Магнитотеллурический (МТ) метод основан на определении электрического сопротивления земных недр по операторам линейной связи (передаточным операторам) между различными компонентами естественного переменного электромагнитного (ЭМ) поля Земли [Berdichevsky, Dmitriev, 2009; Varentsov, 2015b]. Высокая энергетика и широкий частотный диапазон этого поля, порождаемого токовыми системами магнитосферы и ионосферы Земли и электрическими разрядами в атмосфере, дают возможность на единой методической основе изучать геоэлектрическую структуру всей тектоносферы. Аномалии высокой электропроводности, связанные с процессами флюидизации и частичного плавления литосферных блоков, служат индикаторами геодинамической активности, позволяя оценить реологические свойства и характеристики напряженно-деформированного состояния земной коры и верхней мантии. Эти оценки, получаемые с учетом результатов сейсмических зондирований, имеют важное значение в современном комплексе геодинамических исследований.

Складчатые системы Евразийского пояса являются уникальной системой активизации континентального Средиземноморско-Азиатского пояса сжатия и сводово-глыбовой Байкальской рифтовой системы, нашедшей свое продолжение в Алтае-Саянском регионе. Здесь, при высоком уровне геодинамической активности, особое значение имеют исследования физико-механических свойств горных пород, проявляющихся в значениях удельного электрического сопротивления (УЭС), скоростей распространения продольных и поглощения поперечных волн. В качестве единого физико-механического процесса рассматривается флюидонасыщение пор и трещин горных пород.

За последние десятилетия в пределах складчатых систем Евразийского пояса накоплен значительный объем сведений о скоростных и электрических параметрах коры и верхней мантии Кавказа, Тянь-Шаня, Памира, Туранской плиты, Алтая-Саянской и Байкальской складчатых областей, Корякии и Камчатки. На основе данных магнитотеллурических и глубинных сейсмических зондирований (ГСЗ), а также сейсмологических исследований методом обменных волн землетрясений (МОВЗ), выполненных вдоль серии профилей в Северо-Кавказском регионе, разработана методика оценки флюидонасыщенности коры и мантии [Belyavsky, 2007а]. Показана ее эффективность в Алтае-Саянском и Корякско-Камчатском регионах [Belyavsky, Lozovsky, 2022; Belyavskii, 2021; Belyavsky, 2020b].

Цель глубинных исследований Евразийского складчатого пояса – создание основы для сейсмического районирования территорий и выявление активно развивающихся тектонических структур. Ставились задачи:

– построения геоэлектрических моделей глубинного строения земной коры и верхней мантии, выделения слоев и блоков с аномальными электрическими свойствами, изучения латеральной и глубинной связи выделенных блоков с известными тектоническими и геодинамическими структурами;

– определения аномальных уровней флюидонасыщения и/или содержания расплава на основе оценок электрического сопротивления в выделенных блоках с учетом доступных данных о распределении значений скорости и поглощения сейсмических волн;

– разработки критериев оценки сейсмической опасности на основе локализации областей повышенного флюидо- и/или расплавонасыщения и определения их пограничных зон с резкими градиентами петрофизических свойств;

– изучения строения очаговых зон землетрясений и вулканических камер.

Интерпретация МТ данных выполнена с помощью эффективных средств 3D моделирования [Druskin, Knizhnerman, 1994], а также 2D и 3D инверсий [Siripunvaraporn et al., 2005; Varentsov, 2015a]. В результате исследований составлены схемы флюидонасыщения ряда регионов Евразийского складчатого пояса.

Прогноз сейсмической опасности требует достоверных данных о глубинном строении очаговых зон землетрясений и литосферных блоков, которые выступают источниками избыточного давления или областями его перераспределения, во многом обусловленного их флюидонасыщением. Сейсмическая активность чаще всего проявляется при сочленении структур с высокими контрастами электропроводности, резкими горизонтальными градиентами скоростей сейсмических волн и/или с существенными различиями в поглощении поперечных волн [Karakin et al., 2003].

Показано, как совместный анализ параметров выделенных электропроводящих блоков, сейсмических волноводов (зон пониженных скоростей) и доменов повышенного поглощения волн позволяет оценить уровень минерализации водной фракции флюида и степень его связанности. В выделенных электропроводящих (в дальнейшем – проводящих) литосферных блоках и слоях содержание водной фракции флюида cf (свободной [Kuzin, 2014], магматической и образовавшейся за счет дегидратации амфиболитсодержащих пород воды [Brown, Mussett, 1984]) определялось c учетом полной [Shankland, Waff, 1977] или частичной [Shimojuku et al., 2014] связанности их долей и возможного появления долей расплава [Pommier, Garnero, 2014].

Также рассмотрен альтернативный пример с присутствием высокопроводящих блоков графитизированных сланцев, не имеющих выраженного дефицита сейсмических скоростей.

Анализу подлежали следующие геофизические данные:

– Северо-Кавказский регион: МТ зондирования ОАО «Центр ЭМИ», ООО «Cеверо-Запад» и Центра Геон им. В.В. Федынского; материалы МОВЗ-ГСЗ Центра Геон им. В.В. Федынского;

– Алтае-Саянский регион: материалы глубинных сейсмических исследований Центра Геон им. В.В. Федынского, ПГО «Иркутскгеофизика» и СНИИГиМС и МТ зондирования КНИИГиМС;

– Корякско-Камчатский регион: данные ООО «Cеверо-Запад» и ОАО «Камчатгеология»;

– Тянь-Шаньский регион: МТ данные АО «Узбекгеофизика».

Первичные МТ материалы были представлены в виде передаточных операторов импеданса [Z] и горизонтального магнитовариационного (МВ) отклика [M].

Задачи построения геоэлектрических моделей решались с применением средств 1D [Belyavskii, Sukhoi, 2004], 2D [Varentsov, 2015a] и 3D инверсии импедансных МТ данных [Siripunvaraporn et al., 2005], а также 3D моделирования [Druskin, Knizhnerman, 1994]. Инверсиям предшествовал углубленный анализ инвариантов импеданса [Belyavsky, 2007b; Berdichevsky, Dmitriev, 2009; Varentsov, 2015b]. Определялись размерность и азимуты простирания доминирующих геоэлектрических структур, вычислялись экстремальные импедансные значения ZmaxH и ZminH [Counil et al., 1986].

Стартовые модели 2D инверсии основывались на результатах 1D инверсии и априорной геолого-геофизической информации. В ряде случаев вместо фаз импедансов ZmaxH и ZminH использовались компоненты фазового тензора [Caldwell et al., 2004; Varentsov, 2015b; Belyavsky, 2017].

Предварительные исследования синтетических данных, полученных в имитационных 3D моделях, показали, что интерпретация профильных МТ/МВ наблюдений средствами 1D или 2D инверсии часто приводит к появлению ложных структур, в то время как 3D инверсия позволяет надежнее восстанавливать объемные структуры, в том числе по одиночным профилям МТ зондирований [Siripunvaraporn et al., 2005], за счет учета всех компонент оператора импеданса.

Начальные модели 3D инверсии интегрировали результаты 1D/2D построений. Несколько их альтернативных вариантов уточнялись путем перебора результатов 3D моделирования в сопоставлении с наблюденными импедансными данными и в ходе дальнейшей формализованной 3D инверсии. Результаты 3D моделирования также использовались для оценки информативности различных компонент оператора импеданса и его экстремальных значений [Belyavsky, 2017]. На имитационных 3D моделях, построенных для Северо-Кавказского и Алтае-Саянского регионов методом интерактивного подбора с использованием программы 3D моделирования Maxwellf [Druskin, Knizhnerman, 1994]), оценивалась устойчивость и разрешающая способность 3D инверсии с использованием программы WSINV3DMT [Siripunvaraporn et al., 2005; Belyavsky, 2020a, 2020b].

В ходе 3D инверсий оценивались невязки модельных и наблюденных компонент тензора импеданса, контролировалось соответствие получаемых геоэлектрических моделей априорным сведениям, выполнялось их сопоставление с результатами сейсмических построений.

Для выделенных проводящих блоков оценивалось содержание водной фракции флюида cf (в %) с учетом его полной и/или частичной связанности [Belyavskii, 2021; Belyavsky, 2023; Belyavsky, Lozovsky, 2022]. Использовались данные об электрическом сопротивлении водной фракции флюида при его минерализации хлоридом натрия (10–170 г/л), полученные на образцах обводненных кварцитов [Shimojuku et al., 2014] и расплавов с cm=2–20 % в диапазоне температур 1260–1440 ℃ [Pommier, Garnero, 2014] с учетом связанности их капель [Vanyan, Shilovsky, 1983]. Полное содержание флюида в коре и литосферной мантии оценивалось и по аномалиям с дефицитом скорости продольных волн ΔVp по сравнению с Vp во вмещающих их литосферных структурах [Wyllie et al., 1956].

Аномалии электропроводности, коррелирующие с понижением скоростей сейсмических волн или с их повышенным поглощением, объясняются повышенным флюидонасыщением или частичным плавлением, зависящими от геодинамического состояния литосферных блоков, в частности от присутствия активных глубинных разломов и вулканических камер различного генезиса. В окрестности именно таких блоков часто концентрируются гипоцентры землетрясений.

В регионе выполнено 14 профилей МТЗ (рис. 1) длиной в несколько тысяч километров с шагом наблюдений 1.5–4.0 км в диапазоне периодов 0.001–1000 с. На большей части профилей также проводились сейсмические исследования методами МОВЗ и ГСЗ. Максимальная плотность МТ наблюдений достигнута в СВ части Северо-Кавказской моноклинали и на Минераловодском выступе, относящихся к зоне устойчивой сейсмической активности (слабые и умеренные землетрясения). Восточнее, в Нальчик-Минераловодской флексурно-разрывной зоне, поле сейсмичности в плане неоднородно и образует две параллельные зоны повышенной активности с системой крутопадающих сдвиговых нарушений СВ простирания [Milanovsky et al., 1989].

По результатам 3D инверсии [Belyavsky, 2022, 2023; Belyavskii, 2023] построены геоэлектрические разрезы Северо-Кавказского краевого массива (рис. 2, профили V, X и XI). В сечении этого массива (от Тырнаузского глубинного разлома до Армавир-Невинномысского) проводящие блоки погружаются с 5 до 15–20 км (рис. 2, а). В пределах данных блоков амплитуды обменных волн землетрясений уменьшаются в три раза, а скорости продольных волн Vp понижаются на 3–5 % [Shempelev et al., 2020]. Под Главным хребтом Кавказа (вулкан Эльбрус), Минераловодским выступом и вблизи обрамляющих их глубинных разломов [Omelchenko, 2020], на глубинах до 20–50 км, положение проводящих блоков коррелирует с вертикальными зонами пониженных скоростей Vp или/и повышенного поглощения Vs (рис. 2). Эта корреляция объясняется флюидонасыщением разуплотненных плоскостей надвига коры Скифской плиты на кору южной микроплиты и активизацией глубинных разломов, а под Эльбрусом – присутствием флюидов (а глубже 10 км, возможно, и расплава) в жерле и камерах вулкана [Shempelev et al., 2020]. Обрамляющие краевой массив проводящие разломы СЗ простирания (рис. 2, б, в) характеризуются высокой концентрацией гипоцентров землетрясений [Gabsatarova et al., 2018].

Появление водной фракции флюида связывается с фазовыми превращениями минералов и их магматической транспортировкой из мантии. Понижение сопротивления на глубинах с температурой ~600 °С можно объяснить выделением воды из водосодержащих минералов [Brown, Mussett, 1984] или началом частичного плавления гранитных формаций. Необходимая для этого температура ~600 °С достигается на глубине 15–20 км под Ставропольским сводом и Минераловодским выступом в пределах коровых астенолинз [Levin, Kondorskaya, 1998]. Высокая проницаемость шовных зон, ограничивающих Северо-Кавказский краевой массив, также проявляется в повышенной (на четыре порядка по сравнению с фоном) концентрации гелия [Laverov, 2005]. Альтернативная электропроводящая природа высокой проводимости блоков при дефиците скорости продольных волн и их повышенном поглощении маловероятна.

Для выделенных проводящих структур оценено содержание водной фракции флюида cf при его минерализации ~16 г/л. Глубинные разломы и шовные зоны, ограничивающие Северо-Кавказский краевой массив и Минераловодский выступ, характеризуются высоким (2–9 %) содержанием cf на глубине 2–15 км (рис. 3). Высокая концентрация флюида свойственна и пересечениям Главного Кавказского и Ахтырского глубинных разломов с разломами, отделяющими складчатые структуры Кавказа от Таманского и Индоло-Кубанского прогибов. Наиболее высокими значениями cf (до 15 %, рис. 3) и повышенным поглощением сдвиговых обменных волн (в три раза выше фона) характеризуются грязевые вулканы Таманского прогиба и зоны Ахтырского разлома [Belyavskii, 2023; Belyavsky, 2023].

В восточной части Северного Кавказа от Главного хребта Большого Кавказа до Терско-Каспийского прогиба (рис. 3, а, б) на глубине 5–6 км протягиваются слои с cf=0.6–3.0 %, а аномалии повышенных cf погружаются на север с 1 до 5 км под Боковой хребет, Аквалинскую моноклиналь и Известковый Дагестан [Belyavsky, 2022]. В эти зоны флюиды могут поступать по системе раздробленных и проницаемых надвигов [Magomedov, 2010]. Высокими cf (3–5 %) также характеризуется Северный фронтальный надвиг, отделяющий складчатые структуры Восточного Кавказа от Терско-Каспийского прогиба, и Срединный разлом, отделяющий прогиб от Терско-Кумской впадины.

Алтае-Саянский регион характеризуется интенсивностью сейсмических сотрясений до 8–9 баллов (рис. 4). В его пределах выполнено 16 профилей МТЗ общей длиной свыше 5000 км с шагом наблюдений 1.5–4.0 км в диапазоне периодов 0.001–3000 с. На большей части профилей велись сейсмические наблюдения методом МОВЗ. Максимальной плотностью МТ наблюдений охвачены Кызылская впадина, Кузнецко-Алтайская металлогеническая область и зоны концентрации землетрясений: Алтайская, Тээлинская, Шагонарская и Самагалтайская (рис. 4).

Модели, построенные в ходе 3D инверсии импедансных данных на серии профилей (рис. 5), указывают на близость проводящих коровых блоков к активизированным разломам и очагам землетрясений [Belyavsky, 2020a, 2020b; Belyavsky, Lozovsky, 2022]. Оценка содержания флюида в регионе [Belyavsky, Lozovsky, 2022] проведена с учетом адсорбции части ионов солей NaCl на стенках пор [Shimojuku et al., 2014] при реперных значениях величины флюида, оцененных по дефициту Vp МОВЗ/ГСЗ в зонах их корреляции с аномалиями электропроводности. Основная часть гипоцентров землетрясений (рис. 5, 6) расположена над кровлей коровых проводящих блоков и вблизи глубинных разломов с низким сопротивлением – 10–200 Ом·м. Проводящие аномалии соответствуют положению зон повышенного затухания обменных волн землетрясений или пониженных скоростей продольных волн.

Высоким 0.5–1.0 % содержанием cf характеризуются блоки, расположенные на глубине 15–25 км под гипоцентрами Тээлинского (03.06.2008, М=4.2), Самагалтайского, Каа-Хемского и Тувинского (27.12.2011, М=6.5) землетрясений (рис. 5, 6), а низким (0.1–0.2 %) cf – Алтайский (27.09.2003, М=7.3), Большепорожский (10.02.2011, М=6.4) и Урэг-Нурский (Шапшальская зона, 15.05.1970, М=7) очаги, где векторы девиаторного растяжения имеют восточное или ЮВ направление.

К разломам северного, СВ и СЗ простирания с высоким cf=0.15–1.0 % векторы девиаторного растяжения ориентированы ортогонально [Rebetsky et al., 2013]. Это способствует их наполнению водной фракцией флюида. Повышенной флюидонасыщенностью с cf=0.15–0.60 % характеризуются и глубинные разломы (рис. 6), протягивающиеся на север, – Восточно-Шапшальский, Восточно-Кузбасский, Сарасинский, Мартайгинско-Патынский; на северо-запад – Шапшальский, Восточно-Таннуольский, Унгешский, Балыктыг-Хемский, Барлыкский и на северо-восток – Убсунур-Баянкольский, Агардакский. Минимальное содержание флюида (cf<0.1 %) свойственно глубинным разломам: Башеланскому, Южно-Теректинскому, Курайскому, Хемчикско-Куртушибинскому, Азасскому и Каа-Хемскому, в местах, где девиаторные растяжения ориентированы вдоль них (см. рис. 5).

Повышенное содержание флюида отвечает дефициту скорости продольных волн в 2.0–4.2 % на глубине 10–30 км, например под Кызылской впадиной и ее бортами с cf=0.3–0.5 % (рис. 6). Под этой впадиной по данным МОВЗ и ГСЗ [Bulin, Egorkin, 2000] выделены зоны с дефицитом скорости продольных волн: ∆Vp=0.15 км/с на глубине ~10 км под блоком с Vp=6.15–6.20 км/с и ∆Vp=0.3 км/с на глубине ~35 км под блоком с Vp=7.05 км/с. Им отвечает содержание флюида 0.7–0.9 % в пунктах 26–27 профиля Г–Г (см. рис. 5; рис. 6) и 0.2 % в пунктах 11–12 профиля Д–Д.

Высокие значения содержания флюида (0.8 %) под Кызылской впадиной могут быть связаны с растяжением литосферы на глубине более 100 км под Тувинской котловиной, лежащей на продолжении Байкальской рифтовой зоны [Kurgankov, 2001]. Блок литосферы под Кызылской впадиной опускается со скоростью 0.4 мм/год, а ее борта испытывают подъем до 1 мм/год. Это подтверждается томографической моделью (МОВЗ-ГСЗ), в которой домен с ∆Vp≈2.5 % [Zolotov et al., 2006] расположен под впадиной глубже 100 км.

Результаты исследований в регионе позволяют сделать следующие выводы:

– основная часть гипоцентров землетрясений расположена над системой стыкующихся вытянутых проводящих блоков и вблизи глубинных разломов с cf=0.06–1.00 %;

– проводящие зоны коррелируются с доменами повышенного затухания обменных волн землетрясений и пониженных скоростей продольных волн (по данным МОВЗ-ГСЗ), что свидетельствует о повышенной пористости и обводненности блоков коры в очаговых зонах землетрясений;

– минимальное содержание cf=0.08–0.10 % свойственно разломам (см. рис. 5), вдоль которых ориентированы растягивающие девиаторные напряжения [Rebetsky et al., 2013].

Блоки литосферы с высоким объемным содержанием флюида cf и расплава cm выделены (рис. 7) по результатам МТ зондирований [Belyavskii, 2021] на пересечении субмеридиональных структур Олюторско-Восточно-Камчатской зоны с широтными структурами (Императорская и Алеутская вулканические дуги). В их окрестности происходит разгрузка тектонических напряжений. Величины флюидонасыщения и/или расплава здесь отвечают наблюдаемому дефициту скорости продольных волн [Fedotov, 2006]. Под Южно-Камчатским прогибом на глубине ~35 км (температура ~800 ℃) выделены блоки с cf=1.6–2.4 % (зона 5). Дальнейшая миграция флюида вдоль вулканических систем и ослабленных зон коры приводит к росту cf на глубине 13–15 км до 1.5–2.0 %. Флюидонасыщенные области коррелируются с зонами высокой сейсмической и гидротермальной активности, что свойственно областям поддвига океанической коры под континентальную. Под Прибрежным горстом глубже 70 км формируется расплав с cm=1.5–3.0 % в субдуцированных океанических породах.

Под Начикинской грабенообразной структурой (зона 4), характеризующейся высокой вулканической и сейсмической активностью, на глубине более 40 км выделяется проводящий и низкоскоростной мантийный блок с долей расплава cm до 1.5–3.0 % в обводненных породах зоны пересечения субдукционных и вулканических структур Императорской дуги. Блок с повышенным содержанием расплава (и/или флюида с cf=0.7–1.0 %) прослеживается под Хавывенским погребенным поднятием и действующими вулканами (Безымянный, Толбачинский, Ключевской и Шивелучский; зоны 2–3) и Олюторско-Восточно-Камчатской структурно-формационной зоной (СФЗ). На глубине 10 и 30 км (вблизи границы Мохо, при температуре ~800 ℃) выделяются блоки с cf=1–2 % или cm=5–10 %, интерпретируемые как зоны вулканической и сейсмической активности западного окончания Алеутской дуги, погружающейся под Хавывенское погребенное поднятие. Расположенный на глубине 20 км домен с ∆Vp=1.2 км/с [Fedotov, 2006] и Vp=6.6 км/с характеризуется cm≈1 %.

Севернее Хайрюзовского и Усть-Камчатского глубинных разломов (зоны 7, 11, рис. 7), в областях снижения сейсмической и вулканической активности, на глубине 50 км cf снижается до 0.12–0.20 %. Между Охотской и Баренцовой плитами, под межплитными разломами МП1 и МП2, на глубине 5–40 км, cf=0.7–0.2 %. Вдоль эпицентрального поля Ильпырского землетрясения (2013 г., M>5.8; зона 8, рис. 7), на глубине от 20 до 40 км, cf=0.5 %.

Гипоцентры Ильпырского (2013 г., M>5.8), Хаилинского (1991 г., М=6.6) и Олюторского (2006 г., M=7.6) землетрясений (зоны 1 и 8), расположенные на глубине 10–30 км над проводящими блоками, характеризующимися насыщением флюида cf=0.2–0.6 % или расплавом cm=2.0–4.5 %. Под относительно сейсмически спокойным Корякским нагорьем (зона 10), на глубине 10 км, cf=0.12–0.16 %, а глубже 50 км, где температура превышает 1000 ℃, cm достигает 1.6–3.5 %. Под Пенжинской впадиной блок с cf=0.3–0.4% поднимается до 10–15 км (зона 12), в то время как под Омолонским массивом проводимость возрастает глубже 60 км (рис. 7).

Построенные 3D геоэлектрические модели дают возможность оценить в данном регионе степень флюидонасыщения и частичного плавления [Belyavskii, 2021]. Показано, что МТ метод позволяет картировать активизированные глубинные и региональные разломы, проницаемые литосферные блоки и вулканические камеры различного генезиса с содержанием флюида cf в пределах 0.3–2.0 % и расплава с cm=2.5–10.0 %, а также выделять очаги землетрясений на периферии этих зон.

На основе представленных распределений содержания флюида и расплава можно сделать следующие выводы:

– в зонах активной вулканической деятельности cf≥1 %, а в очаговых зонах землетрясений cf=0.2–0.5 %;

– глубинные разломы в зонах контакта литосферных плит и структурно-формационных зон характеризуются cf=0.13–0.2 %, а в пределах замыкания вулканических дуг – 0.3–1.0 %;

– под восточным побережьем Камчатки на глубине свыше 30 км выделяются нижние камеры вулканов с cm=3–10 %, приуроченные к местам пересечения активизированных структур СЗ простирания (Алеутская, Императорския вулканические дуги) и СВ простирания (Авачинская и Ключевская группы вулканов).

Геоэлектрическая модель Среднеазиатского региона строилась на основании 1D–2D инверсий [Belyavsky, Varentsov, 1998] и 2D–3D моделирования МТ данных [Azarov et al., 1998]. Интерпретировались максимальные и минимальные инвариантные кривые МТЗ, с разделением на продольные (ρ||) и поперечные (ρ┴). В результате исследований составлена карта глубин до кровли верхнего проводящего слоя в пределах Тянь-Шаньского региона, Памира и южной части Туранской плиты.

В пределах Кызылкумского сектора Южного Тянь-Шаня положение кровли верхнего проводящего слоя (1D инверсия кривых ρ||) контролируется [Azarov et al., 1998] глубиной залегания графитизированных нижнепалеозойских комплексов с УЭС 0.3–5.0 Ом·м (рис. 8). Черносланцевые проводящие формации нижнего палеозоя представлены метаосадками с первичным содержанием органического вещества до 0.5–2.0 %. Повышение температуры до 300–400 ℃ и умеренное давление привели к их графитизации, а дислокационное сжатие – к формированию кливажа со связанными вкраплениями графитовых зерен.

На рис. 9, а, приведена геоэлектрическая модель вдоль профиля I (см. рис. 8), секущего структуру Мурунтау, а на рис. 9, б, – вдоль параллельного, более протяженного профиля, также секущего структуру Мурунтау в пунктах 160–161, Бухарскую ступень – в пунктах 173–174, Кустанайско-Кураминский плутоновулканический пояс – в пунктах 150–153 и Сырдарьинскую впадину – в пунктах 144–147. В пределах Южного Тянь-Шаня и Бухарской ступени комплексы с суммарной коровой продольной проводимостью, достигающей 6000 См на глубине 10–20 км, также определяются [Azarov et al., 1998] по результатам 2D инверсии главных компонент горизонтального МВ оператора [Varentsov, 2015a, 2015b], а под Сырдарьинской впадиной по результатам 3D моделирования на глубине ~10 км выделяются блоки с суммарной коровой продольной проводимостью до 3000 См.

Приведенный обзор 3D геоэлектрических моделей, построенных в пределах Евразийского складчатого пояса, и результатов их комплексного геолого-геофизического толкования показывает, что картирование блоков литосферы с повышенной электропроводностью и оценка в них флюидонасыщения или степени частичного плавления позволяют обоснованно выделять активизированные и проницаемые глубинные разломы, реологически ослабленные блоки и слои, вулканические камеры различного генезиса. Появляется возможность характеризовать региональную геодинамическую активность и прогнозировать расположение областей напряженного состояния земных недр и возможных очагов землетрясений. В работе также показана значимая роль зон повышенной электропроводности при выделении блоков, перспективных на рудопроявления.

Надежность представленных оценок содержания флюида определяется не только достоверностью получаемых распределений электрического сопротивления, но и дополнительным учетом региональных петрофизических моделей изменения пористости с глубиной, степени связанности флюидных капель и частиц графита/сульфидов в проводящих цепях, сведениями о минерализации земных вод и данными по скоростям и поглощению сейсмических волн. Надо отметить, что погрешности определения степени минерализации водных долей флюида в пределах региона ведут к обратно пропорциональному смещению оценок содержания cf в пределах всей рассматриваемой территории, но существенно не влияют на выводы о тектонической активности проводящих блоков.

Дальнейшее, более детальное, изучение представленных регионов современными методами синхронного магнитотеллурического и магнитовариационного зондирования [Azarov et al., 1998; Berdichevsky, Dmitriev, 2009; Varentsov, 2015a, 2015b] позволит повысить надежность сейсмического районирования, а развертывание сетей МТ мониторинга может улучшить прогнозирование сейсмических и вулканических событий.

Авторы выражают благодарность коллегам из ООО «Cеверо-Запад», ОАО «Центр ЭМИ», КНИИГиМС, ОАО «Камчатгеология», АО «Узбекгеофизика», ФГУП «Центр Геон им. В.В. Федынского», ПГО «Иркутскгеофизика» и СНИИГиМС за предоставленные материалы. Авторы благодарят рецензентов за конструктивные замечания, позволившие улучшить текст статьи.

В.В. Белявский − концептуализация, инверсия МТ данных и комплексное геолого-геофизическое истолкование результатов, написание текста, предварительная подготовка иллюстраций, итоговые выводы. И.М. Варенцов − концептуализация, средства 2D инверсии и консультации по их применению, редактирование текста, итоговые выводы. И.Н. Лозовский – редактирование текста, итоговая подготовка иллюстраций.

V.V. Belyavsky – conceptualization, MT data inversion, comprehensive geological and geophysical interpretation of results, writing, preliminary figure preparation, and final conclusions. I.M. Varentsov – conceptualization, 2D inversion tools and consultations on their application, text editing, and final conclusions. I.N. Lozovsky – text editing and final figure preparation.

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью. Авторы прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript. The authors read and approved the final manuscript.