Следующий временной шаг рассчитан для возраста 60 млн лет (эоцен). В это время не происходило каких-либо структурных перестроек, кроме продолжающегося осадконакопления терригенных толщ. Но скорость осадконакопления для этого времени настолько низка, что сам процесс, как показали расчеты, не искажает глубинный тепловой поток. Следовательно, тепловое поле для этого момента отражало только релаксационные явления после воздействия позднепалеозойского термического источника. Распределение температур и тепловых потоков для этого времени близко к тому, которое было получено для 120 млн лет. Это говорит о том, что геотермическое поле становится квазистационарным, т. е. динамика его изменения во времени прекращается.

Положение изотерм катагенетического температурного интервала (110°С и 160°С) осталось на той же глубине, что и для предыдущего временного шага, т. е. от 4 до 5,5 км и от 4,5 до 6,5 км соответственно. Таким образом, приблизительно в конце позднего мезозоя в данном регионе установилось стационарное тепловое поле. На это же время указывают и геологические данные (Верба, Шаров, 1998), свидетельствующие о том, что в юре и позднее, с уходом рифтогенной активности за пределы Баренцево-Карской плиты, на всей ее площади устанавливается пострифтовый этап эволюции.

Современная термическая структура получена для следующего временного шага (0 млн лет). Профиль рассчитанного теплового потока на поверхности повторяет изгиб изотерм (см. рис. 2). Он достигает максимальных значений 65–67 мВт/м2 в интервалах L=500–700 км и приурочен к выступам гранитно-метаморфических пород, кровля которых по сейсмическим данным расположена на глубине 4–6 км под поверхностью дна. Полученный по результатам моделирования фоновый тепловой поток составляет 54 мВт/м2. Это значение оценивается путем осреднения рассчитанных по профилю тепловых потоков (Хуторской, 1996).

На трансбаренцевском геотраверсе «Ковдор-ГСЗ-76» репером для сравнения наблюденных и «модельных» значений теплового потока являются результаты геотермических измерений по скважине СГ-3 в Печенгской мульде и по скважинам на островах Баренцева моря. Измерение в СГ-3 проведено высокоточной аппаратурой в условиях равновесных (выстоявшихся) температур в стволе скважины, неоднократно повторялось и сопровождалось измерениями в «скважинах-спутниках» (Березин, Попов, 1988; Милановский и др., 1986). Это позволяет говорить о том, что полученное в этой скважине значение теплового потока может являться реперным, и с ним следует сравнивать результаты «модельного» расчета геотермического поля на юго-западном конце профиля. Значение теплового потока, измеренное в верхних 7 км ствола скважины, составляет 38–40 мВт/м2. Ниже 7 км наблюдается постепенное увеличение измеренного теплового потока до 50–55 мВт/м2. Эти значения считаются адекватными глубинному фоновому тепловому потоку, а некоторое его понижение в верхней части разреза интерпретаторы связывают с изменением гидродинамической обстановки в скважине в большей степени и с влиянием палеоклиматических колебаний в меньшей степени. Таким образом, полученные нами «модельные» значения теплового потока вблизи поверхности хорошо согласуются с оценками фонового теплового потока в скважине СГ-3. Заметим, что подобные же величины потока характеризуют весь клин континентальной коры. Отсюда следует, что если нами использован правдоподобный структурный и теплофизический разрезы, то и значения глубинного теплового потока вдоль профиля близки к истинным.

Совпадение полученных из моделирования значений теплового потока и измерений отмечается также для скважин на о-ве Колгуев, где в скв. Бугринская и Песчаноозерская-3 получены тепловые потоки 44–48 мВт/м2, а в скв. Песчаноозерская-1 – 52 мВт/м2 (Цыбуля, Левашкевич, 1992). Хотя эти скважины лежат вне профиля наших исследований, полученные данные говорят о правильной оценке фонового теплового потока.

Таким образом, фоновый тепловой поток на акватории Баренцева моря выше, чем тепловой поток, характеризующий докембрийские структуры Балтийского щита. Это объясняется более молодыми (рифейско-палеозойскими) термическими источниками рифтогенной природы под акваторией по сравнению со смежными участками суши и следовательно, более поздним прекращением активных тектонических и термических процессов.

Вдоль семи новых профилей, построенных по данным глубокого бурения и сейсмопрофилирования, расположение которых показано на рис. 4, было проведено моделирование нестационарного теплового поля с целью расчета глубинных температур и тепловых потоков. Это следующий этап моделирования, результаты которого мы можем сравнить с результатами, полученными на первом этапе.

Рис. 4. Карта расположения исследованных сейсмо-геологических геотраверсов.

Геотраверсы проходили через скважины, где проводились кондиционные определения теплового потока. Это позволило корректно задать краевые условия второго рода на нижней границе для каждого из профилей.

В геологическом строении осадочного чехла Баренцевоморского региона участвуют отложения широкого возрастного диапазона: от венд (?) – кембрийских до кайнозойских. Для непосредственного изучения докайнозойские отложения доступны преимущественно по периферии Баренцевоморского шельфа – на островах и приморских территориях, а также в немногочисленных опорно-параметрических (на островах) и морских поисково-разведочных скважинах российского сектора Баренцева моря. В норвежском секторе (часть акватории, расположенная западнее профиля 4–4) изученность бурением и сейсморазведкой значительно выше.

Представленные геологические разрезы (рис. 5–9) составлены на основании данных сейсморазведки МОВ-ОГТ, проведенной в разные годы ОАО МАГЭ; результатов бурения скважин, выполненных в российском секторе ФГУП АМНГР, а также опубликованных данных изучения скважин норвежского сектора. Сухопутные части профилей составлены по результатам геолого-съемочных работ, выполненных ранее геологами ВНИИОкеангеологии и ПМГРЭ.

Рис. 5. Геолого-геотермический разрез по профилю 1–1 (а) (изолинии, °С).