6.4.2 Регіональна терморозвідка

Регіональні термічні дослідження слугують встановленню термічного режиму і стану надр Землі, що є важливим джерелом інформації для геофізики і теоретичної геології. Отримана кількісна інформація є необхідною як для моделювання геодинамічних процесів в літосфері, так і для оцінки енергетики геологічних явищ. Сутність регіональних термічних досліджень зводиться до високоточних (похибка не більш як 0,01 К) кількаразових вимірювань температур або її змін у глибоких свердловинах, гірських виробітках і донних осадках озер, морів і океанів. Складені графіки температур використовують для розрахунків геотермічних градієнтів і теплових потоків, складання карт відповідних масштабів тощо (див. рис. 6.7). Щоб виключити вплив сезонних коливань температур, виміри на суші ведуть на глибинах понад 50 – 100 м, а на акваторіях - на глибині понад 300 м.

При проведенні геотермічних досліджень в свердловинах, незалежно від використовуваної апаратури, слід дотримуватись певних специфічних вимог з підготовки свердловин до вимірювань.

Так, у зв’язку з порушенням при бурінні свердловин температурної рівноваги (величина порушення залежить від часу і способу буріння, умов циркуляції промивальної рідини, умов продувки повітря тощо), при вивченні локальних теплових аномалій свердловина має відстоятися, конкретний часовий проміжок визначається в залежності від типу аномалій і технології буріння, складаючи від кількох десятків годин до кількох місяців. Крім того, слід запобігати перемішування води, у зв’язку з чим вимірювання проводять при спусканні термометра. Вивчення природного теплового поля передбачає ще більш тривалий час відстою свердловини, метою якого є прийняття буровим розчином (свердловинною рідиною) температури оточуючих порід. Необхідний проміжок часу (t) визначається за радіусом свердловини (R) і температуропровідністю (a) рідини, а також необхідною точністю вимірювань:

де T₀ і T_В - різниці температур на осі свердловини і в пласті на початковий момент часу і після відстою.

Крім вказаних чинників, на швидкість відстоювання свердловини впливає технологія і тривалість буріння: при бурінні неглибоких свердловин без циркуляції промивальної рідини температура в забої вирівнюється вже через кілька годин, а технологія проходки нафтових і газових свердловин обумовлює дуже значні зміни температури. Експериментально доведено що найменшу похибку дає вимірювання температури забою, для якого терміну в декілька годин після завершення циркуляції достатньо для відведення додаткової кількості тепла що виділилась при руйнуванні порід.

Підрахунки теплового потоку за середнім градієнтом температур між денною поверхнею та забоєм свердловин передбачають якомога більш точне визначення поверхневої (середньо-багаторічної) температури, яка встановлюється за даними метеостанцій та результатами спеціальних досліджень в неглибоких свердловинах (шляхом екстраполяції на денну поверхню вимірів температури на глибинах нижче шару сезонних коливань).

Побудова карт теплового потоку ускладнюється нерегулярністю сітки спостережень, мінімальною вимогою до щільності якої є наявність хоча б одного визначення на 1 см² карти. Таким чином масштаб досліджень напряму залежить від кількості свердловин в яких проводились геотермічні дослідження. Важливим чинником є також рівномірність розподілу свердловин по площі досліджень. Так, за даними В.В.Гордієнко (В.В.Гордієнко та ін., 2002) попри те що загальна кількість визначень теплового потоку на території України складає близько 12000, чого достатньо для побудови карт масштабу 1:700 000, вкрай неоднорідна щільність сітки досліджень (половина точок спостережень розташована в Донбасі, а ще близько 20 % - в ДДЗ) не дозволяє будувати карти України в масштабі крупнішому за 1:2 500 000. Водночас, для добре досліджених територій можлива побудова значно детальніших карт: 1:200 000 для Донбасу в цілому і навіть 1:25 000 для окремих його районів.

Як на етапі підготовки до терморозвідувальних досліджень так і на стадії інтерпретації даних слід враховувати широкий перелік чинників що впливають на величину виміряних параметрів. Зокрема, на спостережені величини теплового потоку впливає комплекс різноманітних приповерхневих чинників, трактування яких як перешкод чи локальних аномалій визначається поставленими задачами. Головними з них є: палеоклімат, вертикальні перетікання вод і флюїдів, інтенсивне осадконакопичення, негоризонтальність границь розділу середовищ з різною теплопровідністю, насуви, тощо.

Так, за даними фахівців ІГФ НАН України [12], відхилення температур на денній поверхні від сучасних на території України за останні 1,2 млн. років знаходяться в діапазоні –8,5+4 К. Їх вплив на температурний режим глибинних шарів розраховується як сума ефектів окремих поверхневих імпульсів, величина поправки зростає при збільшенні тривалості і амплітуди температурної аномалії.

Рисунок 6.7 – Тепловий потік на території України (за Р.І.Кутасом, [2]).

В багатьох випадках достатнім є внесення палеокліматичних поправок в величину теплового потоку (в неглибоких свердловинах на УЩ їх величина може досягати 15 мВт/м²) лише за останні 500 тис. років.. Дуже цікаві результати отримані в Сибірському відділенні РАН, де за результатами інтерпретації термограм свердловин встановлені вікові тренди зміни температури денної поверхні на півдні Сибіру в період з 1500 по 2000 рр. Проведені А.Д.Дучковим і Л.С.Соколовою розрахунки зафіксували наявність процесу безперервного зростання середньорічних температур, яке склало за даний період 1 К, при цьому в XIX сторіччі температура зросла на 0,2 К, а в XX – на 0,6 К. Виявлення подібних трендів в інших регіонах світу свідчать про природне походження процесу глобального потепління, і другорядну роль антропогенного вкладу в нього.

Дуже значним на величину спостереженого теплового потоку є вплив комплексу гідрогеологічних чинників. Конвективний переніс водними потоками обумовлює часто дуже значні похибки при визначенні геотермічного градієнту на малих та середніх глибинах (перші кілометри). Водночас, як і в попередньому випадку, саме обумовлені гідрогеологічними особливостями аномалії теплового поля можуть представляти значний власний науковий та практичний інтерес (часто сам факт руху підземних вод встановлюється за даними терморозвідки). Найзначнішими з цієї групи чинників є (за В.В.Гордієнко та інші [12]):

1) випаровування ґрунтової вологи - вплив відносно незначний при глибинах залягання дзеркала ґрунтових вод понад 6 м, однак вже при глибині залягання близько 2 м формується негативна аномалія на поверхні в 0,70,8 К (вплив на температуру глибоких горизонтів тим більший чим більша тривалість існування аномалії);

2) інфільтрація метеорних вод, яка призводить до зменшення теплового потоку вище водотривів, для першого водотриву величина утвореної аномалії пропорційна коефіцієнтові інфільтрації (k_інф) та річній сумі опадів (V_о): q_ан=-Гh_вc_pk_інфV_о (h_в і c_p – глибина залягання водотриву і об’ємна теплоємність води при постійному тиску), вплив інфільтрації на глибші горизонти менший, однак, як показано на прикладі однієї з свердловин ДДЗ в [12], на глибинах від 0,5 км до 3 км може досягати -2-10 мВт/м²;

3) перетікання води в слабконапірних горизонтах, яке створює температурну аномалію в межах водоносного горизонту і обумовлює викривлення поля температур над ним, величина і знак аномалії залежать від температури води і кількісних параметрів водотоку;

4) фільтрація вод з горизонтів з аномально високим тиском в вищезалягаючі породи призводить до завищення значень спостереженого теплового потоку в них, величина поправки може досягати 510 мВт/м² і є пропорційною до температурного градієнту, перепаду тиску і коефіцієнту проникності водотриву крівлі;

5) перетікання води між водоносними горизонтами по лінійним зонам високої проникності (зони розломів).

Слід, зрештою, згадати й аномалії техногенного походження. Так, процеси випаровування обумовлюють зниження температури на поливних землях Степового Криму порівняно з сусідніми ділянками на 0,50,6 К. А відкачка вод призводить до пониження температури порід водоносного пласта приблизно на 0,71,2 К, при цьому температурна аномалія поширюється не лише вверх від водозабору, але й в межах сформованої депресійної воронки.

Формування значимих близповерхневих аномалій теплового потоку у зв’язку сучасними седиментаційними процесами є характерним для морських басейнів. Ці аномалії обумовлені суперпозицією впливів різного спрямування достатньо розмаїтого комплексу чинників, серед яких: відмінність температури щойно сформованих осадків від температури донних порід, коливання температури придонних вод (обумовлені як глибинними течіями так і рельєфом дна), радіогенна генерація тепла в осадках, екрануючий ефект турбідитових потоків, висхідні потоки мулових розчинів тощо.

Безумовним є вплив на формування регіональних аномалій теплового поля комплексу структурних чинників обумовлених як особливостями будови і складу приповерхневих горизонтів так і будовою глибинних шарів земної кори. Провідну роль в даному випадку відіграє наявність в складі розрізу потужних шарів порід з аномальною кондуктивною та конвективною теплопровідністю і складною морфологією меж розділу (таких як соляні куполи в ДДЗ), а також формування в недалекому (в геологічному розумінні) минулому насувів, вплив яких на поле температур ще не компенсований.

Схематична модель формування аномального теплового потоку в областях розвитку тектонічних покровів, розроблену В.І.Горним за результатами геотермічних досліджень Уральської складчастої структури представлено на рис. 6.8. Близьким до даної моделі є розподіл температур в Карпатській нафтогазовій провінції, встановлений за дослідженнями поля температур у структурних і розвідницьких (на нафту і газ) свердловинах (див. рис. 6.9). Наведений розподіл температур по свердловинам наочно демонструє суттєву відмінність геотермічних градієнтів температур в межах регіону, значення якого на Волино-Подільській плиті вдвічі нижчі ніж в Закарпатському прогині.

Рисунок 6.8 - Модель тепловіддачі та розподіл кондуктивного (q_cd) та конвективного (q_conv) теплового потоків в областях тектонічних покровів. За В.І.Горним (2002)

1 – відносні напрямки руху літосферних плит, 2 - кондуктивний тепловий потік, 3 – напрямки конвективного виносу ендогенного тепла.

Здійснювані зусиллями ІГ НАН України, виробничими організаціями Державної геологічної служби та “Нафтогазу України” впродовж останніх 40 років дослідження теплового поля в понад 120 000 свердловин, дозволили накопичити достатньо значний обсяг інформації щодо особливостей регіонального теплового поля в межах України. Створено ряд карт (переважно під редакцією Р.І.Кутаса та В.В.Гордієнка) спостереженого і глибинного теплового потоку, а також розподілу температур на різних глибинних зрізах масштабів 1:5 000 000 і 1:2 500 000 для всієї території України, а також масштабів 1:1 000 000 і 1:200 000 - для ДДЗ, Донбасу, Карпатського регіону, Криму тощо. Одну з таких карт, яка ілюструє розташування в межах України регіональних аномалій теплового потоку та ізоліній глибин залягання геотерми 600С продемонстровано на рис. 6.7. Визначені в межах України величини теплових потоків відповідають загальним закономірностям встановленим для теплового поля Землі: мінімальні величини теплового потоку (0,020,04 Вт/м²) характерні для Українського щита, а максимальні (від 0,07 до 0,12 Вт/м²) – переважають в областях мезозойсько-кайнозойської активізації. Ряд додатних аномалій (інтенсивністю від 0,010,02 Вт/м² до 0,020,04 Вт/м² в межах УЩ, ДДЗ тощо, на думку [12], мають досить молодий вік (0,055 млн. р.), і відповідають сучасній активізації. Проведені В.В.Гордієнко розрахунки дозволяють припустити, що тепловий фронт глибинних джерел в цих випадках ще не досяг приповерхневої зони і аномалії ГТП фіксуються тільки поблизу глибинних розломів, де тепло транспортується рухом флюїдів.

Глибина занурення ізотерми 600С має суттєве значення для інтерпретації регіональних магнітних аномалій оскільки віддзеркалює умови, на яких можливе збереження магнітних властивостей аномалеутворюючих порід. Враховуючи що глибина ізотерми 600С складає в межах Українського щита і його схилів до 60-70 км (при середній потужності земної кори 44 км), а в Закарпатському прогині - 25-30 км, можна вважати, що в магнітному полі практично на всій території проявляються магнітоактивні утворення земної кори, а в межах УЩ – й утворення верхньої мантії.

Особливе значення мають регіональні палеотемпературні реконструкції при виділенні площ перспективних на нафту та газ, підгрунтям чого є приуроченість формування нафти і газу до визначених температурних умов. Доведено [16] що найбільш інтенсивне формування рідких вуглеводнів відбувається в температурному інтервалі від 330 К до 400 К, а газоподібних - від 400 К до 590 К, при швидкості нагрівання 1-10 К/млн. років (див. рис. 6.10) . Відтак температура є одним з найважливіших чинників що впливають на процеси нафто- і газогенерації, і для прогнозу потенційної нафтогазоносності необхідне знання термальної історії басейну: важливо знати не тільки величину температурного максимуму порід в минулому, а й зміну температури з часом.

Регіональні термічні дослідження слугують також цілям вивчення геотермічних ресурсів і виявлення ділянок, перспективних для використання глибинного тепла в якості джерела енергії.

Рисунок 6.9 – Геотермічне районування Карпатської нафтогазової провінції (за Р.М.Новоселецьким та О.Ю.Полутранком)

I – Закарпатський прогин, II – Складчасті Карпати (а - Ужорсько-Дуклянська, б – Центральна, в – Скибова зони), III – Передкарпатський прогин, IV - Волино Подільска плита, Свердловини: РК - Руські Комарівці, М – Мукачівська, Св – Свалявська, Ш - Шевченково, Сн – Синевидна, Ст – Станиля, Сх – Сходниця, Пн – Пиняни, СВ – Судова Вишня, П – Перемишляни і Г - Горохів, 2.0 – величина температурного градієнту, K/100 м

Ці ділянки розташовуються в районах із підвищеним і тепловим потоком (понад 0,1 Вт/м²), і геотермічним градієнтом (5-20С на 100 м). У таких районах на глибинах понад 1 – 3 км можуть знаходитися скупчення або парогідротерм, або термальних вод, або прогрітих порід. В даний час використовують не тільки парогідротерми і термальні води, але і підземні теплові казани, тобто зони зруйнованих перегрітих порід, куди можна закачувати воду і після її нагрівання використовувати для одержання електроенергії, теплофікації й інших цілей. Здійснене на сьогодні [12] районування території України показало, що хоча загальні геоенергетичні ресурси України приблизно у 20 разів перевищують усі запаси горючих копалин на її території, реальні (при глибинах буріння не більш як 6 км) умови для видобутку пари є лише в зоні максимальних аномалій глибинного теплового потоку Закарпаття (понад 120 мВт/м²) та, зокрема, в Криму (де вже, до речі розроблено проект створення ГеоТЕС потужністю 25 Мвт на півострові Тарханкут).

Рисунок 6.10 – Залежність інтенсивності нафтогазоутворення від температури

(за Kantsler A.J., Smith G.C. & Cook A.C. [15])