Физика Земли, 2021, № 4, стр. 61-77

ВВЕДЕНИЕ

В пределах Корякско-Камчатского региона за последние тридцать лет произошли: катастрофические землетрясения Корякское (1988 г., М > 5.4), Хаилинское (1991 г., М > 6.6), Олюторское (2006 г., M > 7.6), Ильпырское (2013 г., M > 5.8); извержения вулканов Шивелучского, Жупановского, Авачинского, Ключевского, Начикинского и ряда других, которые побудили череду землетрясений меньшей интенсивности. Восточной части Камчатского полуострова свойственна повышенная вулканическая деятельность и сейсмичность с магнитудой M > 5. Также предполагается решающее значение промежуточных камер на глубине 50–80 и около 30 км и дополнительная роль малоглубинных камер (10–15 и 2–5 км) как этапов подготовки к главным извержениям” [Добрецов и др., 2017]. Все эти факторы стимулировали проведение полевых геофизических исследований и переинтерпретацию ранее полученных магнитотеллурических и магнитовариационных данных (МТЗ-МВЗ), по технологиям объемного трехмерного математического моделирования электромагнитных полей.

Решение обратных задач магнитотеллурики на первом этапе выполнялось с помощью программ одномерной [Белявский, 2011] или двумерной [Варенцов, 2002] инверсий инвариантных кривых магнитотеллурического зондирования [Counil et al., 1986]. На втором этапе применялся метод интерактивного подбора к наблюденным МТ данным 3D-модельных, рассчитанных по программам Maxwellf [Druskin, Knizhnerman, 1994] и адаптированных к ним инвариантных кривых МТЗ [Белявский, 2011]. Построенные на первом этапе геоэлектрические модели рассматривались как стартовые.

Трехмерная интерпретация магнитотеллурических данных (рис. 1), полученных в Корякско-Камчатском регионе с 2003–2010 гг. (Белявский и др.¹¹; Нурмухамедов и др.²²), учитывала геоэлектрические 2D-3D-модели, представленные в работах [Нурмухамедов, 2010; Мороз и др., 2001; Гонтовая и др., 1993; Мороз, 1991]. Это позволило построить 3D-модели распределения удельного электрического сопротивления – ρ_m(Х_m, Y_m, Z_m) в пределах Камчатского полуострова и южной Корякии [Белявский и др., 2008; Белявский, Николаев, 2011; Белявский, Алексанова, 2015; Белявский, Яковлев 2016; 2020], по которым оценивалось распределение водной фракции флюида и расплава в литосфере рассматриваемого региона. Особое внимание уделялось очаговым зонам землетрясений и вулканической деятельности.

Рис. 1.

Расположение в Корякско-Камчатском регионе профилей МТЗ: 1 – А–А, Б–Б, В–В, Г–Г, Д–Д, Е–Е, Ж–Ж, З–З, групп МТЗ (III, IV, VI, X, XI, XII, XIII); 2 – И–И, Верхнее Пенжино–Пенжинская губа (МТЗ 1–252) – Корф (МТЗ 1–250), р. Вывенка V – р. Пахача (МТЗ 1–54); МТЗ 1–85, МТЗ 86–287, МТЗ 288–354–562; 3 – а – вулканы, б – эпицентры катастрофических землетрясений (ОЛ – Олюторское, Хл – Хаилинское, Кр – Корякское, Ил – Ильпырское); температура на глубине расположения: 4 – проводящего блока; 5 – поверхности Мохо [Моисеенко, Смыслов, 1986]. На врезке – схема глубин до границы Мохо¹ (курсив) и с учетом данных МОВЗ^1,2 (широкий шрифт).

В основу геолого-тектонической схемы, используемой при составлении стартовых и результирующих геоэлектрических моделей, принимались структурные построения работ^{1, 2} и статей [Апрелков и др., 1991; 1997; Мишин и др., 2003; Шарапова и др., 1984]. Оценка распределения водной фракции флюида в коре и мантии региона выполнена с учетом лабораторных данных, оценивающих электрическую проводимость насыщенных минерализованною водою кварцитов [Shimojuku et al., 2014] и расплавов при плавлении перидотитов и базальтов [Pommier, Garnerol, 2013]. Знание величины насыщения флюидом или расплавом позволяет оценивать и контролировать проницаемость литосферных блоков в зонах повышенной сейсмической и вулканической деятельности, проводить сейсмотектоническое районирование и выделять зоны, перспективные на рудную минерализацию [Файф, 1981].

1. МЕТОДИКА ИНТЕРПРЕТАЦИИ МАГНИТОТЕЛЛУРИЧЕСКИХ ДАННЫХ

Интерпретация МТ данных включает в себя циклы: определения направления главных осей экспериментальных матриц импедансов [Z_ob] и их размерности; снятие влияния приповерхностных неоднородностей на экспериментальные кривые МТЗ-индукции ($\rho _{{ob}}^{{{\text{maх}}Н}}$, $\rho _{{ob}}^{{{\text{min}}Н}}$) [Counil et al., 1986] и фазового тензора [Caldwell et al., 2004]; проверки выполнения дисперсионных соотношений между максимальными (минимальными) модулями импедансов индукции Z^maxH (Z^minH) и их фазами; построения стартовых геоэлектрических моделей с помощью программ одномерной и двумерной инверсий кривых МТЗ (рис. 2); использование программ трехмерного математического моделирования МТ полей [Druskin, Knizhnerman, 1994] при решении обратной задачи геоэлектрики методом подбора к кривым $\rho _{{ob}}^{{{\text{maх}}Н}}$, $\rho _{{ob}}^{{{\text{min}}Н}}$ и векторам Визе–Паркинсона 3D-модельных; оценки разрешающей способности 3D-модельных кривых МТЗ и векторов Визе–Паркинсона к определению УЭС проводящих блоков коры; расчет коэффициентов проявления структур в нижней части разреза на фоне изменения параметров в верхней части модели [Белявский, Николаев, 2011; Белявский, Алексанова, 2014; Белявский, Яковлев, 2016]. Для оценки УЭС блоков коры предпочтительнее выполнять подбор 3D-модельных кривых МТЗ к кривым индукции или фазового тензора, хотя погрешность оценки по ним УЭС в модельных блоках коры с ρ_m(Х_m, Y_m, Z_m) может достигать и 100%.

Рис. 2.

Сечения стартовой 3D-модели на уровнях Z: 0 км (а), 18 км (б) и результаты 1D-инверсии – $\rho _{m}^{{ух}}({{H}_{m}})$ модельных кривых $\rho _{m}^{{ух}}(T)$ для H_m = 5 км (а) и 20 км (б). Ось У ориентирована по азимуту 30°. В кругах даны номера зон (рис. 8), для которых оценивалось насыщение литосферы флюидом ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{f}$ и расплавом ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{m}$. Справа – шкала УЭС блоков (ρ_m). Изолинии $\rho _{m}^{{ух}}({{H}_{m}})$ даны в lg (ρ), Ом ⋅ м. Показаны интервалы пр. И–И, МТЗ № 462–562 (Оссора–Корф) и № 1–54 (р. Вывенка–р. Пахача).

Распределение УЭС в осадочном чехле впадин и верхней части разломов в стартовых 3D-моделях задавалось с учетом результатов 1D-инверсии кривых МТЗ и сейсмических построений^{1, 2}. Результирующие блочные 3D-модели с более детальным заданием модельных точек (м.т.) расчета МТ полей, по сравнению со стартовой моделью на рис. 2, представлены на рис. 3, а проекции на плоскости Х–Y, Z–Х и Z–Y призм низкоомных блоков, полученных методом подбора к экспериментальным кривым $\rho _{{ob}}^{{{\text{max}}Н}}$, $\rho _{{ob}}^{{{\text{min}}Н}}$ 3D-модельных $\rho _{m}^{{{\text{max}}H}}$, $\rho _{m}^{{{\text{min}}H}}$, показаны на рис. 4–рис. 5.

Рис. 3.

Блочные модели южной (а) и северной (б) частей п-ва Камчатка. На блоках показаны их УЭС. Курсивом дано положение модельных точек (рис. 2) и экспериментальных (подчеркнуты) МТЗ, римскими цифрами вынесены номера групп МТЗ на профиле Е–Е и профиле Ж–Ж (рис. 1). Ю-К – Южно-Камчатский прогиб, Н – Начикинский грабен, Ср – Срединный выступ, ХПП – Хавывенское погребенное поднятие. Региональные и глубинные разломы: Пп – Петропавловский, Жп – Жупановский, Ун – Унанский, Кр – Крестовский, Шв – Шивелучский, У-К – Усть-Камчатский, Ха – Харьюзовский. Звезды – Авачинский и Шивелучский вулканы. Ось У ориентирована по азимуту 30°.

Рис. 4.

Сечения 3D-модели центральной части полуострова (рис. 2) и результаты 1D-инверсии кривых МТЗ: а – $\rho _{{ob}}^{{{\text{max}}H}}$ на профиле И–И (МТЗ 88–287) и $\rho _{{ob}}^{{ух}}$ для МТЗ 55–72; б – модельных $\rho _{m}^{{ух}}$ для модельных точек 88–96 и 114–120 (рис. 2), отвечающих $\rho _{{ob}}^{{ух}}$ на профиле Д–Д (рис. 1). Изолинии УЭС даны в lg(ρ), Ом ⋅ м. Выше модельных точек показаны: номера экспериментальных МТЗ (курсив) или их групп и положение разломов: Пп – Петропавловский, Жп – Жупановский, ЛА – Лаучан-Андриановский, Об – Облуковский, Кр – Крестовский (рис. 8). Горизонтальные линии – границы Мохо M и М1, вертикальные – разломы (МОВЗ). Справа – УЭС блоков.

Рис. 5.

Сечения блочной 3D-модели Корякии и Камчатского перешейка для: (а) У = 850 км, (б) У = 720 км, (в) Х = 20 км (рис. 2). Интервалы профиля И–И: (а) – Верхнее Пенжино–Пенжинская губа–р. Вывенка–р. Пахача; (б) – р. Вывенка–Корф; (в) – от межплитного разлома МП1 до МП2 (рис. 1). Пунктир – разломы, М и М1 границы Мохо (МОВЗ); звезды – гипоцентры Ильпырского, Олюторского и Хаилинского землетрясений. Сверху – номера модельных и экспериментальных (курсив) точек МТЗ и аббревиатуры структур (рис. 8). Справа – УЭС блоков в lg(ρ), Ом ⋅ м.

Одномерная инверсия $\rho _{m}^{{ух}}({{Н}_{m}})$ модельных кривых $\rho _{m}^{{ух}}(T)$ показала, что блоки с ρ_m = 8–25 Oм · м и подошвой, расположенной до глубин Z_m = 5 км, проявляются в значениях $\rho _{m}^{{ух}}({{Н}_{m}})$ = 20–100 Oм · м и глубже 20 км (рис. 2б), а с подошвой, залегающей на глубинах Z_m = 15–20 км и на H_m = 70 км (рис. 4б). Поэтому при составлении стартовых моделей учитывалось, что низкоомные аномалии в высокоомной литосфере региона, выделяемые при 1D-инверсии кривых $\rho _{{ob}}^{{{\text{max}}Н}}$, $\rho _{{ob}}^{{{\text{min}}Н}}{\text{,}}$ могут являться следствием искажения кривых МТЗ. Опыты по двумерной инверсии МТ данных [Белявский, 2011; Белявский и др., 2008] также показали целесообразность проведения трехмерной интерпретации МТ данных.

Относительные среднеарифметические погрешности построения экспериментальных кривых МТЗ составляют 6–8%, а погрешности фаз импедансов ${\text{Arg}}Z_{{ob}}^{{{\text{max}}}}$ и ${\text{Arg}}Z_{{ob}}^{{{\text{min}}}}$ 3°–4°. Относительные среднеарифметические погрешности подбора 3D-модельных кривых $\rho _{m}^{{{\text{max}}H}}$, $\rho _{m}^{{{\text{min}}H}}$ и $\rho _{m}^{{уx}}$ к медианным кривым групп экспериментальных кривых $\rho _{{ob}}^{{{\text{max}}Н}}$, $\rho _{{ob}}^{{{\text{min}}Н}}$ и $\rho _{{ob}}^{{уx}}$ в усеченном диапазоне периодов со стороны высоких и/или низких частот варьировали от 5 до 50%. Среднеарифметическая погрешность подбора 3D-модельных фаз импедансов ${\text{Arg}}Z_{m}^{{{\text{max}}}}$ и ${\text{Arg}}Z_{m}^{{{\text{min}}}}$ к средним значениям фаз в группах ${\text{Arg}}Z_{{ob}}^{{{\text{max}}}}$ и ${\text{Arg}}Z_{{ob}}^{{{\text{min}}}}$ составляла 4°–10°. Пример подбора 3D-модельных кривых $\rho _{m}^{{{\text{max}}H}}$, $\rho _{m}^{{{\text{min}}H}}$ к экспериментальным $\rho _{{ob}}^{{{\text{max}}Н}}$, $\rho _{{ob}}^{{{\text{min}}Н}}$ для центральной части профиля И–И показан на рис. 6, а сами трехмерные модели и их сечения на рис. 2–рис. 4.

Рис. 6.

Сопоставление экспериментальных $\rho _{{ob}}^{{{\text{max}}H}}$, $\rho _{{ob}}^{{{\text{min}}H}}$ и модельных $\rho _{m}^{{{\text{max}}H}}$, $\rho _{m}^{{{\text{min}}H}}$ кривых индукции (рис. 2) на профиле И–И для точек МТЗ: (а) – 116–124 (м.т. 12); (б) – 143–151 (м.т. 32–52, разлом Петропавловский); (в) – 156–176 (м.т. 52, разлом Жупановский); (г) – 184–190 (модельные точки 72–92); (д) – 194–202 (м.т. 92); (е) – 216–223 (модельные точки 92–112, разлом Облуковский); (ж) – 236–246 (м.т. 112); (з) – 264–270 (модельные точки 112–132, разлом Лаучан-Андриановский).

По построенным блочным 3D-моделям распределения удельного электрического сопротивления оценивалось содержание в низкоомных блоках водной фракции флюида ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{f}$, при ее минерализации солями NaCl c С = 100–170 г/л, или долей расплава ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{m}$. Степень минерализации флюида принята с учетом распределения дефицита скорости продольных волн в литосфере Камчатского полуострова, зарегистрированного при изучении методами ГСЗ и сейсмической томографии [Федотов, 2006]. Корреляция положения этих доменов с областями пониженного УЭС и дефицита плотности^{1, 2} позволила допустить их насыщение флюидом или расплавом. Полученные по сейсмическим данным значения ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{v}}}^{f}$ и ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{v}}}^{m}$ принимались за реперные, относительно которых для низкоомных блоков УЭС оценивались пределы изменения водной фракции флюида ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{f}$ и долей расплава ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{m}$. Достоверность такого определения зависит не только от надежности получаемых 3D-распределений ρ_m(Х_m, Y_m, Z_m), но и от: изменения с глубиной пористости, отклонения природной минерализации флюида от принятой при оценке ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{f}$, связанности долей флюида и расплава в проводящие цепи, химического состава расплава, типа проводящих включений – флюид или/и расплав. В настоящей работе рассмотрено влияние на ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{f}$ и ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{m}$ последних четырех факторов.

2. УДЕЛЬНОЕ ЭЛЕКТРИЧЕСКОЕ СОПРОТИВЛЕНИЯ ФЛЮИДА И РАСПЛАВА

2.1. Оценка долей водной фракции флюида

Содержание связанных долей водной фракции флюида ф в коре и верхней мантии оценивалось по приближенной формуле [Shankland, Waff, 1977; Ваньян, 1997]

(1)

${{\sigma }^{l}} \approx 2{{\sigma }_{f}} \cdot {{\mathbf{ф}} \mathord{\left/ {\vphantom {{\mathbf{ф}} 3}} \right. \kern-0em} 3},$

где σ^l и σ_f – удельные электропроводности обводненных блоков литосферы и насыщающего их водных фракций флюида. При этом принималось, что УЭС матрицы сухой горной породы значительно превышает ρ_f, а содержание воды составляет не более 10% от объема горной породы. Эта формула отвечает модифицированному закону Арчи, используемому для оценки флюидонасыщенности горных пород при полной связанности всех долей водного флюида, обволакивающего кубические или сферические высокоомные включения. При этом учитываются и связанные доли флюида, не участвующие в переносе тока.

Высокая проводимость коры на глубинах 20–30 км может быть вызвана процессами дегидратации пород амфиболитовой фации метаморфизма при температурах 700–800°С [Браун, Массет, 1984]. Флюид может поступать и из погружающейся океанической коры, содержащей до 30% серпентинитов и 60–70% перидотитов, обогащенных водою [Рингвунд, 1981]. Объем образовавшейся свободной воды достигает двух процентов от объема коры, а всех ее долей – до четырех процентов [Каракин и др., 2003]. При температурах 200–500°С и давлении 10–30 кбар вода может находиться в жидком состоянии и до глубины 70 км [Кузин, 2014]. Миграции флюида вдоль разломов по зонам трещиноватости и сланцеватости ведет к концентрации его водной фракции в коре при протекании процессов дилатансионного расширения [Файф и др., 1981]. В магме континентальной коры вода (до 5–7%) находится в растворенном и диссоцированном состоянии. При ее остывании большая часть воды выделяется в виде пара. Этот гидротермальный флюид может быть представлен, в первом приближении, системой NaCl–H₂O [Hedenquist, 1995], который существует в виде единой надкритической фазы при высоком давлении.

Лабораторные исследования, проведенные на обводненных образцах кварцита, с учетом части адсорбированных ионов Na⁺, Cl^–, не переносящих ток или находящихся в карманах горных пород [Shimojuku et al., 2014], показали, что при давлении 10 кбар и температуре 525° < Т < 825°С понижение их УЭС до 10 Ом · м возможно при минерализации флюида солями хлорида натрия с C = 50 г/л и его насыщением до ф⁵⁰ = 10–14% или с C = 100 г/л при ф¹⁰⁰ = 3.5–4%, а также с С = 170 г/л и ф¹⁷⁰ = 0.75–0.9%. Последним двум минерализациям и насыщениям водной фракции флюида ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{f}$ отвечают значения ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{v}}}^{f}$, определенные по дефициту скорости продольных волн, так как оцененное в регионе содержание ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{v}}}^{f}$ не превышает 8%, если оценки проводить по уравнению среднего времени [Wyllie et al., 1956]. Полученные зависимости УЭС водных долей флюида ρ^f от температуры, давления, степени минерализации приведены на рис. 7а. Видно, что значения ρ_ф, полученные для всех связанных водных долей флюида (нижние графики, рис. 7а), согласно данным работы [Физические …, 1984], почти на порядок ниже удельного электрического сопротивления флюида, у которого часть ионов воды не участвует в токовом процессе (верхние графики) [Shimojuku et al., 2014], при том же самом ее объеме.

Рис. 7.

Зависимость удельного электрического сопротивления от температуры и давления: (а) – водной фракции флюида, минерализованной солями NaCl в 100 и 170 г/л для всех связанных его долей, переносящих ток (нижние графики); с учетом части адсорбированных долей [Shimojuku et al., 2014] (верхние графики); (б) – долей расплавов сухого перидотита ($\rho _{m}^{p}$) и базальта ($\rho _{m}^{b}$) от температуры и его объемного содержания [Pommier, Garnero1, 2013].

Для доменов литосферы, характеризующихся дефицитом скорости продольных волн (∆V_р = V_ро – V_p) относительно вмещающих их блоков с V_ро, величина водного флюида ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{v}}}^{f}$ или базальтового расплава ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{v}}}^{b}$ оценивалась из уравнения [Wyllie et al., 1956]:

(2)

${1 \mathord{\left/ {\vphantom {1 {{{V}_{р}}}}} \right. \kern-0em} {{{V}_{р}}}} = {{{{{\mathbf{ф}}}_{{\mathbf{v}}}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{{{{\mathbf{ф}}}_{{\mathbf{v}}}}} {{{V}_{f}}}}} \right. \kern-0em} {{{V}_{f}}}} + {\text{ }}{{(1{\text{ }} - {{{\mathbf{ф}}}_{{\mathbf{v}}}})} \mathord{\left/ {\vphantom {{(1{\text{ }} - {{{\mathbf{ф}}}_{{\mathbf{v}}}})} {{{V}_{р}}_{о}}}} \right. \kern-0em} {{{V}_{р}}_{о}}},$

где: V_p – скорость в низкоскоростном блоке; V_f = = 1.7 км/с скорость в водной фракции флюида или V_f = 3 км/с в базальтовом расплаве [Физические…, 1984].

Содержание водной фракции флюида или расплава магм оценивалось по УЭС проводящих блоков литосферы с учетом распределения вблизи них температуры и давления (рис. 1). На севере Камчатского полуострова и в Корякии, у границы Мохо, на глубинах 30–45 км температура достигает 800–1000°С, а на юго-западе и под Срединным выступом 600–700°С, возрастая под восточным вулканическим поясом Камчатки до 800–900°С [Моисеенко, Смыслов, 1986].

3. СОДЕРЖАНИЕ ВОДНОЙ ФРАКЦИИ ФЛЮИДА И РАСПЛАВА В ЛИТОСФЕРЕ КОРЯКСКО-КАМЧАТСКОГО РЕГИОНА

Корякско-Камчатский регион включает в себя структуры: континентального типа (Омолонский массив и Срединный выступ), залеченные зоны Заваринского–Беньофа (Пенжинская–Западно-Камчатская СФЗ), аккреционные покровы (Корякское нагорье), зоны субдукции (Прибрежный горст), структуры с роевой сейсмичностью и вулканической активностью (Южно-Камчатский прогиб и Начикинский грабен), области высокой сейсмичности (Вывенская и Кичинская впадины, восточное побережье Камчатки) и вулканические пояса (Олюторско–Восточно-Камчатская СФЗ). Под перечисленными тектонотипами глубина расположения границы Мохо (рис. 1) изменяется от 20–35 км (Олюторско–Восточно-Камчатская СФЗ) и до 35–45 км (Омолонский, Укэлаятско-Срединный массивы и Срединный выступ). Она имеет двухъярусное строение с границей М1, расположенной глубже основной М (рис. 1, вставка) на 5–10 км, что связано с активизацией^{1, 2} большей части структур региона (рис. 4–рис. 5). Величина водной фракции флюида ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{f}$ оценивалась, в основном, при минерализациях 170 г/л (1) и реже с С = 100 г/л (2), а расплавов ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{m}$, в основном для их связанности, в 60% (табл. 1).

Южная часть Камчатского полуострова

В Южно-Камчатском прогибе (зона 5, блок с ρ_m = 10 Ом ⋅ м, рис. 2–рис. 3; рис. 8а), “задуговой” структуре с роевой сейсмичностью и гидротермальной активностью, глубже 13 км насыщение водной фракцией флюида составляет ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{f}$ = 0.9–1.3%. Расположенные ниже (Z = 30 км) домены с дефицитом скорости 0.3–0.4 км/с [Федотов, 2006] и плотности¹ в Δσ = 0.03–0.05 г/см³ могут быть связаны с флюидонасыщением до ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{v}}}^{f} \approx {\mathbf{ф}}_{\sigma }^{f}$ = 1.6–2.4% [Физические свойства…, 1984; Белявский, Алексанова, 2014]. Относительно спокойный в сейсмическом и вулканическом отношении Срединный выступ, граничащий с прогибом, характеризуется понижением УЭС только глубже 50 км.

Рис. 8.

Распределение в литосфере Камчатско-Корякского региона водной фракции флюида (а), (б) и расплава (б). На схеме тектонического районирования [Апрелков и др., 1991]: 1 – срединные массивы, платформы, породы мафического ряда, верхнемеловые офиолитовые формации и вулканиты; 2 – кайнозойские прогибы; 3 – границы Центрально-Камчатского вулканического пояса; 4 – границы поднятий, впадин, СФЗ и их названия: ОМ – Омолонский массив, О–В-К – Олюторско–Восточно-Камчатская СФЗ, П–З-К – Пенжинско–Западно-Камчатская СФЗ, У-С – Укэлаятско-Срединный массив, Ср – Срединный выступ. Структуры второго порядка: Вв – Вывенская впадина, Гн – Ганальский выступ, Г-Пп – Гывенско-Пылговаямское поднятие, Г-П – Гывенско-Пахачинский прогиб, Кн – Корякское нагорье, Н – Начикинский грабен, И-Т – Ильпино-Тыгловаямский прогиб, Пв – Пенжинская впадина, Пр – Прибрежный горст, П-П – Парапольско-Пусторецким прогиб, Пл – Паланский прогиб, ХПП – Хавывенское погребенное поднятие, Шп – Шипунский полуостров, Ю-К – Южно-Камчатский прогиб; 5а – глубинные разломы: Ас – Асачинский, ББ – Больше-Банный, Вл – Вилючинский, В-В – Вывенско-Ватынский, ГК – Главный Камчатский, Жп – Жупановский, Кр – Крестовский, ЛА – Лаучан-Андриановский, МП1 и МП2 – межплитные, Об – Облуковский, О-М – Орловско-Микинский, Пп – Петропавловский, Ун – Унанский, У-К – Усть-Камчатский, Хд – Ходутковский, Ха – Харьюзовский, Ши – Шивелучский, Шб – Шайбовеемский; 5б – разломы и зоны повышенной сейсмичности; 6 – границы главных тектонических элементов; 7 – объем водной фракции флюида ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{{\mathbf{f}}}$ (%): 7а – в коровом блоке (верхний ряд) и его глубина (нижний ряд); 7б – в мантийном блоке (средний ряд) и его глубина его (нижний ряд); сверху – среднее значение ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{m}$ для расплавов: насыщенного перидотита $\rho _{m}^{p}$ и базальта $\rho _{m}^{b}$, 8 – объем водной фракции в разломах (в %); 9 – зоны определения ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{{\mathbf{f}}}$ и ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{m}$.

В зоне подвига океанической коры под вулканы Прибрежного горста (рис. 3а; рис. 8б) глубже 70 км, где температура достигает 1200°С, картируется проводящий блок с содержанием перидотитовых и базальтовых расплавов до ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{m}$ = 1.6–3% (таблица). В этом блоке наблюдается повышенное поглощение обменных волн землетрясений², а дефицит скорости в ∆V_р = 0.1–0.2 км/с [Федотов, 2006] отвечает насыщению его расплавом до ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{v}}}^{b}$ = 0.8–1.6% (таблица). Альтернативный вариант связи мантийной проводимости с водным флюидом дает ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{f}$ = 0.35–0.26% при ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{v}}}^{f}$ = 0.3–0.6%. Региональные субширотные сдвиговые разломы Больше-Банный, Асачинский и Ходутковский, пересекающие Прибрежный горст, характеризуются ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{f}$ = 0.2–0.02%, а отделяющий его от Начикинского грабена Вилючинский (c ρ_m = 10 Ом ⋅ м) до глубины 3 км имеет ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{f}$ ≈ 2% (рис. 8а).

Под Начикинским грабеном и Ганальским выступом (МТЗ 60–66–94, пр. Б–Б, рис. 1; м.т. 49–55, рис. 3а; рис. 8б, зоны 4 и 6), расположенными на продолжении Императорского палеорифта под п-ов Камчатка [Мелихов, Лыгин, 2008] на глубине 40 км, глубже границы Мохо могут формироваться расплавы, вызванные плавлением обводненных мантийных пород (Т = 900°) с ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{v}}}^{b}$ ≈ ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{m}$ = = 1.6–3% (табл. 1). Если повышенная проводимость мантийного домена обусловлена присутствием в них водной фракции флюида, то ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{f}$ ≈ ≈ 0.7–1% при ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{v}}}^{f}$ = 0.6–1.8%. Расположенные выше блоки с ρ_m = 25 Ом · м (рис. 3), аппроксимирующие зоны глубинных разломов Петропавловского (пр. Б–Б, МТЗ 66, рис. 1, рис. 3а) и Жупановского (МТЗ 100, пр. Г–Г и МТЗ 94, пр. Б–Б, рис. 3а), охватывающие вулканы Авачинская, Жупановская и Карымская сопки, характеризуются насыщением водной фракции до ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{f}$ = 0.3–0.7%.

ОБСУЖДЕНИЕ ПОЛУЧЕННЫХ РЕЗУЛЬТАТОВ

Наблюдаемое многообразие тектонотипов, включающие в себя структуры континентального типа, зоны с высокой сейсмичностью и вулканической активностью, субдукции и рифтогененза, позволяет понять их влияние на распределение глубинной электропроводности, которая в изучаемом регионе контролируется флюидонасыщением и концентрацией расплавов горных пород. Положение блоков пониженного электрического сопротивления коррелирует с областями повышенной сейсмической и вулканической активностью, с доменами, характеризующимися пониженными скоростями продольных волн. Блоки литосферы с высоким содержанием флюида и расплава расположены: на пересечении субмеридиональных структур Олюторско-Восточно-Камчатской СФЗ со структурами широтной ориентации, такими как Императорский палеорифт, Алеутская вулканическая дуга, Баренцево море. В этих областях разгрузки тектонических напряжений и дилатансии аккумулируется флюид и расплав. Оцениваемые в них величины флюидонасыщения (${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{f}$) и/или расплава (${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{m}$), в основном, отвечают наблюдаемому дефициту скорости продольных волн [Федотов, 2006].

1. Под Южно-Камчатским прогибом, задуговой структурой, на глубине 35 км выделены блоки с содержанием водной фракции до ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{f}$ = 1.6–2.4%. Температура здесь достигает 800°С, которых достаточно как для развития процесса плавления обводненных мантийных пород, так и для дегидратации содержащих амфиболит блоков [Браун, Массет, 1984]. Дальнейшая миграция флюида вдоль вулканических систем и по ослабленным зонам коры ведет к росту его насыщения на глубинах 13–15 км до ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{v}}}^{f}$ = 1.5–2% (рис. 8а). Положение этой границы, объясняется понижением проницаемости верхней коры [Каракин и др., 2003]. Насыщение коры водной фракцией флюида коррелирует здесь с высокой сейсмической и гидротермальной активностью этой структуры, что свойственно зоне поддвига океанической коры под континентальную плиту. На ее переднем фланге расположены интрузивные высокоомные структуры Прибрежного горста, под которыми глубже 70 км формируется расплав с ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{m}$ = 1.5–3% (при ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{v}}}^{b}$ = 1–4%), вызванный плавлением субдуцированных океанических пород [Рингвунд, 1981].

2. Под Ничикинской грабенообразной структурой, с высокой вулканической и сейсмичностью активностью, расположенный глубже 40 км (рис. 3а) низкоомный и низкоскоростной мантийный блок [Федотов, 2006] можно связать с его насыщением расплавом до ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{m}$ = 1.5–3%, образующимся при плавлении обводненных пород, расположенных на пересечении субдукционных и палеорифтовых структур [Мелихов, Лыгин, 2008]. Этот блок с повышенным содержанием расплава (и/или связанных долей воды с ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{f}$ ≈ 0.7–1) прослеживается и западнее под Ганальским горстом и Олюторско–Восточно-Камчатской СФЗ (рис. 8). В него упирается низкоомный Петропавловский глубинный разлом (рис. 3а) с ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{f}$ = 0.3–0.7%, повышенное флюидонасыщение которого коррелирует с расположенными вблизи каналами фильтрации магматических флюидов Авачинской группы вулканов [Добрецов, 2017].

3. Под зонами действующих вулканов Безымянный, Шивелучский, Толбачинский, Ключевская сопка (рис. 3; рис 4б; зоны 2, 3, рис. 8) выделены блоки с ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{f}$ = 1–2% на глубине 10 км и вблизи границы Мохо – Z = 30 км (Т = 800°С), где возможно присутствие расплава с ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{v}}}^{b}$ ≈ ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{m}$ = 5–10%, возникшего при плавлении обводненных пород или при транспортировке его с более глубоких горизонтов. Под Ключевской группой вулканов на глубинах 25–35, 10 и 5 км существуют магматические очаги, верхняя часть которых формируется перед мощными извержениями [Ермаков и др., 2014]. Они проявляются повышенными значениями ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{f}$ и ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{m}$, что позволяет контролировать их накопление.

4. Вблизи низкоомных зон Жупановского, Лаучан-Андриановского, Крестовского и Шивелучского разломов, с содержанием водной фракции в ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{f}$ = 0.4–2% (зоны 2, 3, 6 рис. 8), в интервале глубин 5–50 км концентрируются гипоцентры землетрясений¹ (с магнитудой до М = 5) и наблюдается повышенная вулканическая деятельность, что отражается в росте содержания флюида. Меньшие значения – ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{f}$ = 0.2–0.7% – свойственны межплитным разломам МП1 и МП2, расположенным в более спокойном в сейсмическом и вулканическом отношении Камчатском перешейке, а также Харьюзовскому и Усть-Камчатскому разломам, отделяющих его от Камчатского полуострова. Расположенный под ними на глубине 50 км блок имеет ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{f}$ = 0.1–0.2% (${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{m}$ = 1–3.5%), что значительно ниже, чем в расположенных южнее, активизированных зонах Олюторско–Восточно-Камчатской СФЗ (рис. 8). Разломы, ограничивающие тектонотипы региона, характеризуются высоким содержанием ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{f}$ = 0.2–2% по сравнению с субширотными разломами с ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{f}$ = 0.02–0.1%, секущими Прибрежный горст Камчатского полуострова (рис. 8а).

5. Очаговые зоны Ильпырского, Хаилинского и Олюторского катастрофических землетрясений, с гипоцентрами, расположенными на глубинах 10–30 км (Т = 800°С) в Олюторско–Восточно-Камчатской СФЗ (рис. 5б; зоны 1 и 8 на рис. 8), характеризуются содержанием ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{f}$ = 0.2–0.6% (или ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{m}$ = 2–4.5%). Под юго-восточной частью Олюторско–Восточно-Камчатской СФЗ мощность коры уменьшается до 20–25 км, и она рассматривается как кора переходного типа, при этом границы изменения волновой картины обменных волн и проводящих блоков наклонены в сторону Корякского нагорья, и наблюдается повышенное поглощение сейсмических волн¹ (до 900 × × 10^–6 м^–1).

Под относительно спокойным в сейсмическом отношении Корякским нагорьем, представляющим собою систему покровов с двухъяростным строением¹, на глубинах 10 и 50 км содержание водной фракции флюида достигает 0.12–0.16% (зона 10, рис. 8) или расплава с ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{m}$ = 1.6–3.5% на глубинах Z_m > 50 км (Т > 1000°). С северо-запада Корякское нагорье граничит с Пенжинско–Западно-Камчатской СФЗ, которая возникла в пределах океанического рифта [Апрелков и др., 1997], закрывшегося в меловое время. Под его восточной частью – Парапольско-Пусторецком прогибом, на глубине 40 км ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{f}$ возрастает до 0.2% (зона 9, рис. 8, рис. 5а), а под западной – Пенжинской впадиной, блок с ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{f}$ = 0.3–0.4% воздымается до Z_m = 10–15 км (зона 12, рис. 8а; рис. 5а). Под Омолонским срединным массивом проводимость литосферы возрастает только глубже 60 км. Его западная граница картируется Шайбовеемским глубинным разломом c ${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{f}$ = 0.3–0.7%.

Такая картина распределения УЭС и сейсмических границ, блоков с высоким флюидонасыщением и поглощением сейсмических волн¹ напоминает палеосубдукционную схему погружения с юго-востока и северо-запада под Укэлаятский срединный массив зон трещиноватости и сланцеватости [Белявский и др., 2008].

6. Проведенные исследования магнитотеллурическими методами показывают, что они помогают восстановить картину развития региональных структур картировать активизированные региональные и глубинные разломы выделять очаги землетрясений, блоки с высокой сейсмичностью и действующие вулканы, насыщенные водной фракцией флюида от 0.3 до 2% и расплавами (${\mathbf{ф}}_{{\mathbf{\rho }}}^{m}$) с 2.5 до 10%. Дальнейшее изучение магнитотеллурическими методами Корякско-Камчатского региона позволит повысить надежность сейсмического районирования, а мониторинг МТ методами может улучшить прогноз сейсмических и вулканических событий. Более детальную картину распределения флюида и расплавов дадут крупномасштабные МТ исследования. Построение геоэлектрических моделей следует проводить с помощью программ трехмерного математического моделирования или 3D-инверсии МТ данных, а оценивать величину флюидонасыщения и концентрации расплавов с учетом распределения скоростей сейсмических волн.