Строение и история развития литосферы - Коллектив авторов

Разрезы пересекают основные тектонические элементы Баренцевоморского сектора и в региональном плане характеризуют строение осадочного чехла. Максимальные мощности отложений фиксируются в Южно-Баренцевской впадине, где они предположительно составляют около 18 км (профили 1–1, 2–2, 3–3, 7–7), минимальные – в западных частях региона – в норвежском секторе (профили 1–1, 2–2). Профиль 4–4 в меридиональном направлении пересекает зону Центрально-Баренцевских поднятий, разделенных прогибами, открывающимися в сторону Южно-Баренцевской впадины.

Часть разреза, включающая меловые, юрские, верхне-, средне– и частично нижнетриасовые отложения оказалась редуцирована в норвежском секторе, в результате позднемелового(?) – эоценового аплифта. Наиболее полные разрезы мезозоя отмечаются в депоцентрах Баренцевоморского мегабассейна: в Южно– и Северо-Баренцевских впадинах. Здесь снизу вверх по данным МОВ-ОГТ предполагается развитие глубоководных отложений ордовика-силура, девона, карбона и нижней перми, которые выше по разрезу сменяются преимущественно терригенными отложениями верхней перми, триаса, юры, мела и неоген-кайнозоя.

По данным исследования скважин мезозойская часть разреза характеризуется сменой по разрезу трансгрессивных и регрессивных последовательностей отложений. Максимум трансгрессии приходится на позднеюрское время, когда в разрезе формировалась толща так называемых «черных глин» (Устинов, Покровская, 1994). Самая глубокая скважина в этой части региона (Арктическая-1) остановлена на глубине 4524 м в отложениях ладинского яруса среднего триаса.

В бортовых частях Южно-Баренцевской впадины (скважины Мурманской площади) происходит существенное уменьшение мощностей триасовых и более древних отложений и выпадение из разреза отложений верхнего мела. По данным МОВ-ОГТ здесь предполагается развитие карбонатных отложений нижней перми, карбона и верхнего девона (профиль 7–7), аналогичных разрезам севера Тимано-Печорской плиты. В Печорском море палеозойские отложения вскрыты поисковым и разведочным бурением. Непосредственно вблизи линии профиля 3–3 находятся скважины Северо-Гуляевского и Приразломного месторождений. Одна из скважин Приразломного месторождения прошла осадочный чехол до глубины 4500 м и на забое вскрыла отложения самых низов нижнего девона. Установлено, что палеозойские отложения Печорского моря, содержащие основной по продуктивности каменноугольно-нижнепермский нефтегазоносный комплекс, имеют большое сходство с разрезами сухопутной части провинции (Государственная…, 2003).

Профили 5–5 и 6–6 расположены в самой северной части Баренцевоморского мегабассейна и пересекают острова арх. Земля Франца-Иосифа и прилегающую акваторию. Разрезы построены по данным геологических съемок и опираются на результаты бурения трех глубоких скважин на архипелаге Земля Франца-Иосифа (Нагурская, Северная, Хейса), по данным которых наблюдаются резкие изменения мощностей отложений и отсутствие на большей части архипелага отложений моложе триасовых. Разрез триасовых отложений насыщен интрузивными образованиями, которые отчетливо фиксируются как в разрезах скважин, так и на профилях МОВ-ОГТ. Ниже триаса, в разрезе Нагурской скважины, установлены верхнекаменноугольные отложения, но в прогибах, там, где общие мощности увеличиваются до 6 км, предполагается развитие полных разрезов перми, карбона, девона и силура. В акваториальной части разрезов по данным МОВ-ОГТ предполагается также существование юрских и меловых отложений.

Западная часть геотраверса 1-1а проходит в субширотном направлении в центральной части Баренцева моря от Медвежинско-Надеждинской ступени до Штокмановско-Лунинского порога (рис. 5). Основными теплофизическими границами на этом профиле, так же как и на всех остальных, являются границы протерозойского фундамента и фанерозойского чехла, а также верхнепалеозойского карбонатного комплекса и мезозой-кайнозойских терригенных пород. Структурно-теплофизические неоднородности выражены на геотермическом разрезе искривлением изотерм и увеличением геотермического градиента в относительно низкотеплопроводных толщах. Например, градиент температуры в породах складчатого фундамента составляет на интервале глубин 5–10 км 12–14 мК/м, а в породах верхнепалеозойского чехла – 20–21 мК/м. При инвариантности теплового потока на нижней границе разреза контраст значений градиента компенсируется обратным соотношением теплопроводности. Так что величина теплового потока на этом профиле практически постоянна и составляет 68 мВт/м2.

Температурный интервал катагенеза (140–180°С) залегает на глубине 5,0–6,5 км – в восточной части профиля и на 6–8 км – в западной его части. Таким образом, геотермические данные подтверждают независимо высказанное предположение о более высоком углеводородном потенциале Южно-Баренцевской впадины по сравнению с Центральным поднятием (Грамберг, Супруненко, 2001).

Геотраверс 2–2 проходит севернее, параллельно профилю 1-1а от о-ва Короля Карла в Свальбардском архипелаге до Северного о-ва Новой Земли, пересекая Малыгинскую и Лунинскую седловины, Адмиралтейское поднятие и Прогиб Седова (рис. 6).

Рис. 6. Геолого-геотермический разрез по профилю 2–2 (условные обозначения см. рис. 5).

Наибольшие проявления рефракции глубинного потока тепла здесь выражены на западном борту Лунинской седловины и при сочленении Прогиба Седова с Новой Землей. Причины этого связаны не только со структурно-теплофизическими неоднородностями, но и с понижением теплового потока в районе Новой Земли. На Новой Земле тепловой поток резко снижается (до 40 мВт/м2), что так же, как и на Урале, можно объяснить экранированием глубинного теплового потока аллохтонной литосферной пластиной, надвинутой со стороны Уральского палеоокеана при его закрытии в позднем палеозое (Хуторской, 1996). «Охлаждение» земной коры в восточной части профиля обусловило погружение катагенетического температурного интервала от 5–7 км в Малыгинской и на западе Лунинской котловин до 8–10 км – в Прогибе Седова.

Профиль 3–3 пролегает через наиболее продуктивную в отношении открытых месторождений углеводородов часть Баренцевоморского бассейна – через Печорское море. Главными структурными элементами этого геотраверса являются Южно-Баренцевская синеклиза и Печоро-Баренцевская зона погребенных поднятий (рис. 7). Далее на юго-восток профиль переходит в Приновоземельскую зону, где резко сокращается мощность осадочного чехла.

Рис. 7. Геолого-геотермический разрез по профилю 3–3 (условные обозначения см. рис. 5).

Наибольшие значения геотермических градиентов наблюдаются в Южно-Баренцевской синеклизе (до 20–22 мК/м в интервале глубин 5–10 км) из-за большой мощности низкотеплопроводных осадков терригенного мезозой-кайнозойского комплекса. В связи с этим, здесь происходит быстрое нарастание температур в осадочном чехле. Так, верхняя граница катагенетического интервала – 140°С встречается уже на 4,5 км. Таким образом, судя по геотермическим данным, Южно-Баренцевская синеклиза – это наиболее перспективная структура для локализации углеводородных месторождений.

Профиль 4–4 имеет меридиональное простирание и тянется от Кольского п-ова до западной оконечности архипелага Земли Франца-Иосифа (рис. 8). Фундамент на этом профиле имеет сложное строение, сочетающее выступы и прогибы, что обусловлено его простиранием вкрест основным субширотным структурам Баренцевской плиты. Как видно из рис. 8, амплитуда колебаний мощности чехла достигает 10–11 км, поэтому значения геотермических градиентов в прогибах и на выступах заметно различаются. Геотермический градиент в зонах прогибов в интервале глубин 5–10 км составляет ~16 мК/м, а в зонах выступов – 12 мК/м; в интервале глубин 0–5 км, соответственно, 24 и 19 мК/м.

Рис. 8. Геолого-геотермический разрез по профилю 4–4 (условные обозначения см. рис. 5).

В скважинах, лежащих на линии профиля 4–4, а также на зондовых станциях измерены относительно высокие значения теплового потока. Например, на северном борту Кильдинского прогиба в двух скважинах зафиксированы значения 109 и 114 мВт/м2, а фоновый тепловой поток для центральной части Свальбардской плиты можно оценить как 76–79 мВт/м2. Причины повышения теплового потока обсуждались выше. Однако, в настоящее время трудно отдать предпочтение какой-либо одной модели: это может быть и увеличение активности астеносферы при приближении к Северо-Атлантическому центру спрединга, и проявления вторичного рифтогенеза, фазы которого фиксируются, начиная с позднего палеозоя.

Здесь кажется уместным перейти к описанию теплового поля геотраверса 7–7, т. к. он, как и предыдущий, меридиональный и трансбаренцевский. Он начинается у Кольского п-ова и протягивается до широты Земли Франца-Иосифа.