Поле аномалий температур, как известно, сложно отражает распределение тепловых потоков и теплофизических свойств осадочного чехла и фундамента. Для поисков нефти и газа важно знать, какие аномалии (или какая часть температурного эффекта) обусловлены структурой, литологическими неоднородностями, фациальной изменчивостью разреза, а какие - источниками тепла нерадиогенного происхождения.

Трудность таких расчетов связана как с необходимостью аппроксимации разреза, так и с отсутствием сведений об его теплофизических свойствах. По этой причине при экстраполяции температур (или тепловых потоков), как правило, принимается гипотеза теплопроводной однородности мощных комплексов осадочного чехла [2, 6].

Широкое применение геофизических методов (МОГТ, ВЭЗ, ЗС) дает возможность использовать при моделировании температурного поля такие характеристики среды, как скорость и электропроводность. Косвенная связь этих характеристик с теплопроводностью общеизвестна [4, 6]. Между тем расчет средней теплопроводности по параметрам, учитывающим как послойную изменчивость, так и мощность пород, позволяет аппроксимировать любое сложное распределение неоднородностей в разрезе, не прибегая к раздельной оценке теплофизических свойств каждой из них.

В табл. 1 демонстрируется сходимость расчетных и экспериментальных [3] определений теплопроводности.

Рассмотрим возможность использования методики моделирования для истолкования результатов термометрических измерений на примере северо-западной части Бильче-Волицкой зоны Предкарпатского прогиба.

Физическая модель разреза прогиба представляет собой плоскопараллельную пластину толщиной H₀ = 5,5 км, которая включает весь молассовый комплекс (миоцен) мощностью от 1 до 5 км и верхнюю часть домиоценового основания. Изменения мощности миоценового комплекса (h_i) с точностью до величины перепада высот дневного рельефа аппроксимированы структурной картой поверхности опорного гипсо-ангидритового горизонта, практически совпадающего с поверхностью основания прогиба ( рис. 1 , A), а теплофизические неоднородности пород миоцена - картой средней скорости до этого горизонта (см. рис. 1 , Б). Последняя составлена по данным сейсмокаротажных и полевых (МОГТ) наблюдений. Теплопроводность (l₀) каждого из осадочных комплексов, слагающих домиоценовое основание прогиба, ввиду незначительной дисперсии скорости принята постоянной.

Характер распределения усредненных (фоновых) значений тепловых потоков радиогенной природы (q_i) интерполирован согласно их экспериментальным определениям в скв. 75 Рудки, 1 Пыняны, 10 Северные Мединичи, 4 Кохановка [3]. При взаимных пересчетах физических параметров использованы регрессионные зависимости [4,7]: l=5,8 s - 9; v = -11,48+6,24 s; v = -9,64+5,25 s+1,25 К, где l - теплопроводность породы в 10^-3 кал/(см*с*°С); v - скорость прохождения сейсмических волн, км/с; s - плотность, г/см³; К - карбонатность, %.

Принимая во внимание субгоризонтальный, пликативно-сбросовый характер залегания миоценовых отложений на преобладающей части площади, для расчета температур использованы приближенные формулы:

где T₁ и T₂ - температурные эффекты пород миоцена и домиоценового основания соответственно; - вышеупомянутые константы и текущие априорно заданные параметры модели.

Погрешность расчета температур зависит в основном от неточности исходных данных, которые могут быть систематическими или случайными. Поскольку систематические погрешности, к которым относятся ошибки регрессий и интерполяции фоновых значений тепловых потоков, не повлияют существенно на локальные особенности температурного поля, ограничимся оценкой только случайных ошибок.

С учетом приведенных зависимостей между физическими характеристиками и функциональной связью “путь - время” погрешность определения температурного эффекта пород миоцена выразится таким образом

где t_i - максимальная величина времени регистрации отраженной волны от опорного горизонта.

Погрешность недоучета теплового потока, зависящего от локальной структуры чехла, можно оценить по его эмпирической зависимости от t, которая (в параметрах времени регистрации отражающего горизонта) для рассматриваемой территории представляется: q_i ~ 1,0+0,25 t_i, откуда Dt_i ~ 0,25 Dt_i. Поскольку по всей модели в целом t_i<4 с, а на локальных поднятиях Dt< 0,3 с, погрешность эффекта пород миоцена DТ_{1 ~} 0,1 °С.

Погрешность расчета температур домиоценовой части модели будет существенно большей, так как здесь ошибки прогноза теплофизических свойств не компенсируются погрешностями за толщину слоя, как в приведенном выше случае. Если допустить, что DT₂ ~ (3-5) DT₁, тогда полная квадратическая погрешность ориентировочно составит DT ~ 0,4-0,6 °С, чем обосновывается сечение изотерм через 2°С на карте расчетных температур.

Известно, что с приближением к дневной поверхности контрастность температурных аномалий и абсолютные значения температур убывают. Естественно, возникает вопрос, на каких глубинах должны измеряться температуры, чтобы наблюденные и расчетные аномалии были сопоставимыми.

Рассмотрим ( табл. 2 ) материалы измерений температур в отключенных примерно на месяц скважинах, расположенных в экстремальных гипсометрических условиях залегания домиоценового основания (температурные замеры исправлены на начальные условия и осреднены по группам скважин на каждом из участков).

Как следует из табл. 2 , наблюдаемые по разрезу аномалии сравнимы с расчетными вблизи уровня h = -200 м, который, по-видимому, можно принять минимально необходимым для получения неискаженных внешним полупространством температурных измерений. Практикующиеся же сейчас скважинные наблюдения ведутся в основном в диапазоне нейтрального слоя, где температурное поле геотермозоны существенно, примерно на порядок, подавлено гелиотермозонным. Масштаб такого ослабления редко выдерживается одинаковым, даже в пределах небольших территорий, в связи с непостоянством альбедо и резкой изменчивостью теплофизических параметров в верхней части разреза [8]. Учесть все это при измерениях в нейтральном слое можно в самом грубом приближении и только при наличии детальнейших сведений о неоднородности поверхностных масс.

В связи с изложенным становится очевидным, что количественное сопоставление моделированных и наблюденных в нейтральном слое температур практически невозможно. Выход следует искать в качественном сопоставлении теоретических и наблюденных аномалий, что позволит, хотя и не в полной мере, учесть структурную и литолого-фациальную неоднородность разреза и тем самым уменьшить неоднозначность физического и геологического истолкования температурного поля.

Так, на рис. 2 отмечается общность в размещении ряда локальных особенностей наблюденного и моделированного полей в центральной и восточной частях площади. Ввиду того, что многие мелкие неоднородности, особенно верхов разреза, не были учтены, моделированное поле имеет более сглаженные очертания. Ряд крупных особенностей проявился более четко, например, температурная ступень в зоне регионального Краковецкого разлома (в наблюденном поле эта ступень прослеживается фрагментами по участкам, заключенным между относительными минимумами и максимумами). Часть локальных особенностей в моделированном и наблюденном полях проявилась завуалированно в виде террасовидных осложнений и аномалий незамкнутого контура.

Критерии истолкования материалов качественного сопоставления полей следующие.

Те аномалии наблюденного поля, которые в плане близко совпали с расчетными, несомненно, имеют геологическую природу, заложенную в исходной теплофизической модели. Природа наблюденных аномалий, которые не соответствуют вычисленным, может быть двоякой: либо они обусловлены флуктуациями (по площади) теплового потока нерадиогенного происхождения, либо неоднородностями среды, не учтенными моделью. Неоднозначность истолкования таких аномалий может быть сужена, если иметь в виду, что упомянутые флуктуации теплового потока создают в основном относительные температурные максимумы (дополнительные источники тепла), а среди неоднородностей чехла преобладают разуплотнения (трещиноватость, повышенная пористость и др.), образующие относительные температурные минимумы. Последние интенсивностью 0,2- 0,3° С (в нейтральном слое) могут создаваться, судя по данным бурения за счет повышения примерно на 10 % пористости или на 20 % песчанистости терригенных пород в пачках мощностью 300-500 м. Не исключена также согласно критериям метода вариаций теплового потока [5] связь концентрических слабоинтенсивных относительных минимумов с наличием залежи УВ.

Максимумы температур в нейтральном слое, не имеющие аналогов среди моделированных, связываются нами с тепловым эффектом газовых залежей. Аргументируется: это следующим.

Поскольку перепад температур по латерали в области залежи на глубинах 1-2 км достигает 5- 10 °С [1-6], то эффект от нее в нейтральном слое, согласно табл. 2 , может составить 0,1-0,2 °С, что вполне ощутимо при достигнутой на данной площади точности замеров температур (±0,02 °С). Принималась во внимание возможная компенсация эффектов залежей локальными неоднородностями разреза, известными по скоростной модели.

Результаты моделирования и высказанные соображения позволили выделить среди наблюденных аномалий нейтрального слоя объекты, представляющие поисковый интерес (аномалии типа залежи и аномалии, связанные с повышенной песчанистостью пород). На рис. 2 они показаны различной штриховкой.

1. А. С. 196193[СССР]. Способ обнаружения нефтегазоносных структур / Авт. изобрет. С.Г. Думанский. - Опубл. в Б.И.,1967, № 11.
2. Дьяконов Д.И. Геотермия в нефтяной геологии. М., Гостоптехиздат, 1958.
3. Кутас Р.И., Гордиенко В.В. Тепловое поле и глубинное строение Восточных Карпат. Киев, Наукова думка, 1970.
4. Кутас Р.И., Гордиенко В.В. Тепловое поле Украины. Киев, Наукова думка,1971.
5. Суетнов В.В., Сарданов С.С. Теоретические основы геотермической разведки. Махачкала, Даг. кн. изд-во, 1977.
6. Тепловой режим недр СССР. - Труды ГИН АН СССР. вып. 218, 1970, с. 1-224.
7. Фильштинский Л.Е., Бойко В.Н., Скуин Б.Л. Применение корреляционного и регрессивного анализа для изучения соотношений между скоростью упругих волн, плотностью и карбонатностью горных пород. - Вест. МГУ. Сер. геол. 1, 1971, с.117-120.
8. Храмов С.П. Метеорология и климатология. Л., Гидрометиздат, 1968.

Таблица 1

Таблица 2

Рис. 1. Исходная геофизическая модель структурной карты (А - по М.Д. Вытрикуш и др., 1978 г.) и схема распределения средней скорости пород чехла до гипсо-ангидритового горизонта и фоновых величин тепловых потоков (Б).

Изолинии: 1 - по опорному гипсо-ангидритовому горизонту, м, 2 - средней скорости, км/с, 3 - фоновых значений тепловых потоков, мкал/(см²-с); 4 - тектонические нарушения; 5 - скважины: СВ - Судовая Вишня, Нк - Никловичи, Р - Рудки, Мн - Майничи, З - Залужаны, Гр - Грушев, Пн - Пыняны, НВ - Новоселки

Рис. 2. Схемы сопоставления моделированных (А) и наблюденных на уровне h =-20 м (Б - по С.Г. Думанскому, 1978 г.) температур.

1 - изотермы, ºС (на схеме А шаг между расчетными точками 1,5 км, на схеме Б - 2 км); 2 - аномалии типа залежи; 3 - участки повышенной песчанистости (пористости). Остальные усл. обозн. см. на рис. 1