнего мела, вскрытых скв. 252 в районе того же разлома, но с северной его стороны, где пластовая температура достигла 217, а аномальный прогрев - 280 °С.
Нужно отметить, что и современные пластовые температуры мезозойско-кайнозойских отложений этой площади по сравнению с другими областями прогиба являются повышенными. Повышенным является и тепловой поток (10,7*10-2 Вт/м2). На основе изучения геофизических полей, состава минеральных источников с глубинным эманированием, сейсмичности предполагается нахождение на значительной глубине еще не остывшего магматического очага вблизи Октябрьского месторождения [2]. Поэтому если палеотемпературы на Октябрьской площади по кровле верхнего мела можно отнести к пластовым, отвечающим периоду максимального прогибания, то аномальные температуры (280 °С) следует считать следствием вулканических процессов, проявившихся на всем Кавказе в наиболее активной форме в начале позднего плейстоцена. Резко дифференцированное палеотермическое поле в этом районе свидетельствует о сложных теплоэнергетических процессах, в частности, сопровождающих формирование его структурного плана.
Нестабильная палеотемпературная обстановка отмечается и в районе площади Ястребиной, где максимальные палеотемпературы в верхнемеловом комплексе изменялись от 180 до 220 °С.
Сложная картина распределения температурного поля фиксируется в центральной части Терско-Каспийского прогиба, ограниченной по кровле верхнего мела изотермой 200 °С. В этом районе отмечены повышенные значения максимальных температур (220 °С и выше) вблизи разломов (см. рисунок, таблицу), заметно уменьшающиеся с удалением от них. В этой же зоне определены участки в некотором отдалении от разрывных нарушений, которые характеризуются пониженными палеотемпературами (180-190 °С), отнесенными к кровле меловых отложений. Такое распределение палеотемператур позволяет предположить две основные причины формирования теплового поля в этой области: резкое его увеличение в зонах разломов, оконтуривающих эти участки палеоизотермой 200 °С, и проявление блокового строения нижних этажей. Принимая предложенную модель, можно выделить отдельные палеоблоки на период максимального прогрева осадочного бессейна, например, в районе г. Грозного, ограниченные Гудермесско-Моздокским, Бенойско-Эльдаровским, Аргунским разломами и разделенные Срединной шовной зоной, а также Малгобекского и Северо-Малгобекского.
Выводы
1. Палеотермические реконструкции сложных по строению и развитию осадочно-породных бассейнов могут производиться на основе результатов термобарогеохимических и расчетных методов.
2. Построенная модель распределения теплового поля мезозойско-кайнозойского комплекса Терско-Каспийского прогиба в период его наибольшей напряженности свидетельствует о значительной его дифференцированности, отражающей структурно-тектонические особенности (Малгобек-Али-Юртовская и Северо-Малгобекская структуры, Датыхский и Бенойский выступы и др.), проявление глубинных разломов и разрывных нарушений, где аномальны - температуры достигают 280 °С (Срединная и Пшекиш-Тырныауз-Аргудан-Сунженская зоны и др.), а также вулканические процессы (Октябрьская площадь).
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Реддер Э. Флюидные включения в минералах.- М.: Мир.- 1987,- Т. 2.
2. Смирнова М.Н. Об эндогенной причине геотермической аномалии Октябрьского нефтяного месторождения // Труды Всес. конф. «Народнохозяйственные и методич. проблемы геотермии».- Махачкала.- 1979.- С. 66-72.
3. Ярошенко А.А., Масленников А.И. Геотермическая история мезозойских нефтегазоносных комплексов Терско-Каспийского передового прогиба // Советская геология.- 1988.- № 1,- С. 29-36.
4. Sclater J.G„ Jaupart С. and Galson D. The Heat Flow Through Oceanic and Continental Crust and eat Loss of the Earth. Rev. of Geoph. and Space Phys. Vol. 18, N 1, p. p. 269- 311, Febr. 1980.
Paleothermal characterization of the Mesozoic-Cenozoic units of the Tersk-Caspian depression is given for the period of maximum heating of rocks. Paleothermal constructions have been accomplished by means of a calculation technique based on the analysis of a change in heat flow in time and the dependence of geothermal gradient on rock occurrence depth. The application of the thermobarogeochemical method has yielded the same results. As a consequence of the investigations conducted, the map of maximum temperatures has been compiled for the Upper Cretaceous complex of the Tersk-Caspian depression.
Таблица Результаты определения палеотемператур в породах Терско-Каспийского прогиба расчетным и термобарогеохимическим методами
|
Тектонические зоны прогиба |
Возраст |
Интервал замера, м |
Современные температуры*, °С |
Максимальные глубины*, м |
Палеотемпературы, °С |
||
|
в интервале замера |
в кровле мела |
аномальные** |
|||||
|
Северная часть прогиба |
|
4640-5140 |
159-166 |
5400-5900 |
177-185 |
177-183 |
280 |
|
4763-5577 |
180-210 |
160-205 |
|||||
|
Западная часть Терской антиклинальной подзоны |
|
3255-4500 |
152-162 |
4770-6150 |
176-218 |
133-173 |
- |
|
3400-4581 |
160-220 |
145-175 |
|||||
|
Центральная часть Терской антиклинальной подзоны |
|
3360-4720 |
140-181 |
3400-5800 |
142-187 |
143-187 |
285 |
|
4537-5381 |
206-230 |
178-205 |
|||||
|
Западная часть Сунженской антиклинальной подзоны |
|
2420-3160 |
88-118 |
4700-5150 |
175-198 |
145-172 |
- |
|
3600-4200 |
205 |
163 |
|||||
|
Центральная часть Сунженской антиклинальной зоны |
|
3130-4640 |
129-159 |
4600 6100 |
173-186 |
188-189 |
260-280 |
|
3168-5239 |
160-225 |
170-212 |
|||||
|
Межхребтовая синклинальная подзона |
|
5200 |
167 |
6400 |
172 |
172 |
|
|
5327-5604 |
205-210 |
200-205 |
|||||
|
Восточная часть прогиба |
|
4630 |
159 |
5700 |
183 |
179 |
270-280 |
|
3589-4807 |
160-205 |
196-207 |
|||||
|
Южная часть прогиба |
|
3795 |
111 |
4900 |
184 |
135 |
|
|
1298-5208 |
210-220 |
125-158 |
|||||
Примечание. * и в числителе - расчетные Данные, ** и в знаменателе - экспериментальные;
Рисунок Схематическая карта максимальных палеотемператур кровли меловых отложений Терско-Каспийского прогиба:
1 - палеоизотермы, °С; 2 - линия выходов пород на дневную поверхность; 3 - системы глубинных разломов: I - Новогрозненская, II - Аргунская, III - Гудермесско-Моздокская, IV - Бенойско-Эльдаровская, V - Срединная, VI - Пшекиш-Тырныауз-Аргудан-Сунженская; структуры: Д - Датыхская, Б - Бенойская, М - Малгобек-Али-Юртовская, СМ - Северо-Малгобекская, Я - Ястребиная, З - Западно-Гудермесская, Ч - Червленная, С - Старогрозненская, О - Октябрьская