Физика Земли, 2023, № 4, стр. 75-95

ВВЕДЕНИЕ

Целью региональных магнитотеллурических исследований, проводимых в Северо-Кавказском регионе, являлось изучение глубинного строения литосферных плит и вулканических систем различного генезиса, условий формирования месторождений полезных ископаемых и активизации сейсмических процессов. Магнитотеллурическими исследованиями решались задачи по построению геоэлектрических моделей: осадочного чехла, складчатого основания и кристаллического фундамента Предкавказской части Скифской плиты, складчатых сооружений Большого Кавказа, вулканических камер вулкана Эльбрус и Таманского прогиба, оценки насыщения их водной фракцией флюида.

В центральной части Северного Кавказа магнитотеллурические зондирования (МТЗ) выполнялись в диапазоне периодов 0.01 < Т < 1000 с станциями ЦЭС-2, ЦЭС-М и “Phoenix” с шагом между точками наблюдений (т. н.) 1–5 км организациями ООО “ЦЭМИ”, ООО “Северо-Запад” и объединением “Кавказгеолсъемка”. Результаты проведенных магнитотеллурических (МТ) исследований были представлены с учетом одномерной и двумерной инверсий кривых МТЗ [Шемпелев и др., 2020; 2005]. Исследования на тестовых трехмерных (3D) моделях показали, что интерпретация профильных магнитотеллурических наблюдений на основе одномерной или двумерной инверсий часто ведет к появлению ложных проводящих блоков, а их трехмерная инверсия дает более реалистическое отображение 3D-структур и под одиночным профилем наблюдения [Siripunvaraporn et al., 2005; Иванов, Пушкарев, 2012; Kiyan et al., 2014]. В этих трудах и ряде других показано, что необходимо включать дополнительные импедансы Z_хх и Z_уу в процесс инвертирования МТ данных при трехмерной размерности тензоров импедансов.

На тестовой 3D-модели, построенной для Северо-Кавказского региона методом интерактивного подбора к экспериментальным кривым ρ_ob(T) 3D-модельных – ρ_m(T), рассчитанных по программе трехмерного моделирования Maxwellf [Druskin, Knizhnerman, 1994], оценивалась возможность программы 3D-инверсии WSINV3DMT [Siripunvaraporn et al., 2004] восстанавливать ее геоэлектрические параметры. При проведении трехмерной инверсии необходимо задавать стартовые модели. Верхняя часть этих моделей составлялась на основании 1D/2D-инверсий инвариантных кривых МТЗ, а нижняя – с учетом данных и 3D-моделирования МТ полей. Опробование программы WSINV3DMT показало на существенную ее коррекцию параметров проводящих блоков в складчатом основании и разломных зонах его секущих, представленных ранее [Белявский, 2007].

Проведенные объединением “Кавказгеолсъемка” и центром ГЕОН по профилям МТЗ наблюдений методами МОВЗ и ГСЗ¹¹, с учетом проведенной в восточной и западной частях Северного Кавказа региона трехмерной инверсии МТ данных, позволили оценить содержание связанных долей водной фракции флюида в коре Большого Кавказа, Скифской плиты, Таманского и Терско-Каспийского прогибов.

КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ О СТРОЕНИИ СЕВЕРО-КАВКАЗСКОГО РЕГИОНА

Современная структура Северо-Кавказского региона (рис. 1) охватывает [Атлас карт …, 1998; Вобликов, Лопатин, 2002]:

Рис. 1.

Схема расположения профилей МТЗ на схеме структурного районирования Северного Кавказа [Атлас карт…, 1998] (Нетреба А.В. и др.,1977)¹. 1 – Структуры: 1 – Ростовский выступ; 2–9 – Скифская эпигерцинская плита (2 – Азово-Кубанская впадина; 3 – Восточно-Кубанский прогиб; 4 – зона Манычакских прогибов; 5 – Индоло-Кубанский прогиб; 6 – Адыгейский выступ; 7 – Ставропольский свод; 8 – Терско-Кумская впадина; 9 – Терско-Каспийский прогиб); 10–21 – складчатая система Большого Кавказа (10 – Таманский периклинальный прогиб; 11 – Новоросийская складчатая зона; 12 – выступы палеозоя; 13 – Северо-Кавказский краевой массив; 14 – зона Передового хребта; 15 – Минераловодский выступ; 16, 20 – Главный хребет Большого Кавказа; 17 – Известковый Дагестан; 18 – Аквалинскя моноклиналь; 19 – Боковой хребет); 2 – профили МОВЗ, МТЗ (а, б): I – Кубанский, II – Ейск-Каспийское море, III – Туапсинский, IV – Краснополянский, V – Приэльбрусский, VI – Тамань – Новороссийск, VII – Ачуев – Ходыженск, VIII – Новороссийск – Темрюк, IX - Владикавказ – Левокумское, Х, ХI, ХII – Минераловодский выступ, XIII – Талярата – Махачкала, ХIV – Махачкала – Дербент; 3 – изолинии глубин киммерийских доколлизионных комплексов (кристаллический фундамент); 4, а – разломы (Ан – Анапский, АН – Армавир-Невиномысский, Ах – Ахтырский, ВЛ – Владикавказский, ГК – Главный Кавказский, Дж – Джигинский, ПК – Предкавказский, СР – Срединный, Тр – Тырнаузский, Ч – Черкесский); б – надвиги (СФ – Северный фронтальный Восточного Кавказа, ТД – Терско-Дербенский, ГБК – Главный Большого Кавказа; М – Минераловодский, НЛ – Нагутско-Лысогоркий (границы Нальчик-Минераловодской флексурно-сдвиговой зоны)); 5: а – грязевые вулканы [Собисевич и др., 2005]: Ш - Шуро, Г – Гладковский, ЗЦ - Западный Цимбал; б – т.н. МТЗ; 6 – города: Кс – Кисловодск, Лв – Левокумск, Вл – Владикавказ, Мх – Махачкала, Др – Дербент, Тл – Талярата, СТ – Ставрополь. Круг – область максимальной концентрации гипоцентров коровых землетрясений (7–8 баллов). Квадрат – область Дагестанского клина.

– складчатую систему Большого Кавказа, включающую в себя в центральной части горст- антиклинорий Главного хребта, Северо-Кавказский краевой массив, на западе Новороссийскую складчатую зону, а на востоке покров Известнякового Дагестана, Аквалинскую моноклиналь, антиклинории Бокового и Главного хребтов Восточного Кавказа, зоны прибортовой и приосевой складчатостей;

– зону Предкавказских краевых прогибов, заложившихся на Скифской эпигерцинской плите и заполненных неоген-четвертичными молассами. На западе это переклинальный Таманский прогиб, переходящий в Индоло-Кубанский, а на востоке – Терско-Каспийский прогиб. Согласно данным МОВЗ, в пределах Новороссийской складчатой зоны структуры Северо-Западного Кавказа пододвинуты под Скифскую плиту [Золотов и др., 2001] с амплитудой до 10 км;

– Скифскую эпигерцинскую плиту Предкавказья, состоящую из Азово-Кубанской, Терско-Кумской впадин и разделяющего их Ставропольского свода. Деформированная окраина Скифской плиты по системе разломов Ахтырскому, Черкесскому, Нальчик-Минераловодской флексурно-сдвиговой зоне, Северному надвигу Восточного Кавказа отделена от орогена Большого Кавказа [Белов и др., 1990].

Догерцинский фундамент погружается в пределах впадин, Индоло-Кубанского и Терско-Каспийского прогибов до глубины 10–12 км (рис. 1), а складчатое основание (доюрское) до 6–10 км. Их внутренняя структура и внешние контуры, в целом, наследуют структурный план доюрского фундамента и тесно связаны со структурами Северо-Кавказского региона.

К альпийским складчатым зонам относятся: на западе Новороссийская и Таманская структуры, на востоке – Известковый Дагестан, а в центре – Северо-Кавказский краевой массив, который вместе со Ставропольским сводом отделяется от Терско-Каспийского прогиба по Нальчик-Минераловодской зоне с амплитудою до 10 км. На востоке в складчато-глыбовом поднятии Восточного Кавказа выделяют антиклинории Бокового и Главного хребтов, зоны прибортовой и приосевой складчатости (рис. 1). Предполагается, что Известняковый Дагестан надвинут на мезо-кайнозойские осадки Терско-Каспийского краевого прогиба с амплитудой свыше 40 км (покров Шатского) [Белов и др., 1990]. На аллохтон Известнякового Дагестана, в свою очередь, шарьированы олигоцен-миоценовые отложения Терско-Каспийского прогиба, которые погружаются на север до глубины пять километров, а мезозойские отложения осадочного чехла на юг [Магомедов, 2010].

Формирование структур Северо-Кавказского региона связано со сжатием, которое проявилось на всех этапах его развития и обусловлено взаимодействием Скифской и Закавказской литосферных плит. Основными этапами развития региона считаются доюрский-юрский, с раздвигом Евразийской плиты и образованием Скифской и Закавказской плит и дальнейшим их давления друг на друга в позднеальпийский период [Лукк, Шевченко, 2019] с возникновением складчато-покровных структур Большого Кавказа.

МАГНИТОТЕЛЛУРИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ ЦЕНТРАЛЬНОГО СЕКТОРА СЕВЕРНОГО КАВКАЗА

В центральной части Северного Кавказа рассматривались магнитотеллурические наблюдения на профилях: Краснополянский (IV), Приэльбрусский (V) и X, XI, XII, пересекающих Северо-Кавказский краевой массив (рис. 1). Оценивалось распределение электропроводности под Главным хребтом Большого Кавказа, Северо-Кавказским краевым массивом, Минераловодским выступом, Ставропольским сводом и в Восточно-Кубанском и Терско-Каспийском прогибах. МТ зондирования выполнялись в диапазоне периодов 0.001 < Т < 1000 с станциями ЦЭС-2, ЦЭС-М и MTU-5, MTU-2 с шагом наблюдений 1–5 км организациями ООО “ЦЭМИ”, ООО “Северо-Запад” и объединением “Кавказгеолсъемка”.

Первичная обработка магнитотеллурических наблюдений выполнялась в ООО “ЦЭМИ” и ООО “Северо-Запад”, а углубленная в Центре “ГЕОН” и ЦГЭМИ филиала института Физики Земли. Результаты контрольных наблюдений, выполненных станциями MTU, показали, что при синхронных измерениях с базисной станцией, относительные среднеарифметические отклонения модулей основных импедансов составляют 1–1.6%, дополнительных 4–4.5%, погрешности фаз основных импедансов 1.3°, а дополнительных 4°. Трехмерная интерпретация компонент матриц [Z_ob] выполнена на площадях: 4 × 10⁴ км², включающих профили МТЗ IV, V, X, XI, XII и 10⁴ км² без профиля IV.

ТРЕХМЕРНАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ МАГНИТОТЕЛЛУРИЧЕСКИХ ДАННЫХ

Этапы трехмерной интерпретации магнитотеллурических данных:

– Оценка разрешающей способности программы 3D-инверсии WSINV3DMT восстанавливать по ее инверсионным значениям ρ_in(Х_in, Y_in, Z_in) распределение удельного электрического сопротивления (УЭС) ρ_m(Х_m, Y_m, Z_m) в тестовых 3D‑моделях отвечающих, построенным ранее геоэлектрическим 3D-моделям региона [Белявский, 2007].

– Составление стартовых и тестовых моделей на основе: одномерной и двумерной инверсий [Белявский, 2007; Варенцов, 2002] основных компонент экспериментальных тензоров импеданса [Z^ob] и их инвариантных значений – максимальных $Z_{{{\text{ob}}}}^{{\max H}}$ и минимальных $Z_{{{\text{ob}}}}^{{\min H}}$ импедансов индукции [Сounil et al., 1986]; интерактивного подбора к кривым $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{\max H}}$ и $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{\min H}}$ 3D-модельных $\rho _{{\text{m}}}^{{\max H}}$, $\rho _{{\text{m}}}^{{\min H}}$. Последняя задача решалась с помощью адаптированного к программе Maxwellf блока, выполняющего различного вида трансформации матриц [Z^ob] и их 1D-инверсию.

– Вычисление в точках инверсии (т. и.) отклонений компонент тензора импеданса [Z ⁱⁿ], от экспериментальных [Z ^ob], с целью оценки адекватности получаемых инверсионных значений ρ_in(Х_in, Y_in, Z_in) геоэлектрическим параметрам изучаемых объектов.

– Анализ соответствия распределений ρ_in(Х_in, Y_in, Z_in) сейсмическим построениям и оценка содержания в низкоомных аномалиях водной фракции флюида.

В основе программы трехмерной инверсии WSINV3DMT лежит принцип Оккама: минимизация Тихоновского функционала невязки с весовыми характеристиками в исходных и модельных данных, с получением наиболее сглаженных характеристик геоэлектрического разреза. Минимизация выполняется с помощью приближенного Гаусс–Ньютоновского метода линеаризации. В результате получаем сглаженные вдоль профилей МТЗ распределения инверсионных значений ρ_in(X_in, Y_in, Z_in). Ось Х ориентирована на север, а ось Y на восток. Прямая МТ задача решалась конечно-разностным методом [Siripunvaraporn еt al., 2005]. Суммарное отклонение всех исходных компонент тензора импеданса [Z ^ob] от получаемых на каждой итерации инверсионного процесса матриц [Z ⁱⁿ] оценивается нормализованным среднеквадратичным отклонением, параметром RMS, контролирующим достижение главного минимума функционала невязки. При его отсутствии, рассматривались компоненты матриц [Z_in], полученные для минимумов RMS, при которых достигнуто наибольшее приближение основных компонент тензоров [Z_ob] к [Z_in] в окрестности низкоомных аномалий. Решение обратной МТ задачи выполнялось при 15–25 итерациях.

Из-за значительного объема магнитотеллурических данных (свыше 1000 т. н. МТЗ на профилях, протяженностью до 2300 км) и ограниченных возможностей программы WSINV3DMТ инвертировать одновременно все тензоры импеданса, 3D-инверсия проводилась раздельно для западной, центральной и восточной частей Северного Кавказа. При этом выделялись структуры, в пределах которых можно ограничиться 1D/2D-инверсиями, уменьшая число 3D-инвертируемых тензоров [Z_ob]. В центральной части Северного Кавказа рассматривались профили МТЗ IV, V, X, XI и XII, в западной его части инвертировали МТ данные на Пр. МТЗ VI, VII, VIII и частично на Пр. I, II, III [Белявский, 2023], а в восточной на Пр. IX, XIII и XIV [Белявский, 2022] (рис. 1).

Обратная задача решалась для серии стартовых моделей, из которых выбиралась та, которая обеспечивала минимальные относительные среднеарифметические отклонения (δ_xy, δ_yx) экспериментальных $\left| {Z_{{{\text{ob}}}}^{{xy}}} \right|$, $\left| {Z_{{{\text{ob}}}}^{{yx}}} \right|$ от модельных $\left| {Z_{{{\text{in}}}}^{{xy}}} \right|$, $\left| {Z_{{{\text{in}}}}^{{yx}}} \right|$ и фаз импедансов ${\text{Arg}}Z_{{{\text{ob}}}}^{{xy}}$, ${\text{Arg}}Z_{{{\text{ob}}}}^{{yx}}$ от ${\text{Arg}}Z_{{{\text{in}}}}^{{xy}}$, ${\text{Arg}}Z_{{{\text{in}}}}^{{yx}}$ в т.н. МТЗ, под которыми картируются аномалии повышенной проводимости.

Исследования на тестовых 3D-моделях информативности трехмерной инверсии

Опыты по трехмерной инверсии (WSINV3DMТ) проводились на тестовых тензорах [Z_t] 3D-модели (рис. 2), построенной методом подбора к кривым $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{\max H}}$(Т), $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{\min H}}$(Т) 3D-модельных $\rho _{t}^{{\max H}}$(Т) и $\rho _{t}^{{\min H}}$(Т), по профилям 5 (т.и. 5-65) и 6 (т.и. 6-66). Азимуты модельных профилей составляли 30° и близки к ориентации экспериментальных профилей МТЗ (рис. 1). Стартовые модели при трехмерной инверсии, содержали в верхнем слое блоки с осредненными значениями – ρ_t, а в нижнем низкоомные прогибы, обрамляющие высокоомный Северо-Кавказский краевой массив. Верхний слой перекрывался пластиной мощностью 150 м с ρ_t = 10 Ом ⋅ м, которая снижала погрешности расчета ЭМ полей при стыковки блоков со значительным контрастом в ρ_t [Miensopust et al., 2013]. Серия 3D-инверсий, проведенных для матриц [Z_t] при различных стартовых моделях, показала на возможность оценки с помощью программы WSINV3DMT параметров нижних проводящих блоков под профилями 5 и 6 (рис. 3б; рис. 4в).

Рис. 2.

Сечение на уровне Z = 100 м тестовой 3D-модели Северного Кавказа. Справа – шкала УЭС верхних модельных блоков (ρ_t), ⚫ – точки инверсии [Z_t]. Курсивом показаны их номера для Пр. 5 (т.и. 5–65), отвечающего положению Пр. V на рис. 1, и Пр. 6 (т.и. 6–66).

Рис. 3.

Приэльбрусский профиль (Пр. V), результаты трехмерной интерпретации: (а) – методом подбора параметров 3D‑моделей (рис. 2) [Белявский, 2007], масштаб по оси глубин логарифмический; (б), (в) – 3D-инверсия (WSINW3DМТ) тестовых матриц [Z_t] модельных (б) и экспериментальных [Z_ob] (в). Условные обозначения: 1 – положение и номера: а – модельных т.и., б – экспериментальных т.н.; 2 – аббревиатура разломов согласно рис. 1; 3 – положение изотермы с Т = 600°С – а и кровли фундамента – б; 4 – границы Мохо (М) и Конрада (К) [Атлас карт…, 1998]; 5 – блоки с 3–5% дефицитом скорости продольных волн [Шемпелев и др., 2020].

Рис. 4.

Результаты одномерных инверсий кривых ρ_yх (б) и трехмерной матрицы [Z_t] (в) в тестовой 3D-модели (а) для Пр. 6 (т.и. 6–66, рис. 2). Условные обозначения: 1 – т.и.; 2 – модельные блоки; 3 – шкала УЭС в логарифмическом и линейном масштабах; 4 – названия структур.

Положение кровли проводящих блоков, расположенных под неоднородным верхним слоем в т.и. 5–41 профиля 5, отвечает максимальному градиенту изменения ρ_in(X_in, Y_in, Z_in) в низкоомных аномалиях (рис. 3а, 3б), полученных при 14 итерациях инверсионного процесса (RMS = 4.3). Интегральная проводимость проводящих тестовых блоков S_t = 2000 См в т.и. 35 выше, чем S_in ≈ ≈ 1000 Cм, но под т.и. 41, где S_t = 1700 Cм близка к S_in = 1500–1600 См (рис. 3б). Близость распределения ρ_in(X_in, Y_in, Z_in) к модельному ρ_t(X_t, Y_t, Z_t) в интервале периодов 0.1 < Т < 300 c отвечает отклонениям δ_xу = 1–25% и δ_ух = 1–12% импедансов $\left| {Z_{t}^{{ху}}} \right|$ и $\left| {Z_{t}^{{yx}}} \right|$ от получаемых при 3D-инверсии $\left| {Z_{{{\text{in}}}}^{{xy}}} \right|$ и $\left| {Z_{{{\text{in}}}}^{{yx}}} \right|$.

На рис. 4 представлены результаты одномерной инверсии кривых $\rho _{{yx}}^{t}$ (рис. 4б) и трехмерной компонент матриц импеданса |Z_t| (рис. 4г) для Пр. 6. В тестовой модели под ним на глубинах от 9 до 29 км (т.и. 30–42) отсутствует блок с ρ_t = 10 Ом ⋅ м, присутствующий под Пр. 5 (рис. 3а). Одномерная инверсия кривых $\rho _{{yx}}^{t}$ ≈ ρ^║ отразила изменение ρ_t верхнего структурного этажа, осадочного чехла, разлома под т.и. 30 и проводящего блока под т.и. 36–42 (рис. 4б). Однако проводящий блок под т.и. 6–12 не выделила. Трехмерная инверсия его показала, скорректировав параметры низкоомных аномалий под т.и. 18–42. Полученные S_in близки к тестовым S_t в т.и.: 6–12, где S_t = 170 См и S_in = = 200–250 См; 18–24 – S_t = 120 См и S_in ≈ 150–200 См; 30 – S_t = 500 См и S_in ≈ 170–200 См; 36 – S_t = 600 См и S_in ≈ 350–500 См. На рис. 5 показаны тестовые $\rho _{{xy}}^{t}$(Т), $\rho _{{yx}}^{t}$(Т) и инверсионные кривые $\rho _{{xy}}^{{{\text{in}}}}$(Т), $\rho _{{yx}}^{{{\text{in}}}}$(Т). Для т.и. 6–18 значения отклонений δ_ух = 5–35% и δ_ху = 1–25%, в т.и. 24 – δ_ух = 1–25% и δ_ху = 0.5–5%, 30 δ_ух = 1–10%, δ_ху = 0.5–10%. Минимальные δ_ух приходятся на т.и. 30–54.

Рис. 5.

Кривые кажущегося сопротивления ($\rho _{{ух}}^{{{\text{in,}}t}}$, $\rho _{{хy}}^{{{\text{in,}}t}}$) для сечения тестовой 3D-модели (рис. 4). Линии широкие – кривые $\rho _{{ух}}^{{{\text{in}}}}$ и $\rho _{{хy}}^{{{\text{in}}}}$, а отвечающих 3D-инверсии тестовые $\rho _{{ух}}^{t}$, $\rho _{{ху}}^{t}$ (тонкие).

Для других сечений тестовой модели, опыты по 3D-инверсии [Белявский, 2023], также показали на восстановление программой WSINV3DMT (с учетом действия принципа эквивалентности и появления псевдоаномалий проводимости) параметров низкоомных блоков, расположенных под неоднородным верхним слоем. Отклонения полученных при этом ρ_in от тестовых ρ_t может достигать 100–200%, однако интегральная проводимость S_in(X_in, Y_in, Z_in) близка к тестовой S_t, как и максимальный градиент уменьшения ρ_in(X_in, Y_in, Z_in) вдоль оси Z к положению кровли низкоомных блоков.

Краснополянский профиль (Пр. IV)

Согласно распределению параметров асимметрии, на частотах ниже 1 Гц, области квазидвумерной размерности – skew < 0.15, расположены под Ставропольским сводом и в Восточно-Кубанском прогибе. На низких частотах импедансы $Z_{{{\text{ob}}}}^{{{\text{max}}H}}$ ориентируются по азимутам 70°–90°, а на средних по –30°–(–40°), близким к структурным линиям региона. Двумерная инверсия кривых $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{{\text{max}}H}}$ и их фаз Arg$Z_{{{\text{ob}}}}^{{{\text{max}}H}}$, проведенная в режиме Е‑поляризации (рис. 6а), выделила под складчатой системой Кавказа (т.н. 2–3) на глубинах Z_in = 10–12 км блок с ρ_in = = 5 Ом ⋅ м мощностью Н_in = 20–30 км. Метод подбора 3D-моделей разделил его на два, сместив верхний блок с ρ_in = = 20 Ом ⋅ м на глубину 15 км, а нижний с ρ_in = = 40 Ом ⋅ м до Z_in = 30 км.

Рис. 6.

Краснополянский профиль (Пр. IV), результаты инверсий экспериментальных кривых МТЗ: (а) – двумерной, амплитудных и фазовых кривых E – поляризации (масштаб глубин логарифмический); (б) – трехмерной, всех компонент матриц [Z_ob]. Условные обозначения: 1 – положение т.и. при 2D- а и 3D- б инверсиях; 2 – аббревиатура глубинных разломов (рис. 1); 3 – кровля складчатого основания – а и кристаллического фундамента (МОВЗ) – б; 4 – глубинные разломы (МОВЗ); 5 – зоны повышенного поглощения обменных волн [Белявский и др., 2007].

О надежности геоэлектрических разрезов, получаемых при 3D-инверсии

Соответствие экспериментальных кривых $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{xy}}$, $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{yx}}$, полученным при 3D-инверсии $\rho _{{{\text{in}}}}^{{xy}}$, $\rho _{{{\text{in}}}}^{{yx}}$, является критерием надежности рассматриваемых геоэлектрических разрезов. Их частотные характеристики представлены на рис. 7. Видно, что программа WSINV3DMT на периодах Т > 10–50 c дает сглаженные изменения значений $\rho _{{{\text{in}}}}^{{xy}}$, $\rho _{{{\text{in}}}}^{{yx}}$, вызванных на кривых $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{xy}}$ и $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{yx}}$ локальными неоднородностями, расположенными под профилями X (а), XI (б), XII (в), V (г) и IV (д). То есть, она частично гасит проявление “S-эффекта” на кривых $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{xy}}$, $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{yx}}$ при выделении региональных аномалий проводимости, залегающих в нижней части разреза. Аналогичные выводы получены для других профилей МТЗ [Белявский 2022; 2023].

Рис. 7.

Экспериментальные ($\rho _{{{\text{ob}}}}^{{xy}}$, $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{yx}}$) и инверсионные ($\rho _{{{\text{in}}}}^{{xy}}$, $\rho _{{{\text{in}}}}^{{yx}}$) карты кажущихся сопротивлений на профилях МТЗ: X (а), XI (б), IV (в), V (г) и д – XII. Сверху – т.и. МТЗ. Справа шкалы УЭС в lg (Ом · м), слева периоды в lg (Т, с).

При решении обратной МТ задачи, на 13–24 итерациях инверсионного процесса, параметр RMS уменьшался до RMS = 4.1–4.6. За результирующую принималась 3D-модель в которой, при минимальных RMS достигались и минимальные отклонения (δ_xу, δ_yx) экспериментальных модулей импедансов $\left| {Z_{{{\text{ob}}}}^{{xy,yx}}} \right|$ от $\left| {Z_{{{\text{in}}}}^{{xy,yx}}} \right|$ в т.и. МТЗ, под которыми выделены аномалии проводимости.

Распределение δ_xу, δ_yx для центральной части Северного Кавказа представлено на рис. 8, а их осредненные значения составляют на периодах:

Рис. 8.

Относительные среднеарифметические погрешности (δ_yx) 3D-инверсии кривых $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{yx}}$ на профилях МТЗ: X (а), XI (б), XII (в), IV (г) и V (д). Кресты: малые для периодов 0.1 < T < 1 с, большие – 10 < T < 300 с. V – низкоомные зоны.

– Т = 0.1–1 с, Пр. X – δ_{ух, ху} = 1–5% (редко δ_{ух, ху} = = 10–15%), а на Пр. XII, XI – δ_{ух, ху} = 1–10% (редко δ_{ух, ху} = 15–20%);

– Т = 10–300 с, Пр. X и XII – δ_xу = 1–25%, δ_ух = = 1–12% (редко δ_{ху, уx} > 20%) и на Пр. XI – δ_ух = 1–10%, δ_ху = 1–35%;

– Т = 0.1–300 с, Пр. V – δ_xу,ух = 1–25% (редко δ_{ху, уx} > 25%),

– Т < 10 с, Пр. IV – δ_{xу, ух} = 1–7%, а на Т = 10–400 с – δ_yx = 5–20% и δ_xу = 10–60%.

Над низкоомными аномалиями, они показаны для импедансов $Z_{{{\text{ob}}}}^{{yx}}$, ориентированных вдоль основных структурных линий ($Z_{{{\text{ob}}}}^{\parallel }$) в т.и. профилей:

– Пр. X, 5108 – δ_yx < 25%, 207 δ_yx < 10%, 214–215, 220–221 δ_yx < 15%.

– Пр. XII, 109 и 117 – δ_yx < 15%, 113 и 118 – δ_yx < 30%.

– Пр. XI, 303–314, 317 – δ_yx < 15%.

– Пр. V, 25 – δ_yx < 50%, т.и. 29 – δ_yx < 25% и т.и. 44 – δ_yx < 15%.

– Пр. IV, 2, 8 и 19 – δ_yx < 20%.

Более высокие значения погрешностей δ_xу по сравнению с δ_ух на Пр. IV связаны с проявлением на импедансах $Z_{{{\text{ob}}}}^{{xy}}$ ($Z_{{{\text{ob}}}}^{ \bot }$) краевого эффекта от южного борта Индоло-Кубанского прогиба. Он полностью не компенсируется понижением модельных |$Z_{{{\text{in}}}}^{{xy}}$| до минимальных значений экспериментальных |$Z_{{{\text{ob}}}}^{{xy}}$|. Аналогичная ситуация наблюдается на Пр. X, протягивающегося вдоль северной границы Минераловодского выступа, и на Пр. V, где импедансы $Z_{{{\text{ob}}}}^{{yx}}$ ориентируются близко к простиранию структурных линий и погрешности δ_ух меньше, чем δ_xу. Низкоомные блоки в нижней части разреза проявляются, в основном, на продольных импедансах $Z_{{{\text{in}}}}^{\parallel }$, а не на поперечных – $Z_{{{\text{in}}}}^{ \bot }$, что позволяет положительно оценивать возможности проводимой 3D инверсии восстанавливать параметры геоэлектрического разреза и подтверждается проведенными исследованиями на тестовых моделях (рис. 3, рис. 4).

В пределах Таманского переклинального прогиба и Новороссийской складчатой зоны [Белявский, 2023] погрешности δ_ху и δ_ух над низкоомыми блоками составляют:

– Пр. VI, вблизи вулкана Гладковский δ_ху ≈ ≈ 50–70%, δ_ух < 10% (т.и. 80); для Главного Кавказского разлома δ_ху < 10%, δ_ух = 20–60% (т.и. 74) и δ_ху < 45%, δ_ух = 10–30% (т.и. 75); в зоне пересечения Анапского и Молдованского разломов δ_ху ≈ ≈ δ_ух < 10% (т.и. 63) и δ_ху < 50%, δ_ух < 20% (т.и. 66), а Ахтырского и Джигинского разломов δ_ху ≈ δ_ух < 20% (т.и. 59, 63).

– Пр. VIII, для Главного Кавказского разлома δ_ху ≈ δ_ух = 1–60% (т.и. 9–10); в зоне Ахтырского разлома δ_ху ≈ δ_ух = 1–50% (т.и. 15), δ_ху = 100–50%, δ_ух = 10–50% (т.и. 16). На профилях VI и VIII кривые МТЗ ориентированные вдоль разломов (рис. 1) имеют меньшую погрешность отклонения модельных кривых от экспериментальных.

В пределах восточной части Северного Кавказа кривые, ориентированные вдоль структурных линий, имеют на Пр. IX δ_ух: 1–20% (т.и. 1–3; 19), 1–10% (т.и. 11, 27, 52 и 68), а на Пр. XIII, δ^ху ≈ δ^ух = = 1–20% (т.и. 101–106), δ^ху ≈ δ^ух = 1–50% (т.и. 107–114).

ГЕОЭЛЕКТРИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ РЕГИОНА

Профили Минераловодского выступа

Система разломов (Чегемский, Минераловодский и Нагутско-Лысогорский), обрамляющих Нальчик-Минераловодскую флексурно-сдвиговую зону северо–северо-западного простирания (рис. 9, рис. 10), характеризуется на глубинах 5–20 км аномалиями ρ_in = 10–50 Ом ⋅ м (т.н. 113–117) и ρ_in = 1–3 Ом ⋅ м (т.н. 312–314, т.н. 108–109). Выделенные под Пр. X–XI (рис. 7а, 7б) на глубинах: Z_in = 10 км аномалии с ρ_in = 3–10 Ом·м (т.н. 5109, т.н. 207–208); Z_in = 20 км с ρ_in = 50–100 Ом ⋅ м (т.н. 214–216, т.н. 303–304; т.н. 117) и с ρ_in = 2–5 Ом ⋅ м в т.н. 108–109 коррелируют с положением Армавир-Невиномысского, Минераловодского и Нагутско-Лысогорского разломов.

Рис. 9.

Геоэлектрические разрезы (программа WSINW3DМТ) по профилям МТЗ (рис. 1): (а) – X, (б) – XII, (в) – XI. Условные обозначения: 1 – т.и. МТЗ; 2 – глубинные разломы (рис. 1); 3 – кровля складчатого основания – а и кристаллического фундамента – б [Атлас карт…, 1998]; 4 – разломы, выделенные по сейсмическим данным; 5 – блоки с пониженными ∆V_p = 2–4% относительно средних скоростей; 6 – границы областей высокой а – и менее высокой концентрации землетрясений – б.

Рис. 10.

Распределение УЭС (3D-инверсия) на глубинах: (а) – 5.5 км; (б) – 8.6 км (западная часть Северного Кавказа); (в) – 6.6 км (центральная часть Северного Кавказа): 1 (а – номера МТЗ (каждая вторая т.н.); б – грязевые вулканы); 2 – профили МТЗ; 3 (а – глубинные и региональные разломы (рис. 1), б – границы Эльбрусско–Минераловодской зоны сбросо-сдвиговых нарушений [Милановский и др., 1989], глубинные разломы М и НЛ (рис. 1), ограничивающие Нальчик-Минераловскую флексурно-разрывную зону); 4 – области концентрации эпицентров землетрясений [Габсатарова и др., 2020].

Под Минераловодским выступом аномалии повышенной проводимости (Пр. V, X, XII) согласуются с границами Эльбрусско–Минераловодской зоны сдвиговых нарушений [Милановский и др., 1989] и с глубинными разломами, ограничивающими Нальчик-Минераловскую флексурно-разрывную зону. Вдоль нее концентрируются эпицентры землетрясений [Габсатарова и др., 2020], примыкая или частично охватывая локальные зоны понижения скорости продольных волн и электрического сопротивления под Минераловодским выступом и Северо-Кавказским краевым массивом (рис. 9, рис. 10а, 10в). Восточнее Северо-Кавказского краевого массива (рис. 9а, 9в; т.н. 218–5132, 118–108) понижение скорости продольных волн объясняется с учетом изменения скорости и поперечных волн, ростом содержания SiO₂ (с 63 до 65%) [Булин, Егоркин, 2000].

ИСТОЧНИК ПОВЫШЕННОЙ КОРОВОЙ ЭЛЕКТРОПРОВОДНОСТИ

Возникновение свободной фракции флюида и путей его транспортировки может быть связано: с магматической формой их переноса из мантии преобразованием серпентинитов, дегидратацией пород, фазовыми превращениями минералов, процессами дилатансии и скоплением флюида в зонах перехода от более хрупкой коры к жесткой.

О высокой проницаемости шовных зон, ограничивающих Северо-Кавказский краевой массив, свидетельствует и повышение в них концентрации гелия на 4 порядка по сравнению с фоновыми его значениями [Cобисевич и др., 2005]. Основным аргументом в пользу флюидонасыщения проводящих блоков коры является их корреляция с доменами повышенного поглощения и дефицита скорости сейсмических волн. Маловероятно, что графитизированные образования являются источником низкого УЭС при дефиците скорости до 3–5% в тех же проводящих блоках. При скорости продольных волн в графите V_p = 4.3 км/с содержание графита в низкоскоростных блоках должно достигать 6–10% [Белявский, 2007], а таких сведений не найдено.

Понижение удельного сопротивления на глубинах, где температура достигает 600°С, можно объяснить выделением воды из водосодержащих минералов [Браун, Массет, 1984], например, процессами дегидратации серпентинитов при Т = 500°С или пород амфиболитовой фации метаморфизма при Т = 680°С. Такие же температуры ведут к процессу терморазуплотнения и уменьшению УЭС на два порядка [Зонов и др., 1989]. Необходимая для этого температура в 600°С поднимается к глубинам 15–20 км под Ставропольским сводом и Минераловодским выступом (рис. 3, рис. 9). Наблюдаемый здесь повышенный тепловой поток связывается с коровыми астенолинзами [Левин, Кондорская, 1998]. Проведенные GPS-исследования показали на расширение в настоящее время структур Большого Кавказа. Распространенные здесь надвиги вызваны напряжениями субгоризонтального сжатия и “внедрением минерального вещества восходящими потоками глубинных флюидов...” [Лукк, Шевченко, 2019]. Возможность присутствия внутрикоровой гидрогеотермосферы на глубинах 8–15 км, где сосредоточено более 90% землетрясений, аргументирована и в работе [Курбанов, 2001].

ОЦЕНКА СОДЕРЖАНИЯ ФЛЮИДА В СЕВЕРО-КАВКАЗСКОМ РЕГИОНЕ

Содержание связанных в проводящие цепи водных долей флюида f_ρ определялось согласно зависимости удельного электрического сопротивления ρ в двухфазных породах от ρ_s его скелета и ρ_f флюида, заполняющего поры [Shankland, Waff, 1977]. При f_ρ < 15%, полной связанности флюида в цепи, проводящие ток, ρ_f$ \ll $ ρ. Тогда содержание флюида, оценивается из модифицированного закона Арчи f_ρ = 1.5ρ_f/ρ, который подтвержден численными расчетами для сред, содержащих кубические или шаровые высокоомные включения, вдоль которых распределен флюид. Лабораторные исследования показали, что уменьшение содержания связанных в нити долей флюида f_ρ в два раза, при той же их концентрации, ведет к увеличению УЭС блоков горных пород в 8–10 раз [Shimojuku et al., 2014]. Зависимость ρ_f минерализованного водного раствора от температуры и давления принималась согласно работе [Физические свойства…, 1984].

Минерализация подземных вод в пределах Северного Кавказа изменяется от первых граммов до нескольких сотен на литр [Лаврушин, 2012]. Электропроводность флюида рассчитывалась с учетом данных о средней его минерализации солями хлорида натрия в пределах: Таманского полуострова с С = 16–20 г/л, центральной части Северного Кавказа – C = 10 г/л и восточной части Северного Кавказа – С = 8 г/л При температуре Т = 18°C и атмосферном давлении соответственно имеем: ρ_f = 0.4 Ом ⋅ м, ρ_f = 0.6 Ом ⋅ м и ρ_f = 0.8 Ом ⋅ м.

На глубинах 3 км и 10 км в коре Таманского полуострова температура составляет 120 и 300°C [Ершов и др., 2015]. Увеличение с глубиной давления и температуры дает ρ_f при: Н = 3 км (Т = = 120°C) – ρ_f = 0.13 Ом ⋅ м, 5 км (Т = 200°C) – ρ_f = = 0.1 Ом ⋅ м и на 10 км (Т = 300°C) ρ_f = 0.05 Ом ⋅ м. При оценке содержания связанных долей флюида принято, что для глубин 3–5 км ρ_f = 0.1 Ом ⋅ м, а 6–10 км – ρ_f = 0.07 Ом ⋅ м.

Для центральной части Северного Кавказа температура достигает на глубинах: 5–6 км значений Т = 100–150°C; 8–10 км – Т = 200–300°С; 15–20 км – Т = 500–600°С и на 30 км – Т = 600–800°С, что соответственно дает: ρ_f = 0.2 Ом ⋅ м, ρ_f = 0.1–0.08 Ом ⋅ м, ρ_f = 0.05–0.06 Ом ⋅ м и ρ_f = = 0.04 Ом ⋅ м. Близкие оценки ρ_f получены и для восточной части Северного Кавказа [Белявский, 2022].

Содержание всех долей флюида f_v в низкоскоростных коровых блоках оценивалось по уравнению среднего времени [Wyille еt al., 1956]: f_v = (V_f/V_р)(V_o – V_р)/(V_o –V_f), где V_f = 1.7 км/с – скорость продольных волн в воде; V_р – скорость в блоке с водными флюидами; V_o – скорость в обезвоженном блоке коры. Распределения относительных аномалий скоростей продольных волн на профилях МОВЗ, близких или совпадающих с Пр. V, Пр. XII, Пр. X и Пр. IX, принято согласно работам [Шемпелев и др., 2020; Белявский и др., 2007]. Содержание f_v и его связанных водных частей f_ρ в коре Северо-Кавказского краевого массива и сопредельных территорий представлено в таблице, где показано распределение относительного дефицита скорости ∆V_p/V_о продольных сейсмических волн (второй столбец) и УЭС ρ_in(X_in, Y_in, Z_in) (пятый столбец).

Полученное распределение связанных долей флюида f_ρ и глубина их концентрации представлены на рис. 11. В пределах Минераловодского выступа и Северо-Кавказского краевого массива, глубже 5–10 км, f_ρ близко к значениям f_v или ниже (таблица). Лабораторные исследования показали, что повышение f_v относительно f_ρ, связано с адсорбцией части ионов NaCl на стенках капилляров [Shimojuku et al., 2014].

Рис. 11.

Распределение связанных долей флюида f_ρ (%) в Северо-Кавказском регионе: 1 – профили МТЗ, 2 – глубина до фундамента; 3 – доля флюида (а); 4 – глубина до зон повышенного содержания f_ρ (б).

Превышение f_ρ над f_v под т.н.: 25–52 (Пр. V), 207–208 (Пр. X), 108 (Пр. XII) можно объяснить более высоким содержанием солей хлорида натрия во флюиде, чем принято при оценке f_ρ или проявлением принципа эквивалентности при оценке ρ_in, когда изменение мощности проводника и его УЭС пропорциональны. Например, в тестовой модели (рис. 3а), при интегральной проводимости S_t под т.и. 36–41 блока с S_t = 1700–2000 См и его ρ_t = 10 Ом ⋅ м, уменьшение получаемых ρ_in до 3–5 Ом ⋅ м и мощности аномалии до h_in = 5000 м (рис. 3б) ведет к росту оцениваемого f_ρ. Увеличение мощности аномалии проводимости h_in (т.и. 30–36, рис. 4г) до 3–4 км по сравнению с модельным блоком с h_t = 0.5 км (рис. 4а) при росте его ρ_in до 5–10 Ом ⋅ м (ρ_t = 1 Ом ⋅ м) ведет к кажущемуся уменьшению  f_ρ.

Введение дополнительных ограничений, например из сейсмических данных, на параметры проводящих блоков позволяет более надежно определять ρ_in(X_in, Y_in, Z_in) и f_ρ, а также внесение коррективов в шкалу возможных отклонений ρ_in при учете погрешностей инверсии δ_ху, δ_ух. Введенное выше допущение о постоянстве минерализации флюида в частях Северного Кавказа позволяет вносить изменения в оценки f_ρ, представленные на рис. 11, пропорционально фактическим изменениям значений его минерализации и закона Арчи.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

1. В пределах глубинных разломов и шовных зон, пересекающих Минераловодский выступ и Северо-Кавказский краевой массив, максимальное содержание флюида с f_ρ = 2–9% сосредоточено на глубинах от 2 до 15 км (рис. 10в, рис. 11) в зонах:

– Пересечения разломов: Черкесского и Армавиро–Невиномысского (т.н. 206–208, Пр. X), Нагутского и Нагутско–Лысогорского (т.н. 98–116, Пр. V), а последнего с восточной границей Эльбрусско–Минераловодской зоной (Пр. XII, т.н. 113–117, т.н. 108).

– Сопряжения Северо-Кавказского массива с прогибами Восточно-Кубанским (пр. IV, т.н. 6–8) и Терско-Каспийским (Пр. XI, т.н. 302–304) по Черкесскому и Минераловодскому разломам.

– Надвига с 15 до 5 км от Армавир-Невиномысского разлома до Тырнаузского (Пр. V, т.н. 52–25) и вулканической камере Эльбрус (рис. 3б; рис. 10–рис. 11).

Высокая проводимость коровых блоков коррелирует с доменами пониженных скоростей сейсмических волн до 5% (таблица) или/и повышенным их поглощением (рис. 3, рис. 6, рис. 9). Эти факты объясняются высоким содержанием флюида в разуплотненных плоскостях надвига коры Скифской плиты на южную микроплиту [Шемпелев и др., 2005], активизацией глубинных разломов и “флюидосодержащим жерлом вулкана” Эльбрус [Шемпелев и др., 2020].

2. В камерах грязевых вулканов Таманского прогиба (Пр. VI, т.н. 41, 44, 47 и 52–55, рис. 1), узлах пересечения Главного Кавказского, Ахтырского глубинных разломов с региональными (Джигинский, Анапский), отделяющими складчатые структуры Кавказа от Таманского прогиба (Пр. VI, т.н. 74–75; Пр. VII, т.н. 8–11) и в восточной части Индоло-Кубанского прогиба (Пр. VII, т.н. 53) содержание водной фракции флюида f_ρ = = 5–20% при ρ_in = 1–4 Ом ⋅ м (рис. 10; рис. 11). Эти области ассоциируют с положением доменов повышенного поглощения сдвиговых обменных волн, приуроченных к каналам поступления флюида [Рогожин и др., 2019б]. Так в зоне Ахтырского разлома, ограничивающего Большой Кавказ на северо-западе, их затухание втрое превышает фоновые значения.

На северо-востоке Новороссийской складчатой зоны у Ахтырского и Главного Кавказского глубинных разломов f_ρ понижается до 1–2%, а под Пр. III (т.н. 2–4, 17–23) до f_ρ = 0.4–1.5% (ρ_in = = 50–10 Омּм) на глубинах Z_in = 4–10 км (рис. 10б; рис. 11) и в области сопряжения структур Большого Кавказа и Индоло-Кубанского прогиба (Пр. I, т.н. 2, 4–10) [Белявский, 2022]. Эти блоки характеризуются и меньшим затуханием поперечных волн [Рогожин и др., 2015] в полосе поддвига Скифской плиты под Большой Кавказ [Золотов и др., 2001]. В пределах этих структур, от Анапского разлома и до Новороссийской складчатой зоны, расположены землетрясения с магнитудою М > 5 [Cтонгий, Стонгий, 2019].

3. В восточной части Северного Кавказа, под складчатыми структурами Бокового хребта, Аквалинской моноклинали, Известкового Дагестана (Пр. XIII) на глубинах от 5 км до 8 км протягиваются блоки с f_ρ = 3–1% (ρ_in = 10–30 Омּ ⋅ м) [Белявский, 2022] от Главного хребта Большого Кавказа до Терско-Каспийского прогиба (рис. 11). В пределах поясов, разделяющих основные высокоомные структуры Восточного Кавказа, аномалии повышенных f_ρ погружаются к северу с глубины 1 до 5 км под Боковой хребет, Аквалинскую моноклиналь и Известковый Дагестан. Положение этих зон флюидонасыщения ассоциирует с сочленением Терско-Каспийского прогиба и складчатых сооружений Восточного Кавказа [Магометов, 2010]. В ней Дагестанский клин (рис. 1) состоит из системы раздробленных надвигов по палеоцен-эоценовым отложениям, вдоль которых может поступать флюид, создающий систему проводящих структур.

В Терско-Каспийском прогибе (Пр. IX), на глубинах 5–7 км под Северным фронтальным надвигом Восточного Кавказа (т.н. 1) и в окрестности Срединного разлома (т.н. 27), разделяющего Терско-Кумскую впадину и Терско-Каспийский прогиб f_ρ = 6–3% (рис. 11). Первый блок флюидонасыщения связан с южным падением, надвигаемых на Терско-Каспийский прогиб структур Большого Кавказа [Белов и др., 1990]. Он коррелирует с выделенной на глубинах от 15 до 25 км аномалией повышенного поглощения скоростей волн V_S до 3–4 дБ [Рогожин и др., 2019], что объясняется “адвективным проникновением легкого, низкодобротного материала в кору”. Вторая зона флюидонасыщения коррелирует с положением менее скоростного блока с V = 5.9 км/с, при средней коровой скорости V = 6.2 км/с [Краснопевцева, 1978], что отвечает f_v ≈ 3%, близкой к оцениваемой по f_ρ. В восточной части Терско-Каспийского прогиба (Пр. XIV), под широтными разломами на глубинах от 3 до 8 км, выделены аномалии проводимости с f_ρ = 9% [Белявский, 2022].

4. В центральном секторе Северного Кавказа проводящая область под Минераловодским выступом и краевым массивом охватывает Нагутско-Лысогорскую и Минераловодскую сдвиговые структуры (рис. 3в). Они наряду с Армавир-Невиномысским разломом, коррелируют с расположением трех лент повышенной сейсмичности (рис. 9; рис. 10в) [Габсатарова и др., 2020]. Северный фронтальный надвиг (f_ρ = 3–6%), граничащий с Владикавказским разломом (т.н. 3, Пр. IX), окружен сейсмолинеаментом с магнитудою возможных землетрясений до М_max = 6.5–7.1 [Асманов и др., 2013] (рис. 1). Эта концентрация очагов землетрясений, отображает “… миграцию глубинных флюидных потоков вдоль, расположенных параллельно высокоскоростному блоку, слоев с пониженными скоростями продольных волн” [Краснопевцева, Кузин, 2009]. В пределах Дагестанского клина и прилегающих к нему территорий Терско-Каспийского прогиба наблюдаемое высокое флюидонасыщение (рис. 11) уменьшает вязкость и устойчивость активизированных зон коры, что и проявляется в концентрации эпицентров литосферных землетрясений.

Можно констатировать, что повышенная проводимость (ионный тип) коры, связанная с ее физико-химическими свойствами, позволяет решать задачи геодинамики и сейсмической активности.