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.

Характерной особенностью геотемпературного поля вдоль этого геотраверса является резкая пертурбация изотерм при переходе от Кольско-Канинской моноклинали к Южно-Баренцевской синеклизе (рис. 9). Это обусловлено двумя причинами: во-первых, средняя теплопроводность пород синеклизы меньше, чем в районе моноклинали, где фундамент залегает на 5–6 км выше, во-вторых, под Южно-Баренцевской синеклизой зафиксирован относительно низкий тепловой поток. Если на профиле 4–4 мы оценили фоновый тепловой поток как 76–79 мВт/м2, то здесь его значение составляет 64–66 мВт/м2. При переходе севернее по профилю к структуре Штокманско-Лунинского порога тепловой поток возрастает до 72–77 мВт/м2.

Рис. 9. Геолого-геотермический разрез по профилю 7–7 (условные обозначения см. рис. 5).

Такое сочетание теплофизических характеристик создает специфическую картину распределения изотерм катагенеза органического вещества. При переходе от Кольско-Канинской моноклинали к Южно-Баренцевской синеклизе глубина нахождения изотерм катагенеза резко уменьшается с 8–12 км до 4–5 км, а затем, севернее, плавно увеличивается до 6,5–7,5 км в районе ЗФИ.

К структуре Штокманско-Лунинского порога приурочены крупнейшие в регионе газоконденсатные месторождения, что хорошо коррелируется с минимальной глубиной нахождения катагенетического температурного интервала.

Профили 5–5 и 6–6, расположенные в районе архипелага ЗФИ, до выполнения исследований в 25-м рейсе НИС «Ак. Ник. Страхов» были слабо обеспечены геотермическими измерениями. Имелось лишь три определения теплового потока в скважинах «Северная», «Нагурская» и «Хейса», по которым сделана оценка глубинного теплового потока Л.А. Цыбулей и В.Г. Левашкевичем (1992), составившим 76–80 мВт/м2. Можно согласиться с этой оценкой, т. к. полученные в 2007 году новые измерения на полигоне вблизи ЗФИ показали весьма контрастные значения: наряду с высокими величинами теплового потока (88 и 97 мВт/м2), измерены и низкие значения (30–35 мВт/м2), так что в среднем мы получим указанные выше оценки. Здесь мы не будем обсуждать причины столь контрастных значений теплового потока. Это сделано в другой статье авторов в этой же книге.

Строение Южно-Карской впадины изучено сейсмическими работами МОВ и МПВ, а также гравимагнитными методами. Результаты этих работ показывают, что впадина представляет собой рифтогенный бассейн мезозойского возраста с заметно утоненной континентальной корой (до 26–30 км) и резко дифференцированной структурой поверхности фундамента. Крупнейшие разломы имеют явно выраженный листрический облик, а амплитуда смещений по ним достигает 3–6 км (Боголепов и др., 2000). Основные тектонические элементы рифтовой системы сформированы в результате последовательного отрыва крупных клиновидных блоков и пластин консолидированной коры по зонам разломов, выполаживающимся и затухающим в нижнекоровом слое. Растяжение земной коры в Южно-Карской впадине составляет около 20 %, что близко к значениям растяжения в рифтогенных Восточно-Баренцевском прогибе и Североморской впадине. Геодинамический режим растяжения всегда сопровождается повышением температур и теплового потока. Именно такой характер геотермического поля наблюдается нами в Южно-Карской впадине.

Южно-Карский седиментационный бассейн, являющийся подводным замыканием Западно-Сибирского мегабассейна, по углеводородному потенциалу является крупнейшим на арктическом шельфе России. Все ресурсы углеводородов приурочены к мезозойским отложениям и представлены в подавляющей своей части газом.

Для описания структуры коры в Карском море были использованы 24 профиля, полученные как в результате глубинного сейсмического профилирования по длинным геотраверсам (10 профилей), так и в результате обработки информации по коротким профилям МОВ (14 профилей) (Поселов и др., 1996) (рис. 10). Вдоль каждого из них был выполнен расчет глубинных температур с помощью программного пакета «TERMGRAF»(рис. 11) (Подгорных и др., 2001). В качестве граничного условия на нижней границе задавался тепловой поток, измеренный в нескольких разведочных скважинах на акватории: (73–76 мВт/м2 – в западной части и 53 мВт/м2 – в восточной части, западнее арх. Арктического Института), у западного побережья п-ва Ямал (54–58 мВт/м2) и на о. Белый (54–59 мВт/м2). При расчете использовались значения теплофизических свойств слоев коры, адекватные установленным граничным скоростям (см. табл.1).