Физика Земли, 2023, № 2, стр. 78-93

ВВЕДЕНИЕ

Целью региональных геофизических исследований, выполняемых в Северо-Кавказском регионе являлось, изучение глубинного строения литосферных плит, условий формирования месторождений полезных ископаемых, выяснение причин возникновения землетрясений и активизации вулканических систем различного генезиса¹¹. Решение этих вопросов позволяет организовать геологоразведочный процесс и создать геолого-геофизическую основу для сейсмического районирования региона.

Наблюдаемые в земной коре природные явления обусловлены взаимодействием экзогенных и эндогенных процессов, связанных с восходящими потоками газовых и жидких флюидов от внедрившихся в кору разогретых мантийных диапиров. Изучение распространения этих флюидонасыщенных зон представляет интерес при сейсмическом районировании территории и выделении районов перспективных на образование рудных и нефтегазовых месторождений. Ювенильные или метеорные воды, сосредоточенные в ослабленных участках коры, повышают их электропроводность, затухание сейсмических волн и понижают их скорости.

Перед глубинными магнитотеллурическими исследованиями ставились задачи:

– Определить положение тектонических контактов структур литосферных плит, аллохтонных и автохтонных комплексов “доюрского” фундамента Предкавказской части Скифской плиты.

– Выделить активно развивающиеся структуры, оценить степень их раздробленности, изучить строение очаговых зон землетрясений Большого Кавказа и грязевулканических систем Таманского полуострова.

В настоящей работе основное внимание уделено решению последних задач. Как показывают исследования на тестовых 3D-моделях, двухмерная инверсия профильных МТ данных часто ведет к появлению ложных структур при изучении изометричных складчатых структур, а трехмерная инверсия дает значительно более реалистическое их отображение и под одиночным профилем наблюдения [Siripunvaraporn et al., 2005б; Иванов, Пушкарев, 2012; Kiyan et al., 2014]. В этих трудах и рядe других показано, что необходимо подключать импедансы Z_хх и Z_уу в процесс инвертирования МТ данных.

Построение результирующей геоэлектрической модели западной части Северного Кавказа выполнено с помощью программы трехмерной инверсии WSINV3DMT [Siripunvaraporn et al., 2005б]. Полученные ранее, на основании одномерной, двумерной инверсий и трехмерного математического моделирования, геоэлектрические разрезы [Белявский, 2007] позволили построить стартовые трехмерные модели, необходимые при трехмерной инверсии по программе WSINV3DMT.

КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ О ТЕКТОНИКЕ СЕВЕРО-ЗАПАДНОГО КАВКАЗА

Рассматриваемая территория включает в себя (рис. 1): Северо-Кавказский краевой массив, Новороссийскую складчатую зону, Таманский переклинальный прогиб, Азово-Кубанскую впадину, Индоло-Кубанский и Восточно-Кубанский прогибы. Кристаллический фундамент (догерцинский) в пределах Индоло-Кубанского прогиба погружается до глубины 10–15 км, а складчатое основание (доюрское) до 6–8 км. Скифская плита по Ахтырскому разлому отделяется от структур Большого Кавказа. Главный хребет, в отличие от Северо-Кавказского краевого массива, не затронут процессами киммерийской и позднеальпийской складчатости. Они разделены Пшекиш-Тырнаузской шовной зоной шириною от 2 до 12 км. Видимая амплитуда шарьяжей на Западном Кавказе достигает 20 км. В позднеальпийскую эпоху “сокращение коры сопровождалось… пододвиганием южных тектонических элементов под северные…” [Сомин, 2000]. Современная структура Северного Кавказа формировалась под влиянием сжатия, при котором доюрские осадочные чехлы Закавказской и Скифской плит в юрский период превращались в расслоенные аллохтонные комплексы, которые в позднеальпийский период создали складчато-покровное сооружение Большого Кавказа. В позднеальпийское время в Индоло-Кубанском прогибе развивались, в основном, субвертикальные движения с формированием высокоомных моласс мощностью до 1 км.

Рис. 1.

Схема расположения профилей МОВЗ–МТЗ на карте структурного районирования Северо-Кавказского района (по работе [Нетреба и др., 1977])¹. Изолинии – глубина расположения киммерийских доколизационных комплексов. Структуры (в кругах): 1 – Ростовский выступ, 2 – Ставропольский свод, 3 – Главный хребет, 4 – Северо-Кавказский краевой массив, 5 – Передовой хребет, 6 – Индоло-Кубанский прогиб, 7 – Азово-Кубанская впадина, 7а – Восточно-Кубанский прогиб, 7б – Адыгейский выступ; 8 – Таманский переклинальный прогиб, 9 – Новороссийская складчатая зона. Профили МОВЗ, МТЗ: 1 – Кубанский, 2 – Туапсинский, 3 – Краснополянский, 4 – Ачуев–Ходыженск, 5 – Ейск–Каспийское море, 6 – Новороссийск–Тамань, 7 – Новороссийск–Темрюк. На профилях МТЗ показаны ориентация магнитных и электрических векторов (широкие линии – магнитные в методе [Counil etr al., 1986], а тонкие – электрические [Eggers, 1982]) и некоторые точки наблюдений. На вставке [Собисевич и др., 2005] показаны грязевые вулканы: (⚫) Ш – Шуро, Г – Гладковский, ЗЦ – Западный Цимбал; профили МТЗ, точки наблюдения (*): Новороссийск–Тамань (МТЗ 41–81), Новороссийск–Темрюк (МТЗ 4–32), Кубанский (МТЗ 2–20). Разломы: ЗК – Западно-Кавказский, Дж – Джигинский, ГК – Главный Кавказский, Ан – Анапский, КБ – Каневско-Березовский, Ту – Туапсинский, Ах – Ахтырский, АК – Азово-Каспийский, Тм - Тимашевский, Нв – Новороссийский, Мо – Молдаванский; Х, Y – оси координат при 3D-инверсии МТ данных.

Наиболее активные землетрясения (магнитудой М > 5) и блок, являющийся наиболее вероятным местом верхнемантийных землетрясений, расположены между Анапским и Новороссийским региональными разломами (рис. 1) [Cтонгий В.В., Стонгий Г.А., 2019].

МЕТОДИКА ТРЕХМЕРНОЙ ИНТЕРПЕРТАЦИИ МАГНИТОТЕЛЛУРИЧЕСКИХ ДАННЫХ

Построение геоэлектрической модели Северо-Западного Кавказа состояло из этапов:

– Апробация программы WSINV3DMT при оценке восстановления параметров низкоомных блоков в 3D-тестовой модели, близкой к возможному распределению удельного электрического сопротивления (УЭС) в коре и чехле Северо-Западного Кавказа. Это позволило понять особенности инверсионного процесса при картировании низкоомных аномалий [Miensopust et al., 2013; Siripunvaraporn et al., 2005а].

– Формирование верхних частей стартовых моделей на основании результатов одномерной инверсий [Белявский, Сухой, 2004] инвариантных экспериментальных кривых МТЗ, в частности, максимальных и минимальных импедансов $Z_{{{\text{ob}}}}^{{\max H}}$, $Z_{{{\text{ob}}}}^{{\min H}}$ [Counil et al., 1986]. Их двумерная инверсия [Варенцов, 2002] и метод интерактивного подбора к кривым $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{\max H}}$, $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{\min H}}$ 3D-модельных $\rho _{{\text{m}}}^{{\max H}}$, $\rho _{{\text{m}}}^{{\min H}}$ позволили спрогнозировать веозможное распределение УЭС в нижних этажах задаваемой стартовой модели [Белявский, 2007; Современные методы. ..., 2009].

– Проведение трехмерных инверсий по серии стартовых моделей с выбором распределения – ρ_in(Х_in, Y_in, Z_in), отвечающего минимальным отклонениям компонент тензора импеданса [Z_ob] от получаемых [Z_in], при стабилизации решения в обратной МТ задаче.

– Анализ распределений ρ_in(Х_in, Y_in, Z_in), аномалий пониженных скоростей и повышенного затухания сейсмических волн на профилях МТЗ - МОВЗ.

– Оценкa содержания водной фракции флюида в наиболее низкоомных блоках коры, жерлах грязевых вулканах, глубинных и региональных разломах Таманского прогиба, Новороссийской складчатой зоны и Индоло-Кубанского прогиба.

На тестовых 3D-моделях, построенных методом интерактивного подбора к экспериментальным кривым $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{\max H}}$, $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{\min H}}$ 3D-модельных $\rho _{{\text{m}}}^{{\max H}}$, $\rho _{{\text{m}}}^{{\min H}}$ [Белявский, 2007], рассчитанных по программе трехмерного моделирования Maxwellf [Druskin, Knizhnepman, 1994], проведена апробация программы WSINV3DMT. Она позволила оценить ее способность восстанавливать параметры проводящих структур в 3D-моделях, отражающих возможное распределение электрического сопротивления в западной части Северного Кавказа.

В основе программы WSINV3DMT лежит принцип Оккама, согласно которого минимизация функционала невязки между импедансами тензоров [Z_ob] и [Z_in] выполняется с учетом получения наиболее сглаженных изменений значений ρ_in(h_in) вдоль осей Х и Y, а в качестве штрафной функции рассматривается член, учитывающий параметры стартовой модели. При этом прямая МТ задача решается методом конечных разностей [¹Siripunvaraporn еt al., 2005]. Решение обратной МТ задачи выполнялось при 20–25 итерациях, на которых должен был достигаться основной минимум суммарного отклонения компонент тензоров [Z_ob] от [Z_in] (параметр Rms). Если он отсутствовал, то в качестве результатов инверсии, рассматривались компоненты в [Z_in], полученные для тех локальных минимумов Rms, при которых достигнуто минимальное расхождение между соответствующими импедансами в [Z_ob] и [Z_in].

Для достижения минимальных значений параметра Rms и учета искажающего влияния неоднородностей верхнего этажа на кривые МТЗ в стартовых моделях рассматривались различные параметры модельных блоков, расположение точек инверсии, интервалы периодов МТ поля и размеры сеток дискретизации при решении обратной МТ задачи. Верхние горизонты стартовой модели содержали блоки с ρ_м = 1–0.5 Ом · м (Азовское море); 5–20 Омּ · м (чехлы впадин и прогибов); 1000–3000 Ом · м (складчатое основание) и приповерхностный однородный слой мощностью 100–120 м. Он позволил снизить погрешности расчета ЭМ полей из-за возникающих краевых эффектов при стыковки блоков, характеризующихся значительным контрастом УЭС [Miensopust et al., 2013].

ГЕОЭЛЕКТРИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ЗАПАДНОГО СЕКТОРА СЕВЕРНОГОО КАВКАЗА

Трехмерная инверсия компонент тензора импеданса [Z_ob], наблюденных с шагом 1.5 – 3 км на профилях (рис. 1): Кубанский (Пр. 1), Туапсинский (Пр. 2), Ачуев-Ходыженск (Пр. 4), Ейск–Каспийское море (Пр. 5), Тамань–Новороссийск (Пр. 6), Новороссийск–Темрюк (Пр. 7), проведена в диапазоне периодов 0.1–1000 с. Программа WSINV3DMT позволяет инвертировать не более 100 матриц импедансов, поэтому она применялась последовательно для трех площадей, охватывающих:

1) профили 1, 4, 5 и часть точек наблюдения (т.н.) на Пр. 6 и Пр. 7 (площадь 4 × 10⁴ км²), всего 83 т.н.

2) профили 1, 4 и часть т.н. на Пр. 6, Пр. 7 и Пр. 2 (площадь 23 × 10³ км²), 65 т.н.;

3) профили 6, 7 и часть т.н. на Пр. 4 и Пр. 1 (площадь 7 × 10³ км²), 65 т.н.

На первой площади серия 3D-инверсий, проведенная на сетках дискретизации с 50 (ось Х), 34 (Y) и 20 (Z) ячейками, с шагом 5 км между узлами в ее центральной части, при 20 стартовых моделей, позволила получить геоэлектрические разрезы в пределах Индоло-Кубанского прогиба, Азово-Кубанской впадины, Ростовского выступа. Полученные в пределах впадины и прогиба распределения ρ_in(Х_in, Y_in, Z_in) на профилях 1 и 5 близки к разрезам, сформированным при 1D-инверсии кривых $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{\max H}}$ [Белявский, 2007; Белявский и др., 2007], поэтому они полностью в статье не представлены.

3D-инверсия, проведенная на второй площади (9 стартовых моделей), на сетке c 32 (ось Х), 42 (Y) и 30 (Z) ячейками, с шагом 3 км в центральной части сетки, отразила геоэлектрические разрезы под профилями 1, 2, 4 (рис. 2–рис. 4). Распределение УЭС, полученное для третьей серии моделей (с тем же числом ячеек в ее сетке и шагом между узлами) при расширенном наборе т.н. на Пр. 6 и Пр. 7 (12 стартовых моделей), позволило составить геоэлектрическую модель Таманского прогиба и Новороссийской складчатой зоны (рис. 5–рис. 6).

Рис. 2.

Геоэлектрические разрезы по профилю Кубанский (Пр. 1), построенные по 1D-инверсии кривых $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{{\text{max}}H}}$ – (а). (1 – разрывные нарушения; 2 – границы обмена в методе МОВЗ (Ф₀ – складчатое основание, Ф – кристаллический фундамент); 3 – границы (1 – ρ = 1000 Ом · м; 2 – ρ = 300 Ом · м; 3 – ρ = 100 Ом · м; 4 – ρ = 30 Ом · м; 5 – ρ = 10 Ом · м; 6 – ρ = 3 Ом · м; 7 – ρ = 1 Омּ ⋅ м); 4 – области повышенного поглощения обменных волн (МОВЗ); 5 – глубинные разломы (Ах – Ахтырский, АК – Азово-Каспийский, Тм – Тимашевский, КБ – Каневско-Березовский); 6 – т.н. МТЗ; по 2D-инверсии кривых ρ^|| [Белявский, 2007] – (б);; по 3D-инвертированию экспериментальных тензоров [Z_ob] (WSINV3DM) – (в);; по подбору к кривым МТЗ ($\rho _{{{\text{ob}}}}^{{{\text{max}}H}}$, $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{{\text{min}}H}}$) 3D-модельных $\rho _{{\text{m}}}^{{{\text{max}}H}}$, $\rho _{{\text{m}}}^{{{\text{min}}H}}$ (Maxwellf) – (г); по 3D-инверcии компонент [Z_t] тестовой 3D-модели, курсив – номера модельных точек – (д). Справа от разрезов – шкалы УЭС в блоках модели.

Рис. 3.

Геоэлектрические разрезы по профилю Ачуев–Ходыженск (Пр. 4): (а) – 1D-инверсия кривых $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{{\text{max}}H}}$ (субширотные), цифры – значения УЭС; (б) – 2D-инверсия амплитудных и фазовых кривых субширотного направления; (в) – 3D-инверcия МТ данных (WSINV3DMT). Разломы: Ту – Туапсинский, Нв – Новороссийский; (г) – интерактивный подбор 3D-модельных кривых МТЗ (программа Maxwellf) к $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{{\text{max}}H}}$, $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{{\text{min}}H}}$. Сверху разрезов – т.н. МТЗ. Ф₀ – граница складчатого основания [Атлас карт …, 1998]. Справа от разрезов – шкалы УЭС в блоках модели.

Рис. 4.

Геоэлектрические разрезы Туапсинского профиля (Пр. 2): (a) – 1D-инверсия квазипродольных кривых МТЗ (широкие линии – границы обмена волн); УЭС (Омּ ⋅ м): 1 – ρ = 1000; 2 – ρ = 300; 3 – ρ = 100; 4 – ρ = 30; 5 – ρ = 10; 6 – ρ = 7; 7 – ρ = 6; 8 – ρ = 5; 9 – ρ = 4; 10 – ρ = 3; 11 – ρ = 1; Ф₀, Ф – границы складчатого основания и кристаллического фундамента [Атлас карт …, 1998], косая штриховка – зоны повышенного поглощения обменных волн (МОВЗ) [Шемпелев, 2004], сверху – точки наблюдений МТЗ и аббревиатура разломов; (б) – 3D-инверсия (WSINV3DMT) экспериментальных МТ данных, эллипс – область повышенного поглощения скоростей V_s (ММЗ) [Рогожин и др., 2015]; (в) – метод подбора 3D-модельных кривых $\rho _{{\text{m}}}^{{{\text{max}}H}}$, $\rho _{{\text{m}}}^{{{\text{min}}H}}$ к $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{{\text{max}}H}}$, $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{{\text{min}}H}}$; (г) – 3D-инверсия матриц [Z_t] тестовой 3D‑модели, курсив – положение модельных точек. Справа от разрезов – шкалы УЭС.

Рис. 5.

Результаты 3D-инверсии МТ данных на профилях: (а) – Тамань–Новороссийск (Пр. 6); (б) – Темрюк–Новороссийск (Пр. 7). Сверху – т.н. МТЗ и разломы (V): Ан – Анапский, Ах – Ахтырский, Т – Таманский, Дж – Джигинский, ЗК – Западно-Кавказский, ГК – Главный Кавказский, Мo – Молдаванская флексурно-разрывная зона (разлом); грязевые вулканы (+) (Г – Гладковский, ЗЦ – Западный Цынбал). Светлые линии на разрезах – границы повышенного затухания волн V_s [Рогожин и др., 2019]); Ф₀ – граница складчатого основания [Атлас карт …, 1998]. Справа от разрезов – шкалы УЭС.

Рис. 6.

Распределение УЭС на глубинах: (а) – 5.5 км; (б) – 8.6 км. Показано положение т.н. МТЗ, грязевых вулканов (*) и флексурно-разрывных зон (разломы): Ан – Анапский, Ах – Ахтырский, Мо – Молдаванский, ЗК – Западно-Кавказский, Дж – Джигинский, ГК – Главный Кавказский, АК – Азово-Каспийский. Справа от карты (а) – шкала УЭС. Х, Y – оси координат при 3D-инверсии.

Оценка размерности тензора импеданса [Z_ob], проведенная в интервале периодов 0.1 < T < 3000 с, ориентации инвариантных кривых МТЗ различного типа ($\rho _{{{\text{ob}}}}^{{\max H}}$, $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{\min H}}$), кривых Эггерса [Еggers, 1982] и фазового тензора [Galdwell et al., 2004], с проведением их 1D–2D-инверсий [Белявский, 2007; Современные методы …, 2009] позволила составить тестовые и стартовые геоэлектрические модели.

АПРОБАЦИЯ ПРОГРАММЫ WSINV3DMT НА ТЕСТОВЫХ МОДЕЛЯХ

Способность кривых МТЗ оценивать параметры проводящих блоков в пределах Северо-Кавказского региона оценивалась на тестовых тензорах [Z_t] 3D-моделей [Белявский, 2007], построенных методом подбора к кривым $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{\max H}}$ и $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{\min H}}$ модельных $\rho _{{\text{m}}}^{{\max H}}$ и $\rho _{{\text{m}}}^{{\min H}}$ (программа Maxwellf). 3D-инверсия импедансов [Z_t] проведена в диапазоне периодов 0.1 < Т < 400 с по модельным профилям (66 м.т.), отвечающим положению экспериментальных профилей МТЗ (рис. 7): Кубанского (Пр. 1), Туапсинского (Пр. 2) и Краснополянского (Пр. 3).

Рис. 7.

Сечение центральной части тестовой модели Северного Кавказа на уровне Z = 0 км. Справа – шкала УЭС верхних модельных блоков; (⚫) – положение точек инверсии с [Z_t], курсивом показаны их номера.

Сечения тестовой 3D-модели вдоль Пр. 1, Пр. 2, Пр. 4 и результаты трехмерной инверсии (17 итераций) компонент матриц [Z_t] вдоль них представлены на рис. 2г, 2д, рис. 3г, рис. 4в, 4г. Видно, что блок с ρ_t = 10 Ом·м, расположенный на глубине 7 км под “структурами Большого Кавказа”, выделяется на тех же глубинах аномалией с ρ_in = = 10–30 Ом · м, мощностью 6 км (рис. 2г, 2д) и суммарной проводимостью S_in ≈ 400 См близкой к S_t = 500 См. В сечении тестовой 3D- модели (Пр. 2, рис. 4, в) блок с ρ_t = 8 Ом ⋅ м, заданный глубже 1 км под модельными точками (м.т.) 3–9, восстанавливается с ρ_in = 5–10 Ом ⋅ м (S_in ≈ S_t = 400 См). Значения ρ_in, S_in и H_in определены при относительных среднеарифметических погрешностях отклонения (δху_in, δух_in) модулей импедансов $Z_{t}^{{xy}}$ и $Z_{t}^{{yx}}$ от модулей $Z_{{{\text{in}}}}^{{xy}}$ и $Z_{{{\text{in}}}}^{{yx}}$ на профилях:

– Пр. 1 – δху_in = 1–30%, δух_in = 1–20% (м.т. 2– 6);

– Пр. 2 – δху_in = 1–15% (м.т. 9–33) и δух_in = 5–25% (м.т. 9–21) и δух_in = 1–12% (м.т. 27–33).

ПОГРЕШНОСТИ ТРЕХМЕРНОЙ ИНВЕРСИИ МТ ДАННЫХ

Из сопоставления экспериментальных кривых $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{xy}}$, $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{yx}}$ и инверсионных $\rho _{{{\text{in}}}}^{{xy}}$, $\rho _{{{\text{in}}}}^{{yx}}$, их частотных характеристик, фаз импедансов видно (рис. 8, рис. 9, рис. 10), что причиной их расхождения являются и локальные гальванические искажения, конформно перемещающие кривые $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{xy}}$, $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{yx}}$ вдоль линий профилей. Проявление этих искажений на длинных периодах частично компенсируется (рис. 8а; рис. 9а) алгоритмом минимизирующим функционал невязки в программе WSINV3DMT, а различия между ними связаны и с формированием в результирующей модели сглаженных глубинных аномалий УЭС, а не локальных аномальных вертикальных зон. Например, в т.н.: 81–75 (Пр. 6), т.н. 2–22 (Пр. 7), т.н. 2–4 (Пр. 1), т.н. 17 (Пр. 2), где на низких частотах кривые $\rho _{{{\text{in}}}}^{{xy}}$, $\rho _{{{\text{in}}}}^{{yx}}$ отклоняются от $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{xy}}$, $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{yx}}$.

Рис. 8.

Экспериментальные $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{yx}}\left( Т \right)$ и модельные $\rho _{{\text{m}}}^{{yx}}\left( Т \right)$ частотные характеристики кажущегося электрического сопротивления на профилях: (а) – Пр. 7; (б) – Пр. 1; (в) – Пр. 2; (г) – Пр. 4; (д) – Пр. 6. Сверху номера первых и последних т.н. Справа – шкалы УЭС.

Рис. 9.

Экспериментальные $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{xу}}$, $\rho _{{{\text{ob}}}}^{{ух}}$ (широкие линии) и модельные $\rho _{{\text{m}}}^{{xу}},\rho _{{\text{m}}}^{{ух}}$ (тонкие с кругами) кривые МТЗ (Пр. 6) в пределах: (а) – Новороссийской складчатой зоны; (б) – пересечения разломов северо-восточного и северо-западного простираний; (в) – грязевулканических систем. Сверху – номера точек наблюдений.

Рис. 10.

Экспериментальные Arg($Z_{{{\text{ob}}}}^{{xy}}$), Arg($Z_{{{\text{ob}}}}^{{yx}}$) (широкие линии) и модельные Arg($Z_{{\text{m}}}^{{xy}}$), Arg($Z_{{\text{m}}}^{{yx}}$) (тонкие, с кругами) фазовые кривые. Распределение т.н. на Пр. 6 дано согласно рис. 9.

С учетом проведенной адаптации программы WSINV3DMT к тестовым моделям, показавшей надежность оценки распределения УЭС (рис. 2г, 2д, рис. 4в, 4г), о достоверности результирующей 3D-модели можно судить в диапазоне периодов 10–1000 с по величинам относительных среднеарифметических отклонений δху и δух модулей импедансов $Z_{{{\text{in}}}}^{{xy}}$, $Z_{{{\text{in}}}}^{{yx}}$ от $Z_{{{\text{ob}}}}^{{xy}}$ и $Z_{{{\text{ob}}}}^{{yx}}$ (таблица).

В пределах осадочных чехлов Индоло-Кубанского и Таманского прогибов, в интервале периодов 1 < T < 1000 c, в большинстве т.н. МТЗ δух ≈ ≈ δху = 1–15%.

ОЦЕНКА СОДЕРЖАНИЯ ВОДНОЙ ФРАКЦИИ ФЛЮИДА

Зависимость удельной проводимости блоков в чехле и складчатом основании (σ) от содержания в них связанных долей водного флюида f_ρ оценивалась по формуле σ = 2σ_фf_ρ/3 [Shankland, Waff, 1977], где σ_ф – проводимость флюида. Уменьшение связанных долей в два раза, при той же их концентрации, ведет к росту УЭС пород в 10 раз [Ваньян, 1997]. В пределах Таманского полуострова минерализация флюида солями NaCl–KCl составляет 16–20 г/л [Лаврушин, 2012], что при температуре Т = 18°C и атмосферном давлении дает ρ_ф = 0.4 Ом · ּм [Физические …, 1976]. На глубинах 3–10 км под Таманским полуостровом Т = = 120°C и Т = 300°C [Моисеенко, Смыслов, 1986; Ершов и др., 2015]. Рост с глубиной давления и температуры уменьшает УЭС на глубинах: Н = = 3 км (Т = 120°C) до ρ_ф = 0.11 Ом · м, на 5 км (Т = = 200°C) до ρ_ф = 0.09 Ом · м и на 10 км (Т = 300°C) – ρ_ф = 0.07 Ом · м. При оценке флюидонасыщения принято, что в интервале глубин 3–5 км ρ_ф = = 0.1 Ом · м и от 6 до 10 км – ρ_ф = 0.08 Ом · м. Положение наиболее проводящих блоков, ассоциирующее с максимальным затуханием сейсмических волн (рис. 4, рис. 5), позволяет считать, что источником их повышенной проводимости является флюидонасыщение.

Оценки содержания флюида (таблица) показали: на глубинах 3–5 км (ρ_in = 1–3 Ом · м, рис. 5, рис. 6) у Главного Кавказского разлома (Пр. 6, Пр. 7; т.н. 74–75 и 8–10), отделяющим структуры складчатого Кавказа от Таманского прогиба – f_ρ = 7–20%; пересечения Джигинского и Анапского разломов с Ахтырским и Молдаванским разломами (ρ_in ≈ 1 Ом ⋅ м) характеризуются f_ρ > 20% (т.н. 59–66), как и стволы грязевых вулканов, расположенных вдоль Западно-Кавказского разлома (Пр. 6, т.н. 41, 44, 47 и т.н. 52–55). Вне зон пересечений упомянутых разломов – f_ρ ≈ 5–1.5% (Пр. 7, т.н. 15–16), а на северо-востоке Новороссийской складчатой зоны у Ахтырского и Главного Кавказского глубинных разломов f_ρ ≈ 1–2% (рис. 2в; рис. 4б).

В работе [Лаврушин, 2012] показана связь флюида, газа и минерализации с коровым источником. О глубинном заложении шовных зон и разломов свидетельствует рост в них на 4 порядка концентрации гелия, относительно их фоновых значений [Собисевич и др., 2005]. В пределах же Таманского прогиба, глубина формирования грязевулканических вод соответствует глубине корней грязевого вулкана Шуро – 3–5 км [Ершов и др., 2015], что близко к положению зон с максимальным флюидонасыщением (таблица).

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

1. Проведенная апробация программы трехмерной инверсии WSINV3DMT на тестовой 3D-модели, построенной для западной части Северного Кавказа, метода подбора 3D-модельных кривых МТЗ к экспериментальным показала, что параметры низкоомных блоков (рис. 2г, 2д, рис. 4в, 4г) восстанавливаются с учетом действия принципа эквивалентности.

Параметры низкоомных аномалий в Новороссийской складчатой зоне, полученные с помощью программ одномерной и двумерной инверсий (рис. 2а–2в, рис. 4а, 4б), существенно корректируются при 3D- инверсии тех же МТ данных.

2. Согласно проведенной трехмерной инверсии, в пределах Северо-Кавказского краевого массива и осадочного чехла Таманского полуострова, вдоль глубинных разломов северо-западного и северо-восточного простираний, ограничивающих Новороссийскую складчатую зону, картируются блоки с ρ_in ≈ 1–5 Ом · м, концентрируясь в местах их пересечений (рис. 5, рис. 6а). Под западной частью Большого Кавказа, на глубинах 3–10 км, аномалиями с ρ_in = 3–50 Омּ ⋅ м выделяются глубинные разломы (рис. 2в, рис. 3в, рис. 4б): Ахтырский, Главный Кавказский (Пр. 1, т.н. 2–10; Пр. 2, т.н. 17–19, т.н. 3) и Туапсинский (Пр. 4, т.н. 52).

3. Приведенные данные, о распределении УЭС и границ обмена волн¹, свидетельствуют о надвиге по доколизиционным комплексам краевой зоны Большого Кавказа на южный борт Индоло-Кубанского прогиба. Амплитуда надвига в пределах прогиба достигает 10 км (рис. 2а, 2в). В пределах самой Новороссийской зоны, методом МОВЗ трассируется уже пододвигание складчатых структур Северо-Западного Кавказа под Скифскую плиту с амплитудою до 20 км [Золотов и др., 2001] и до глубины 40 км (граница Мохо). Зоны Ахтырского и Главного Кавказского глубинных разломов, вдоль которых картируется смещение блоков (рис. 2, рис. 4), выделяются флюидонасыщением с f_ρ = 1.5–5% (таблица) и затуханием сейсмических волн [Рогожин и др., 2015; Шемпелев, 2004].

Более высоким содержанием флюида (7–20%) характеризуются узлы пересечения разломов и окрестности камер грязевых вулканов Таманского полуострова и западной части Новороссийской складчатой зоны (рис. 4–рис. 5). Их положение ассоциируется с доменами, характеризующими повышенным поглощением сдвиговых обменных волн [Рогожин и др., 2019]. Для более достоверного картирования положения жерл грязевых вулканов и оценки их флюидонасыщения необходимо проводить более детальные магнитотеллурические исследования.